jeok i mya i lkeler i

JEOKİMYA İLKELERİ
Prof. Dr.-Ing. Hüseyin Çelebi
DERS NOTLARI
İstanbul 2014
Gördüğümüz şeyler güzel,
Anladıklarımız daha güzel,
Ancak kavramadıklarımız en güzedir.
Niels Steensen (Steno) 1638-1686
Önsöz
"Jeokimya İlkeleri Ders Notları" çevre, jeoloji, ziraat ve inşaat bölümlerinin lisans öğrencilerine jeokimya temel bilgilerini vermek için hazırlanmıştır. Konu ile ilgili RÖSLER &
LANGE (1976), MASON & MOORE (1985), MÖLLER (1986), BREUER (1992),
BROWNLOW (1996) ve WHITE (2001) ile AKÇAY (2002) temel kaynakları iyice
incelendikten sonra hazırlanmıştır. Bu kapsamda jeokimyanın tüm ayrıntılarını işlemek
mümkün olmamaktadır. Ancak öğrenciye en az not hacmi ile en çok bilgi vermeye
çalışılmıştır. Dolayısiyle sadece gereken yerlerde tatmin edici teorik esaslara inilmiştir. Bunun
yerine konunun anlaşılabilmesi için çok sayıda örnek sunulmuş, şekil ve çizelgelere yer
verilmiştir. Daha geniş bilgi için konu ile ilgili kaynaklara başvurmak gerekecektir.
H. Çelebi
İstanbul, Kasım 2014
İÇİNDEKİLER
Önsöz
İçindekiler
2
3
I KISIM: KURAMSAL TEMEL İLKELER
1 GİRİŞ
1.1 Jeokimyanın tanımı ve konusu
1.2 Jeokimyanın tarihi
Kaynakça
7
8
8
2 EVRENİN OLUŞUMU, GÜNEŞ SİSTEMİ VE YERKÜRENİN ÖZELLİKLERİ
2.1 Genel bakış
2.2 İlk patlama kuramı
2.3 Güneş sistemi
2.3.1 Güneş sisteminin oluşumu
2.3.2 Güneş sisteminin özellikleri
2.3.3 Güneş sisteminin kimyasal bileşimi
2.4 Elementlerin oluşumu
2.5 Yerküre’nin yapısı
2.5.1 Yerin oluşumu
2.5.2 Yerin mineralojik bileşimi
2.5.3 Yerin kimyasal bileşimi ve elementlerin dağılımı
Kaynakça
9
9
13
14
15
16
17
19
21
22
24
31
3 KİMYASAL ELEMENTLER
3.1 Tanım ve tarihçe
3.2 Atomun yapısı
3.2.1 Atom çekirdeği
3.2.2 Elektron ve periyodik sistem
3.3 İyon
3.4 Molekül
Kaynakça
32
32
33
37
40
49
58
4 TERMODİNAMİĞİN TEMEL İLKELERİ
4.1 Genel bakış
4.2 Entropi
4.3 Entalpi ve serbest entalpi
57
58
64
4.4 Mineralojik-jeokimyasal sistemlerin pTx bağlılıkları
4.4.1 Mineralojik sistemler ve özellikleri
4.4.2 Faz kuralı ve önemli termodinamik tanımlar
4.5 Jeolojik termometre ve barometre
Kaynakça
68
68
72
74
77
5 ERİYİKLERİN ÖZELLİKLERİ
5.1 Suyun özellikleri
5.2 Çözünürlük ve derişim
5.3 Denge sabitesi ve aktivite
5.4 Hidrojen derişimi (pH değeri)
5.5 İndirgenme-yükseltgenme (redoks potansiyeli veya Eh-değeri)
Kaynakça
78
80
81
85
86
91
6 JEOKİMYASAL YAYILMA ETKENLERİ
6.1 Tanım ve sınıflandırma
6.2 İç yayılma etkenleri
6.2.1 İyon kafesi enerjisi
6.2.2 Eş biçimlilik (izomorfi) ve çok biçimlilik (polimorfi)
6.2.3 Yer değiştirme (diyadohi)
6.2.4 Radyoaktivite
6.3 Dış yayılma etkenleri
6.3.1 Yer çekimi (gravitasyon) enerjisi
6.3.2 Güneş ve kozmik enerji
6.3.3 Hidrojen derişimi pH’nın önemi
6.3.4 Yükseltgenme ve indirgenmenin etkisi
6.3.5 Sorpsiyon, kolloidler ve iyon alış-verişi
Kaynakça
92
93
93
96
98
101
102
102
103
104
106
110
112
7 UYGULAMALI JEOKİMYA
7.1 Jeokimyasal arama ve inceleme yöntemleri
7.2 Örnek alma
7.2.1 Düzenli örnek alma
7.2.2 Düzensiz örnek alma
7.2.3 Örnek sayısı ve miktarı
7.2.4 Örneklerin analize hazırlanması
7.3 Analiz yöntemleri
7.3.1 Genel bakış
7.3.2 Kimya- ve fizikokimyasal analiz yöntemleri
7.3.3 Aletsel analiz yöntemleri
7.3.3.1 Soğurma (atomik absorpsiyon)
113
114
116
118
119
121
121
121
123
124
124
7.3.3.2 Laser ablation
7.3.3.3 Elektron mikroskopu
7.4 Jeokimyasal analiz sonuçlarının değerlendirilmesi
7.4.1 Standart örnekler
7.4.2 Matematik- ve istatistiksel yöntemler
7.4.2.1 İstatistiksel ölçütler
7.4.2.2 Normal dağılım (Gauss Eğrisi)
7.5 Mineral formüllerinin hesaplanması
Kaynakça
125
126
128
128
128
129
131
135
137
II KISIM: JEOKİMYASAL ORTAMLAR
Genel bakış
138
8 MAGMATİK KAYAÇLARIN JEOKİMYASI
8.1 Giriş
8.2 Magmatik kayaçların mineralojik bileşimi
8.3 Magmatik kayaçların kimyasal bileşimi
8.4 Magmanın ayrımlaşması
8.4.1 Ana element ayrışması
8.4.2 Eser element ayrışması
Kaynakça
141
141
144
145
146
147
151
9 TORTUL KAYAÇLARIN JEOKİMYASI
9.1 Tanımlar
9.2 Ayrışma
9.3 Toprak oluşumu
9.4 Tortul kayaçların kimyasal ve mineral bileşimi
9.5 Taşınma ve çökelme
9.5.1 Tortulların ürünleri
Kaynakça
152
152
156
158
160
161
163
10 BAŞKALAŞIM KAYAÇLARININ JEOKİMYASI
10.1 Tanımlar
10.2 Başkalaşım kayaçlarının oluşumu ve derecelenmeri
10.3 Başkalaşım kayaçlarının kimyasal bileşimi
10.4 Başkalaşım kayaçlarının mineral birliktelikleri (fasiyesler)
Kaynakça
164
165
167
168
169
11 ATMOSFERİN JEOKİMYASI
11.1 Genel bakış
171
11.2 Atmosferin kimyasal bileşimi
11.3 Atmosferde madde döngüsü
Kaynakça
171
173
177
12 SUKÜRENİN JEOKİMYASI
12.1 Suyun önemi ve genel özellikleri
12.2 Okyanusların yapısı
12.3 Suyun yeryüzündeki dağılımı ve su sistematiği
12.4. Elementlerin sudaki dağılımları
12.5 Okyanusların oluşumu
Kaynakça
178
178
179
181
186
187
13 EKOSFERİN (BİYOSFER) JEOKİMYASI
13.1 Canlı doğanın jeokimyası
13.2 Organik maddelerin oluşumu
13.3 Biyokütle
13.4 Biyosferin bileşimi
13.5 Biyojenik (organik) maden yatakları
13. 5.1 Kömür yatakları
13.5.2 Petrol yatakları
13.6 Sonsöz
Kaynakça
188
190
191
193
196
196
199
200
202
Ekler
203
I KISIM: KURAMSAL TEMEL İLKELER
1 GİRİŞ
1.1 Jeokimyanın tanımı ve konusu
Jeokimya, yer küresinin ve kayaç, cevher, su, gaz ile bitki kısımlarının kimyasal bileşimini
inceliyen bir bilim dalıdır. Yer küresini meydana getiren bu kısımların birbiriyle ilişkilerini,
madde ve mineral sistemleri ile bunların ortaya çıkış nedenlerini inceler. Bunları analiz eder,
sonuçlarını saptar, gelecekteki değişimlerinin nasıl olabileceğini kestirir. Örneğin, ozon tabakasının bozulmasında olduğu gibi, çözüm önerilerinde bulunur ve yaşama geçmesini sağlar.
Jeokimyaya göre her değişim bir denge bozukluğunun sonucudur. Bu da yeni bir denge
sisteminin doğmasına neden olur.
Jeokimya, özellikle jeolojiye çok yakın ve onu tamamlıyan genç bir bilim dalıdır. Bazı sahalarda, örneğin, maddelerin bileşimi ve elementlerin dağılımı gibi konularda ise, onu aşar.
Evren jeokimyası bunlardan biridir. Mineraloji, petroloji ve maden yatakları bilim dalları da
bugün jeokimyasız araştırma yapamazlar. Yöntemleri bu bilim dallarının tümünde geniş çapta
kullanılmaktadır.
Jeokimya, görevi itibariyle yeryuvarı bileşenlerinin netel ve nicel analizlerini yapar, çeşitli
elementlerin dağılım kurallarını bulmaya çalışır, gökcisimlerini inceler ve yapay mineral
üretilmesinde kullanılır. Jeokimyanın bölümleri ve yeri Cizelge 1.1’de özetlenmiştir (Akçay,
2002, White, 2001; Mason ve Moore; 1985 ile Schroll, 1975).
Çizelge 1.1
Jeokimyanın uygulama alanları.
KİMYA

- Fizikokimya
- Jeofizik
- Kristalografi
- Mineraloji
JEOKİMYA

- Petroloji
- Maden yatakları
- Paleontoloji
- Biyoloji
JEOLOJİ

- Jeofizik
- Jeoloji Petrokimya
- Maden yatakları
YERBİLİMLERİ
- Petroloji, petrokimya
- Mineraloji, mineral kimyası
- Jeokimya,
Kayaç jeokimyası
Su jeokimyası
Hava (gaz) jeokimyası
Canlı jeokimyası
İzotop jeokimyası
Uzay jeokimyası
Çevre jeokimyası
1.2 Jeokimyanın tarihi
Jeokimya, gelişim süreci içinde kısa tarihi ile 3 ana bölüme ayrılmaktadır (Rösler ve Lange,
1976):
a) Ön hazırlık dönemi: Bu, 1900'a kadar olan dönemi kapsar. Bu dönemde Jeoloji ile
kimyanın ilişkileri saptanmıştır.
b) Klasik dönem: 1900-1950 arasını kapsıyan bu dönemde, yorum ve analizlere dayanan
inceleme yöntemleri geliştirilerek kayaçlar sınıflandırılmıştır.
c) Modern dönem: 1950'den sonra deneylere dayanan, yasa ve kuralların keşfedildiği ve
bunların ispat edilmelerinin ağırlık kazandığı dönemdir.
Diğer bilim dallarında olduğu gibi jeokimyada da büyük otoriteler yetişmiştir. Yaşamış
oldukları dönemlere göre jeokimyanın gelişmesine, yayılmasına ve uygulanmasına büyük
katkıları olan bazı önemli jeokimyacılar aşağıda kısaca tanıtılmaktadır:
1. C. F. SCHÖNBEİN (1799-1868): Jeokimyayı ilk defa uygulıyan, bu terimi ilk kez
kullanan ve ozonu (O3) bulan jeokimyacıdır.
2. F. C. CLARKE (1847-1932): 1908'de bugün de kendi adiyle anılan elementlerin
litosferdeki ortalama değerlerini (Clarke Değerleri) hesaplamıştır.
3. V. M. GOLGSCHMIDT (1888-1947): Modern jeokimyanın kurucusu olarak bilinir.
Termodinamik kurallarını ilk defa jeokimyaya uygulıyarak yapay kristal elde etmiştir.
Bunlardan başka, 20. yy. ilk yarısnda, WASHINGTON (1867-1934), NİGGLİ (1888-1953),
FERSMAN (1883-1945); 20. yy. ikinci yarısında da, VINOGRADOV, TUREKİAN ve
WEDEPOHL jeokimyanın gelişmesine önemli ölçüde katkıda bulunmuşlardır.
Jeokimyanın temel kaynakları arasında Geochemical Abstract gelmektedir. Geochimica et
Cosmochimica Acta ve Journal of Geochemical Exploration uygulamalı jeokimyanın
önemli süreli yayınları olarak bilinmektedir.
Kaynakça
1. Akçay, M., 2002: Jeokimya. KTÜ yayınları 175, Trabzon, 506 s.
2. Krauskopf, K. B., 1985: Jeokimyaya giriş (Aykol, A., İnan, K. ve Suner, F.’nin çevirisi). İTÜ yayını 1308,
İstanbul, 666 s.
3. Mason, B., ve Moore, C. B., 1985, Grundzüge der Geochemie. Ferdinand Enke Verl., 340 s.
4. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976, Geochemische Tabellen. Ferdinand Enke Verl., 675 s.
5. Schroll, E., 1975, Analytische Geoschemie. Ferdinand Enke Verl., Bd. I, 292 s.
6. White, W. M., 2001: Geochemistry. www.imwa.info/geochemie/chapters.html, 700 s.
2 EVRENİN OLUŞUMU, GÜNEŞ SİSTEMİ VE YERKÜRENİN ÖZELLİKLERİ
2.1 Genel bakış
Evren (ing. cosmos), yunanca sözcüğünden gelir. Gök cisimlerinin tümü demektir.
Buna koşut olarak kainat ve alem de kullanılmaktadır. Uzay (ing. universe), bütün gök
cisimlerini içinde bulunduran sonsuz veya sınırsız boşluktur. Uluslar arası tanıma göre uzay,
yeryüzünün 100 km üstünden başlar. Bu-nun altı atmosferdir. Ancak ABD’de bu sınır 80
km’dir (50 mil). Uzaya aynı zamanda feza da denir.
Doğa bilimcileri mikro ve makro evreni karşılaştırdıkça, ayrıntılı araştırdıkça, yıldız ve
gezegenlerin oluşumunu inceledikçe ve hayatı tanımlamaya çalıştıkça daha ilginç, devamlı ve
sonsuz bir oluşumla karşılaşmaktadırlar. Evrenin oluşumu tarihi çağlardan beri insanı düşündürmektedir. Bu konuda oldukça farklı görüşler savunulmuştur. Ancak bugün, 20. yüzyılın ilk
çeyreğinden bu yana, evrendeki tüm enerji ve maddenin bir ilk patlama ile oluştuğu ve
yayılmakta olduğu görüşü kabul edilmektedir. İlk başta şekilsiz ve yapısız olan evren, zamanla sistemli bir şekilde düzenlenerek yasalara bağlanmıştır. Bu düzenin yaşaması termodinamiğin 2. yasasına göre entropinin (düzensizlik derecesi) artmasına bağlanmaktadır. Büyük
olasılıkla evrenin oluşumu ile ilgili yanıtlar zaman kavramında yatmaktadır. Sadece bir vektör
olarak ileriye yönelen zaman içinde geriye gitmek şimdiye kadar mümkün olmamıştır, ancak
araştırmalar sürmektedir.
Matematikçiler bu evren düzenini doğrusal olmıyan bir sistem olarak tanımlamaktadırlar. Yasalarına bağlı tüm sistemler dış koşullara bağlı olarak periyodik (yinelenen) veya kaotik (düzensiz) bir davranış gösterirler. Bu sistemler dış koşulların etkisinde (determinist) ve evrensel
kargaşalı (kaosglobal) bir yapı içinde kendi kendini örgütliyerek gelişebilirler.
Evrenin oluşumu ile ilgili çeşitli dini söylemler yanında bilimsel kuramlar da savulmuştur.
Bugün en çok kabul gören kuram, İlk Patlama kuramıdır.
2.2 İlk patlama kuramı
Evrenin oluşumu hakkındaki güncel görüşler, evrenin yaklaşık bundan 13,7 milyar yıl [giga
age, Ga] önce meydana gelen bir ilk patlama (big bang) ile doğduğu ve o andan beri her yöne
ışık hızı ile yayıldığı ilkesine dayanmaktadır. Buna göre tüm evren, 10-43 s’de (Plank zamanı)
patlıyan sonsuz yoğunlukta, 1,417.1032 K (Plank ısısı) sıcaklığında ve 3.10-21 m çapında
(proton büyüklüğünde) bir küreden ortaya çıkmıştır (Şekil 2.1). Patlamadan 10-35 s sonra
yaklaşık 3 mm çapına varan evrenin yayılması kozmik ufku, bir hipotetik gözlemcinin
görebileceği uzay sınırı, aşmasına enflasyon denir. Burada yayılma hızı, ışık hızını aşmıştır.
Bunun yaptığı yankıya kozmik ışınım veya arka plan ışıması denir ve evrenin oluşumu
hakkında elde edilen ilk belirtidir. Bu evrede yayılan evren plazması, sadece foton ve yüklü
parçacıklardan oluş-maktaydı. Bundan ancak yaklaşık 380.000 yıl sonra ilk atomlar ve
300.000.000 yıl sonra da ilk yıldızlar oluşmaya başlamıştır. Bugünkü evrenin çapı 3.1022
km’dir. Şimdi ortalama sıcaklığı yaklaşık 2,7 K olan evrenin ortalama yoğunluğu 2,3.10-26
kg/m3’tür. Bu, yaklaşık 1 km3’e 1 hidrojen atomuna karşılık gelir. Böylece evren, homojen
yapısı ve içerdiği madde miktarı ile yukarıdaki savları doğrulamaktadır, ancak ilk patlama kuramı evrenin oluşum nedenlerini, daha önce ne olduğu ve nasıl olabileceğini açıklamamaktadır.
Şekil 2.1
Evrenin oluşum evreleri (Hu ve White, 2004).
Kurama göre ilk patlamanın başında sadece hidrojen vardı* ve kuvvetler farklılaşmamıştı.
Enerji, elektron ve proton karışımından ibaretti. Bu farksızlıkta çok kısa bir süre içinde
simetri, ideal düzensizlik olaylarına hakim olmuştur. Farklılaşmalar ancak hızla yayılma ve
evrenin soğumasiyle meydana gelebilmiştir. Enerji ile madde birbirine dönüşerek yeni
maddeler (karanlık madde, elementler) oluştururken bazı maddeler de korunmuştur (görünen
madde, hidrojen). Simetrinin bozulması sonucu çekim kuvveti (gravitasyon) ve manyetizma
gibi kısmi kuvvetlerin doğması sonucu bugünkü şeklini alan evren, Einstein’ın (Aynştein)
genel görelilik kuramı ile tanımlanmaktadır. Çizelge 2.1 uzay hakkındaki önemli verileri
göstermektedir.
_____________
*Uzay araştırmacıları bu buluşu bir evren postülatına dönüştürmeye çalışmaktadırlar. Yani evren her noktada
vardır. Evrenin bu kadar homojen olması Heraklit'in (İ.Ö. 250) ifade ettiği sevgi ve nefret yerine çekme ve itme
kuvvetlerine benzetilmektedir. Yine Batı’nın en eski bilgelerinden Milet’li Tales’in (İ. Ö. 640-562) “başlangıçta
her şey suydu” sözü bugün “başlangıçta her şey hidrojendi” şeklinde anlaşılmalıdır.
Çizelge 2.1.
Uzay hakkında önemli yaklaşık veriler (Tübitak, 2000 ve Wikipedia, 2006).
Yaş
Çap
Kütle
Ortalama madde yoğunluğu
Ortalama sıcaklık
Gökada sayısı
Yıldız sayısı
13,7±0,5 .109 [yıl]
3±0,4.1022
[km ]
53
8,5.10
[kg]
2,3.10-26
[kg/m3]
2,7
[K]
11
10
1022
Bugünkü evrenin ancak % 4’ü görünen maddeden oluşmaktadır. Teorik olarak varlığı
ispatlanan, ancak şimdiye kadar örneğine rastlanamıyan karanlık madenin oranı % 19 ve
karanlık enerji oranı da % 76’dır. Sonuncusu evrenin yayılmasına ivme kazandırıyor.
Dolayısı ile evrenin çökmesini (big crunch) engelliyor. Tersine evren yayılarak parçalanabilir
(big rip). Bu konularda kritik yoğunluk [9,7.10-26 kg/m3] gibi çeşitli savlar bulunmaktadır.
Evrenin şekli ve sonsuz mu, yoksa sınırsız mı olduğu hakkında da farklı savlar tartışılmaktadır. Bunların en kabul göreni küresel evren modelidir. Bunun yanında yassı, hiperbolik ve
elipsoit modeller de savunulmaktadır. Bu geometrik şekli ile uzay, birçok madde yığışımlarını içermektedir. Bunların en büyük ve karmaşıklarına voids adı verilir. Bunların içinde
büyüklük sırasına göre,
-
Süper kümeler (Örneğin, Büyük Duvar, 1 milyar ışık yılı [1 IY=1013 km] çapında),
Gökada (galaksi) kümeleri, cluster (Örneğin, Yerel Gruplar, 10 milyon IY çapında),
Gökadalar (Örneğin, Samanyolu, 100.000 IY çapında),
Yıldız kümeleri (Örneğin, Açık Yıldız Kümesi, 100 IY çapında),
Gezegen sistemleri (Örneğin, güneş sistemi, 11 ışık saati çapında) ve
Yıldızlar (Güneş) ile gezegenler (Yerküre), aylar (Ay), astroid, meteorit ve kometler
yer alır. Bu gök cisimlerini büyüklüklerine göre sınıflandırmak oldukça tartışmalıdır. Bazı
astroidler bilinen aylardan daha büyüktür. Bazı aylar da gezegenlerden, Plüto’da olduğu gibi,
daha büyüktür. Bu büyük gök cisimlerini mikro düzeyde gaz ve toz parçaları, moleküller,
atom [~10-8 cm] ve elementar parçacıklar izler. Görüldüğü gibi evren, manyetik alan, ışın,
süper kümelerden en küçük parçacıklardan fotona kadar her şeyi içermektedir. Yani evren her
yerde vardır.
Şekil 2.2
Saman Yolu’nun yandan (üstte) ve güneş sistemi’nin konumu ile üstten görünüşü (altta) (Tübitak, 2000).
Bu madde yığışımlarının ve gökadaların oluşumu çok etkene bağlanmaktadır. Önce soğuyan
hidrojenin büzüşmesinden oluşan yumruların çarpışması sonucu bunların mor ötesi ışınlarla
iyonize olması, patlaması ve yer çekiminin etkisinde yeniden yoğunlaşması ile açıklanmaktadır (bak. Şekil 2.1).
Güneş sistemine en uzak bilinen sıradan gökadalar yaklaşık 10 milyar IY* uzaklıkta iken, en
yakın yıldız sistemi Alfa Centuri 4,3; Kutup yıldızı ise, 682 IY uzaklıktadır. Güneş sistemi
Saman Yolu Gökadası’nın merkezinden, 2/3 oranında dışarıda, yaklaşık 25.000 IY uzakta
(Şekil 2.2) ve 220 km/s hızla 220 milyon yılda bir gökadanın merkezi etrafında döner.
20. yüzyılda diğer bilim dallarında olduğu gibi kozmolojide de büyük mesafeler kat edilmiştir. Einstein (1879-1955) maddeyi
m=E/c2
1.1
formülü ile tanımlamıştır (m:madde, E:Enerji ve c:ışık hızı). 1960’ta kuvazarlar (quasi stallar
radio source), 1965’te arka plan ışıması ve 1967’de pulzarlar (hızlı dönen nötron yıldızları)
_____________
*Uzay boyutlarında IY’dan başka astronomik birim (1 AB = Yer-Güneş uzaklığı = 149,6.106 km) ve parsec (1
AB’nin 1″ ‘lik yay açısı altında görüldüğü mesafe = 206.265 AB = 3,262 IY = 3,086.10 13 km) de kullanılır.
keşfedilmiştir. Bunları 1969’da jeolog Neil Amstrong’un Ay’a ayak basışı ve 1975’te Viking
I ve II’nin Mars’a, 2006’da da Stürn’ün aylarına inişi takip etmiştir. İnsanların bu başarılarına
karşın bazı sorunları çözmede mutlak sınırlara dayanılacağı sanılmaktadır. Planck (18581947), mevcut tüm kuramlerin artık geçerli olamıyacağı
Gh
c5
=1,33.10-43 s
tp
1.2
ile elementar zamanı tanımlamıştır. Bu tasavvur edilemiyecek derecede kısa süre, bir doğa
bariyeri olarak görülebilir.
Evrenin daha ne kadar genişliyeceği ve sonunun ne olacağı bilinmemektedir. Başlangıçta çok
sıcak olan evren, ilerde yeni yıldızlara sahip olmıyacaktır. Çok sayıda gökada şimdiden
enerjilerini tüketmişlerdir. Tahminen 30 milyar yıl sonra evren son bulacaktır. Belki evrendeki madde miktarının kesin hesaplanması bu sorulara yanıt getirecektir. Büyük olasılıkla
evren genişliyen ve daralan, yani osilasyon, özelliğine sahiptir. Evrenin dönüp dönmediği,
başka evrenlerin varlığı, zaman-uzay ilişkisi, enerjinin tanımı, madde ve antimadde gibi
sorunlar geleceğin yoğun araştırmalar gerektiren konuları olmaya devam edecektir.
2.3 Güneş sistemi
Bugün izlenebilen evrenin sınırları içinde çok sayıda yıldız sistemi yer almaktadır. Bu sistemlerden biri yerin de içinde bulunduğu güneş sistemidir. Merkezde bir yıldız (Güneş) ile etrafında dönen 9 gök cisminden (gezgen) oluşmaktadır. Bu sistemin içinde gezegenlerin etrafında dönen 250 uydu (ay), çok sayıda astroid, kuyruklu yıldız, meteorit ile toz ve gaz
bulunmaktadır. Güneş’ten dışa doğru Merkür, Venüs, Dünya ve Mars’a iç veya ağır
gezegenler denir. Jüpiter, Satürn*, Uranüs ve Neptün de dış veya hafif gezegenlerdir. Ağır
gezegenler ağırlıklı olarak kayaçlardan; hafif gezegenler ise, gazlardan meydana gelirler ve
büyüktürler. Ancak Plüto ağırlığı nedeniyle iki gruba da girmemektedir.
____________________
*Antik çağdan beri bilinen ve çıplak gözle gözlenen ilk 5 gezegenin Arapça kökenli Türkçe isimleri şöyledir:
1.Merkür, Utarit;
2. Venüs, Zühre, Çolpan, Çoban Yıldızı;
3. Mars, Merih, Sakıt;
4. Jüpiter, Müşteri, Erendiz ve
5. Satürn, Zühal, Sekendiz.
Şekil 2.3
Güneş sistemi’nde gezegenlerin konumu (Jacobshagen ve diğ., 1999).
2.3.1 Güneş sisteminin oluşumu
Güneş sistemi yaklaşık 5 milyar yıl önce, evrenin yaklaşık 2/3’ü şekillendikten sonra oluşmuştur. Evrenin ve güneş sisteminin oluşumunun açıklık kazanması, elementlerin kökeni ve
insanların ufkunun açılması gibi yerdeki birçok sorunun da çözülmesine katkı sağlıyacaktır.
Güneş, ilk çağlarda çeşitli kültür çevrelerinde tanrı olarak görülmüştür. İlk defa Ksenofon (İ.
Ö. 431-355) güneşin bir gök cismi olduğunu söylemiştir.
Güneş sisteminin oluşumu tarihi çağlardan beri insanları meşgul etmektedir. 18. yy'dan
itibaren fizik yasaları ile açıklanmaya çalışılan oluşum savları, günümüzde de tartışmalara
konu
Bu, uzay araştırmalarında üstünlüğün 16. yy’dan itibaren Batı Avrupa’ya geçtiğini gösterir. En son Plüto, C.
Tombaugh (ABD) tarafından 1930’da keşfedilmiş, ancak 2006’da gezegenlikten çıkarılmıştır (bak. Çizelge 2.2).
olmaktadır. Bu konudaki savların tümü güneş sisteminin bir ilk güneşten veya bir ilk güneş
bulutundan meydana geldiğini savunmaktadır:
1.
Buffon (1749) gezegenlerin yıldızların güneşe çarpması ile oluştuklarını postüle etmiştir. Buna karşın,
2.
Kant (1775), gezegenlerin oluşumunu ilk güneş bulutunda bulunan yoğun yerlerin merkezinde
madde yoğunlaşmasına bağlamıştır.
3.
Laplace (1796) ise, bugünkü gezegenlerin bütün uzayı dolduran güneşin giderek hızla dönmesi sonucu
kopan gaz halkalarından meydana geldiğini savunmuştur.
Fizik ve astronomideki gelişmeler zamanla bu savlerin inanırlıklarını yitirmelerine neden
olmuştur. Bugün geçerli sayılabilecek görüş, nebülar kuramıdır. Burada ilk güneş hızla
dönen, gaz ve katı parçacık bileşiminde bir mercek şeklinde kabul edilmektedir. Bu bulutumsunun bazı yerlerinde oluşan türbülanslarda madde yoğunlaşması ile gezegenler meydana
gelmiştir. Bu kuram aynı zamanda iç ve dış gezegenlerdeki yoğunluk farklarını da açıkladığından, inandırıcı gelmektedir. Dıştaki gezegenler daha hafif ve büyüktürler. Zira
yoğunlaşma sırasında ağır maddeler merkezde, hafif maddeler (gazlar) dışta yoğunlaşmıştır
(bak. Şekil 2.2 ve Çizelge 2.2).
2.3.2 Güneş sisteminin özellikleri
Güneş sistemi evrene göre çok küçük bir birimdir (bak. Konu 2.2). Örneğin, güneş sistemi 1
m boyutuna küçültülecek olursa, gerçekte yaklaşık 4,3 IY mesafede olan en yakın yıldız
sistemi Alfa Centuri, 100 km uzakta olacaktır. Güneş Sistemi geometrik olarak odaklarının
birinde güneşin bulunduğu bir elipsoide benzemektedir. Güneşin etrafında 9 gezegen
bulunmaktadır (Çizelge 2.2). Bunların hepsi çok düzenli, içten dışa doğru sıralanmakta ve
Güneş’in ekvatorundan geçen yaklaşık aynı düzlemde yer almaktadırlar. Venüs, Uranüs ve
Plüto dışındaki gezegenlerin hepsi hem kendi eksenleri, hem de güneş etrafında, uyduları
(ayları) ile birlikte, aynı yönde dönerler. Jüpiter’e kadar gezegenlerin yarıçapları düzenli
büyür (Mars hariç). İç gezegenler yerden küçük, dış gezegenler ise, büyüktür (Plüto hariç,).
Güneş, tüm sistem kütlesinin % 99'unu, dönü momentinin ise, % sadece 2'sini içerir.
Hesaplara göre güneş şimdiye kadar enerjisinin yarısını tüketmiş durumdadır. Güneşin kendisi
hidrojen ve helyumdan meydana gelir. Enerji kaynağı, çekirdekte çekirdeksel işlevlerle
hidrojenin helyuma dönüşmesidir.
Mars ile Jüpiter arasında yukarıdaki mesafelerin düzenine göre bir gezegenin daha bulunması
gerekirdi. Ancak burada gezegen yerine bir Astroid Kuşağı yer almaktadır. Bu astroidler ya
parçalanmış bir gezegenin artıkları, ya da gezegen haline gelememiş göktaşlarıdır. Bu binlerce
sayıdaki gökcisimlerinin büyüklükleri oldukça farklıdır. En büyükleri olan Ceres'in yarıçapı
933 km'dir. Yeryüzüne zaman zaman düşen göktaşlarının kısmen bu kuşaktan geldiği sanılmaktadır.
Çizelge 2.2
Güneş ve gezegenlerinin önemli özellikleri (Çeşitli kaynaklara göre)
Gezegen,
Uzaklık1
Çap2
6
3
simge ay 10 km 10 km
Güneş
-1.400,00
Merkür
Venüs ♀
Yoğunluk
3
Dönü süresi3
Çekim kuv.
Isı
Atmosfer 4
g/cm
1,40
g/s
--
2
Yıl
--
Gün
25,5
K.____________
6.106 H2
58,6
243*
623
753
60
108
4,88
12,10
5,45
5,25
3,70
8,85
0,24
0,62
1
150
0,385
12,76
3,45
5,52
3,35
9,81
1,62
1,00
0,075
2
228
6,79
3,90
3,72
1,88
1,0
250
CO2
Jüpiter
58
778
142,80
1,31
26,39
11,86
0,4
123
H2, He
Satürn
26
1.429
120,00
0,70
11,67
29,45
0,4
98
H2
Uranüs
241
2.875
51,00
1,30
11,48
84,00
0,7*
48
H2, He
Neptün
11
4.504
46,10
1,70
11,97
164,80
0,7
50
He, H2
1
5.910
2,10
4,90
1,96
247,70
6,4*
43
CH4
Yer
Ay
Mars
Plüto6
1
(
2
1,0 288
27,35 198
He, H2
CO2, N2
N 2 , O2
--
3
Güneşe olan uzaklık; Yörünge elipsoidinde ortalama a uzaklığı; Dünya’nın yıl ve gününe oranla; 4 % 90
oranındaki ana bileşenler (+NH3, Ar ve SO2); 5Yere göre; 6Uluslar Arası Astronomi Birliği (UAB) 24.08.2006
tarihinde aldığı bir kararla gezegenlikten çıkarılarak Nr. 134340 ile adlandırılmıştır ve *Ters dönü yönü.
Yeryüzüne sürekli göktaşları (meteoritler) düşmektedir. Bunların küçük olanları
atmosferinde sürtünmeden dolayı buharlaşarak dağılırlar. Yılda yeryüzüne ulaşan 100
ağır meteorit sayısı 560/km2 tahmin edilmektedir (Jacobshagen ve diğ., 1999). Şimdiye
yeryü-zünde kayıtlara geçen 3000 kadar meteorit bulunmaktadır. Bunlar 3 ana gruba
maktadır:
yerin
g’dan
kadar
ayrıl-
a) Demir meteoritler (Sideritler, % 98 metal; % 4-62 Ni alaşımı),
b) Kayaç-demir meteoritler (Siderolitler, % 50 metal/Ni-Fe, % 50 silikat/olivin; ara grup)
c) Kayaç meteoritler (kondritler, olivin+plajiyoklas; akondritler, piroksen+plajiyoklas)
Kondritler, Tüm meteoritlerin % 79’unu oluştururlar. Silikat hamur maddesi içinde chondre
denilen mm büyüklüğünde silikat küreciklerinden meydana gelirler. Jeokimyada Güneş Sistemine temel alındıklarından, özel bir konuma sahiptirler. Uzay ve Güneş sistemi hakkında çok
önemli bilgilerin elde edildiği ve karşılaştırmaların yapıldığı bu uzay cisimlerinin kimyasal
bileşimi, güneşin bileşimine çok benzer (gazlar dışında). Başka gezegenlerin ve uzayda yaşamın varlığı araştırılmasında kullanılırlar.
2.3.3 Güneş sisteminin kimyasal bileşimi
Uzaydaki gök cisimleri, yaydıkları ışığın spektral analizi, gök taşlarının, kozmik tozların ve
gezegenlerin doğrudan incelenmesi ile araştırılırlar. Güneş tayfı ile saptanan element derişimi
ile kondritlerde saptanan element derişim arasında doğrusal bir bağıntı mevcuttur. Bu, farklı
iki yöntemle yapılan saptamanın doğruluğunu gösterir. Bu araştırmalarla evrendeki çok
soruya açıklık getirilmiştir. Ancak halen tartışılmakta olan ve araştırılacak çok konu
bulunmaktadır. Bunlara kısa zamanda yanıt bulmak kolay görülmemektedir. Şimdiye kadarki
incelemelerle elde edilen elementlerin uzaydaki dağılımı Şekil 2.4'te gösterilmiştir. Buna
göre:
1. 40'tan küçük atom numaralı elementlerin derişimi, atom numaraları ile ters orantılıdır,
2. Çift atom numaralı elementler, tek atom numaralı elementlere göre 10 kat daha yaygındır,
3. Ni'e kadar hafif elementlerin derişimi, ağır elementlerinkine göre daha çok değişiyor ve
4. Komşu elementlere göre demirin derişimi çok yüksek, Li, Be ve B’un ise, çok düşüktür.
Şekil 2.4
Güneş sistemin’de elementlerin derişimleri (Gill, 1993). Ordinatta 1.10 6 Si atomuna düşen diğer elementlerin
atom derişimini gösteriyor. Küçük diyagram, nadir toprak elementlerinin (NTE) ve komşu bazı elementlerin
derişimini gösteriyor. Duraylı izotopu olmadığından Premethiuma (Pm) meteoritlerde rastlanmaz. Gri alan tek ve
çift sayılı atom numaralı elementlerinin derişim farkını gösteriyor.
Ayrıca güneş sistemi’nde H ve He en çok bulunan elementlerdir. Atom sayılarına göre He,
H’in % 10’u kadardır, ancak ikisi birden Güneş sistemi’nin % 98’ine karşılık gelmektedir. Bu
sonuçlar, elementlerin nasıl oluştuklarına işaret etmektedir.
2.4 Elementlerin oluşumu
Oluşumu sırasında sürekli soğuyan evrende, hidrojen (H), ondan türiyen helyum (He) ve
lityum (Li) oluşmuştur. Ancak bir milyar yıl sonra gökada dönemi başlıyabilmiştir. Daha
önce serbest halde dağılmış parçacıklar gaz bulutlarını oluşturarak daha yoğun kitlelere
dönüş-müştür. Bunların çekirdeklerinde hafif H2 ve O2 yoğunlaşmasından yıldızlar meydana
gelmiştir. Büyük kitlelere sahip yıldızlar, oksijen rezervlerinin tükenmesi sonucu, büyük
patlamalara ne-den olmuşlardır. Bu patlamalar daha güçlü süpernova gibi füzyon olaylarını
doğurmuştur. Bu-nunla tüm evrene yıldızların külleri dağılmış ve helyumdan demire (Fe)
kadar olan elementleri meydana getirmiştir (107-109 K). Daha yüksek ısıda Fe'den ağır
elementler meydana gelmiştir. Bugün yeryüzünde bilinen doğal element sayısı 92'dir (Şekil
2.5). Bu elementlerin ve izotop-larının kombinasyonundan sayısız yıldız meydana gelmiştir
(güneş benzeri en az 1022 tane).
Uzay araştırmacıları, yukarıda belirtildiği gibi, evrenin ilk evrelerinde bir tek elementin,
sadece hidrojenin, olduğuna inanmaktadırlar. Diğer elementler bunun türevidir. Elementleri
oluşturan işlevlere nükleon sentezi denir. Buna göre 107 K’de bir nötron alan hidrojen atomu
döteryuma, bu da trityuma dönüşür (Çizelge 2.3). Trityumun bir proton almsı ile helyum
oluşuyor. 108 K’de He’dan C ve O; bunlardan da 109 K’de Si’dan Fe oluşur.
Çizelge 2.3
Elementlerin oluşumu (Cline, 2004; Gill, 1993; Mason ve Moore, 1985).
Nükleon sentezi
Nükleon
H, Proton
Döteryum Trityum
Helyum
Model:
2
Nötron
H
3
H
4
He
Hafif nükleon sentezi,
-
1
H+e ↔n+ν
n + e+ ↔ 1H + ν
1
H + 1n → 2H + 
2
H + 1n → 3H + 
2
H + 1H → 3He + β+ + γ
3
He + n → 4He + γ
3
He + 4He → 7Be + 
7
Be + e- → 7Li + 
4
4
1010 K, e- : Elektron, n: Nötron, ν: Nötrino
Hidrojen, e+: Pozitron
109 K, 2H: Döteryum, : Enerji, elektrom. dalga
3
H: Trityum, 1n: Nötron
He: Helyum, β+: Pozitron ışıması
7
Be: Berilyum
7
Li: Lityum
8
He + He → Be + γ ve
8
Be+ 4He → 12C + γ
12
C: Karbon
örneklerinde olduğu gibi gerçekleşmiştir. He çekirdeklerinin (α ışının) C'a alınmasiyle diğer elementler,
12
C + 4He → 16O
16
O + 4He → 20Ne
20
Ne + 4He → 24Mg
24
Mg + 4He → 28Si,
28
Si + 4He → 32S
32
S + 4He → 36Ne
36
N + 4He → 40Ca
Eşitliklerine göre oluşmuşlardır.
Çizelge 2.3 (devam)
Ağır nükleon sentezi, Ca ve Fe'in (56Fe) ancak daha yüksek ısıda ve karışık işlevlerle,
Fe + n → 57Fe + 
Fe + n →58Fe + n
56
(Fe’nin ağır izotopu)
57
şeklinde nötron alması ile oluşabilir. Bu işlevlerden esinlenerek bugün yapay elementler (aktinit/transuranlar)
üretilmektedir.
Bugünkü çekirdek fiziği modellerine göre maddenin temel taşları kuvark ve leptonlardır. Bu
iki parçacığın da elektron, nötrino ve d-kuvark (down-quarke) gibi üçer gruptan ikişer üyesi
olan aileler bulunmaktadır (Şekil 3.1). Tüm maddeler bu parçacıkların devşiriminden
meydana gelir. Bu parçacıkların bileşiminden oluşan proton ve çekirdekten sonra elementlerin
oluşumu Çizelge 2.4’te görüldüğü gibi formüle edilmektedir. Bu olayların sonuçlarından biri
de yaklaşık 5 milyar yıl önce oluşan Güneş sistemi ve ~ 4,6 milyar yıl önce şekillenerek
şenlenen Yerküre’dir (Şekil 2.5).
2.5. Yerküre’nin yapısı
Ortalama yörünge hızı 29,79 km/s, ekvatordaki dönü hızı da yaklaşık 0,46 km/s olan Yerküre
(Yer, Dünya, Arz), diğer gök cisimleri ve gezegenler arasında üzerinde gelişen biyolojik
çeşitliliği ile özel bir konuma sahiptir. Evrende şimdiye kadar eşine rastlanmıyan bu özellik,
yerin birbirinden ayırdedilemiyen okyanusları, kıtaları ve atmosferinden kaynaklan-maktadır.
İnsan tarafından en kolay ulaşılabilen ve en iyi incelenebilen gök cismidir. Uydu fotoğrafları
ile saptanan görünümü uzayda bir inci görünümü vermektedir (Şekil 2.5). Yerden 384.000 km
mesafede bulunan, 1.740 km yarıçapında ve 2,5-3,0 g/cm3 yoğunluğundaki yerin uydusu ay,
yere oldukça benziyen bir yapıya ve bileşime sahiptir. Ancak atmosferi yoktur.
Yaklaşık 4,6 milyar yıl önceki oluşumundan bu yana kıta hareketleri gibi dinamik işlevler,
kıtaların kaymasına, dağ oluşumuna, okyanus tabanının hareketine ve iklimin değişmesine
neden olmaktadır (Şekil 2.8). Bunun yanında zamanla gelişen şekillendirici kuvvetler, yerde
yaşamın oluşmasını sağlamıştır. Yerin geçmişinin incelenmesi, yaşamın kaynağını ve
geleceğini saptamak için, takibedilecek tek yol olduğuna inanılmaktadır.
Yerküre, jeokimya için en önemli konuları içermektedir. Yeryüzünden yapılan doğrudan
araştırmalarla teknik nedenlerden ancak 10 km derinliğe inilebilmektedir. Bu derinlik sadece
üst kabuk için gerekli ayrıntılı incelemelere dahi yetmemektedir. Bu yüzden yerde
volkanizma gibi doğal gelişmelerden ve jeofizik yöntemleri gibi dolaylı yöntemlerden büyük
çapta yararlanılmaktadır. Çok sınırlı kalmakla beraber, özellikle jeofizik yöntemleri,
yerçekimi, dalga yayılımı ve ısı dağılımı gibi özelliklerle yerin yapısı hakkında önemli veriler
sağlamaktadır. Bu verilerle yerin katmanları ayırdedilebilmekte; basınç, ısı ve yoğunluğu
yaklaşık hesaplanabilmektedir. Bu hesaplamalar, yerin yoğunluğunun 2.900 km'ye kadar
yavaş yavaş artarak yaklaşık 6 g/cm3'e çıktığı, bu derinlikten sonra aniden artarak çekirdekte
12 g/cm3'e yükseldiğini göstermektedir. Basınç daha yavaş bir yükselme göstererek çekirdekte 370 GP'a yükselir (Şekil 2.6). Yeryüzünde ortalama olarak 20 oC olan sıcaklık, daha
düzenli artarak çekirdekte 6.000 oC'ye vardığı tahmin edilmektedir.
Bütün veriler irdelendiğinde yerin yaklaşık 6.371 km yarıçapında olduğu ve çeşitli katmanlardan meydana geldiği saptanmıştır. Bunlar dıştan içe doğru: kabuk, manto ve çekirdektir.
Bunların her biri kendi arasında alt kısımlara ayrılmaktadır. Örneğin, üst ve alt kabuk; üst,
geçiş zonu ve alt manto veya dış ve iç çekirdek gibi. Kabuğun yaklaşık 60, mantonun 2.900
ve çekirdeğin de 3.400 km’yi aştığı kabul edilmektedir.
Şekil 2.5
Yerküre ve uydusu Ay (salda, Gottwald, 2003) ve Ay’dan Yer’in büyüleyici görünüşü (sağda, 11.06.1969).
Yer’de bulutlar arasında Avustralya ve ön planda Ay’ın çöl yüzü görülmektedir (Althaus, 2003).
Yerin sayılan bu tabakaları süreksizliklerle biribirinden ayrılmaktadır. Kabuk, 60 km kalınlığındaki kıtasal kabuk ile 7 km kalınlığındaki okyanusal kabuk olmak üzere ikiye ayrılır.
Kabuk, Mohorovicic Süreksizliği (Moho) ile mantodan ayrılır.
Kabuğun altında 400 km kalınlığındaki üst manto, onun altında da 2.900 km derinliğe kadar
alt manto yer almaktadır ve çekirdekten Wiechert-Gutenberg süreksizliği ile sınırlanır.
Mantonun altında 5.146 km'ye kadar dış çekirdek, onun altında ise, iç çekirdek gelir. Son
verilere göre çekirdek de katıdır. Bu zonların hacimleri, kütleleri ve yoğunlukları yer
kütlesine oranla oldukça farklıdır (Şekil 2.6).
Şekil 2.6
Yer’in kabuksu modeli (Jacobshagen ve diğ., 1999). Üstteki büyütülmüş parça yer kabuğu ve üst mantonun
yapısını açıklamaktadır. LVZ: Low velocity zone (düşük hız bölgesi).
2.5.1. Yerin Oluşumu
Bugünkü bilgilere göre Yerküre de diğer gezegenler gibi yavaş yavaş büyüyerek oluşmuştur.
Bu görüşe göre Yerküre, meteoritlerle (kondrit) güneşin sis malzemesinin akresiyonundan,
doğmuştur (Drake, 2000). Akresiyon kuramı, gezegenlere temel oluşturan kozmik gaz ve tozların (~ 1 μm ) çarpışarak kaynaştığını, yoğunlaştığını (aglomerasyon) ve büyüyerek (akresiyon) gezegen boyutuna vardıklarını esas almaktadır. Oluşacak gezegenin çekirdeğini
oluşturan küçük (~ 1 km çapında) gök cisimlerine planetesimal denir (Blum, 2003, Şekil
2.7). Bunlar hızlı büyürler. Gezegen büyüdükçe çarpışmalar azalır. Kurama göre örneğin,
Dünya, yaklaşık 100 milyon yılda gelişmiştir.
Çarpan büyük gök cisimleri sayesinde içindeki magma aktif kalarak milyarlarca yıl sonra dahi
Dünya’da volkanik olaylar yaşanmaktadır (Şekil 2.8). Bu etkinlikler uzun süre yaşamın gelişmesini engellemiştir. Bu kuram, yerin çekirdeğinde kükürtün bulunması gibi bazı itirazlara
karşın, en kabul gören gezegen oluşum kuramı olarak geçerliliğini korumaktadır.
Şekil 2.7
Yer’in akresiyon kuramına göre oluşumu ve gelişimi (Blum, 2003).
Radyometrik yaş tayinleri yerin akresiyonunun ayrışma ile son bulduğunu göstermektedir.
Planetesimal ve meteoritlerin çarpışmalarından yaklaşık 200 milyon yıl sonra şekillenmeye
başlıyan Yerküre’nin önce çekirdeği oluşmuştur. Artan çekim kuvveti, çıkan gazları tutarak
atmosferin oluşmasını sağlamıştır. Bu ayrışmadan ancak ~ 400 milyon yıl sonra kıtalar
(taşküre = litosfer) meydana gelebilmiştir. Mantodaki konveksiyon akımları ile hareket eden
kıtalar, plaka tektoniğine göre (Şekil 2.8) en az değişime uğrıyan yer kısımlarını teşkil
etmektedir. Hesaplamalar, yaklaşık 600 milyon yılda 1 tüm yer kabuğunun yenilendiğini
göstermektedir. Bu nedenle ilk yaşama ait kalıntılar ancak bu kıtaların başkalaşım,
volkanizma, aşınma ve taşınmaya en az uğrıyan kısımlarında rastlamak mümkündür.
Yeryüzünde saptanabilen en yaşlı kayaç (Zirkon/Avustralya) 4,2 milyar yaşındadır. Buna
karşın en yaşlı canlı bundan 3,8 milyar yıl öncesine aittir. Kesin olarak tanımlanabilen en
yaşlı canlı mavi-yeşil alglerdir (Cyano-bakter) ve 3,5 milyar yıl önce oluşmaya başlıyan
hidrosferle ve hidrosferde yayılmışlardır.
2.5.2. Yerin mineralojik bileşimi
Yer kabuğu, çeşitli büyüklüklerde kırılan ve kıvrımlanan magmatik, tortul ve başkalaşım
(metamorfik) kayaçlardan oluşmaktadır. Yüzeyde granitik kayaçların ağırlıkta olduğu kabuk,
derinlere doğru gabroik kayaçlara geçmektedir.
Sadece jeofizik yöntemleriyle incelenebilen manto, depremler, volkanik olaylar ve kıta hareketleri için önemli görülmektedir. Bugünkü verilere göre yerin bu katmanı dünit (olivin),
peridotit (olivin ve piroksen, Şekil 2.9) ile eklojit (granat ve piroksen) bileşiminde olduğu
saptanmıştır. Bu elastik kayaçlar, çoğunlukla Mg-Fe silikatlarından oluşmakta ve pirolit
(piroksen+olivin) olarak adlandırılmaktadır. Alt manto büyük olasılıkla homojendir, ilmenit
(Fe, Ti)O3 ve periklas (Mg, Fe)O karışımından meydana gelir.
Şekil 2.8
Kıta hareketleriyle yer kabuğunun oluşumu (Altaba ve diğ., 1995:). Riyolitteki tane farklılığı soğuma işlevi
sırasındaki koşullara da bağlıdır. Bazaltın ince taneliği dikkat çekicidir.
Yerin çekirdeği muhtemelen demir ve demir grubu elementlerinden oluşmaktadır. En azından
dış çekirdeğin sıvı halde olduğu sanılmaktadır. Buradaki etkin konveksiyon akımlarından
yerin manyetizması doğmaktadır. Özet olarak yeri, heterojen bir kabuk ve demir çekirdekten
oluşan ve armuda benziyen bir elipsoid olarak düşünmek gerekir.
Atmosfer, hidrosfer ve biyosfer jeokimya bakımından oldukça önemli olmalarına karşın tüm
yer kitlesinin ancak % 0,03'lük kısmını teşkil ederler. Yerin diğer katmanlarının genel özellikleri Çizelge 2.4’te özetlenmiştir. Görüldüğü gibi dışa doğru bileşenler seyreliyor (yerin ayrımlaşması).
Şekil 2.9
Optik mikroskopta üst mantonun olivin (gri) ve piroksen’den (koyu gri) oluşan belirleyici kayacı peridotit
Piorier ve Langenhorst, 2003).
Çizelge 2.4
Yer katmanlarının fiziksel ve kimyasal özellikleri (Möller, 1986).
Yer katmanları
Kimyasal özellikler
Atmosfer
Biyosfer
Hidrosfer
Kabuk
Manto
Çekirdek
N2, O2, Ar, H2O, CO2, He, Ne ve Xe
H 2O, org. madde
Tuzlu su, kar, buz, sis ve yağmur
Silikat, oksit, hidroksit, sülfit ve sülfatlar
Silikat mineralleri, olivin ve piroksen
Demir-Nikel alaşımı
Fiziksel özellikler
Gaz
Katı, sıvı ve kolloidal
Sıvı, kısmen katı
Katı
Katı
Katı
2.5.3. Yerin kimyasal bileşimi ve elementlerin dağılımı
Yerkürenin kimyasal yapısı ve bileşimi magmatitlerin bileşimine çok benzemektedir. Magmatitler yer kabuğunun % 94'ün meydana getirirken, şistler % 5, kum taşları % 0,75 ve
kireç taşları da % 0,25'lik bir oranla katılmaktadırlar. Başkalaşım ve tortul kayaçların, yerin
yapısında çok az bir oranda bulundukları görülmektedir.
Yer kabuğunu oluşturan kıtasal ve okyanussal kabuk oldukça farklı bileşim ve ozelliklere
sahiptir. Örneğin, okyanus kabuğu bazaltik bir bileşimde, daha ince (~ 10 km) ve 500 m
kalınlığında deniz sedimanları ile örtülü bulunmaktadır. Buna karşın kıtasal kabuk tortullar,
başkalaşım ve magmatitlerden meydana gelmekte ve kimyasal bileşimi de daha asidiktir.
Yerin doğrudan incelenebilecek tabakası sadece litosferdir. Elde edilen verilerin tümü
buradaki araştırma ve incelemelere dayanmaktadır. Ancak volkanizma olayları, sınırlı da olsa,
manto hakkında da bir fikir vermektedir. Bu araştırmalar litosferin yaklaşık % 98’inin 8
elementten, % 2’sinin de geri kalan 84 elementten oluştuğunu göstermektedir (Çizelge 2.5).
Yeryuvarı büyük olasılıkla birbirine eklenen planetismal’lerden oluşmuştur ve kondritler
bunları temsil etmektedir. Kondritler nikel-demir, demirsülfit ve silikat fazlarından meydana gelirler (Mason ve Moore, 1985). Bunların içindeki metaller, metal, sülfid ve silikatlara
olan göreceli afinitelerine* göre dağılmıştır. Fe, yüksek derişimi nedeniyle, metal, silikat ve
sülfit fazlarının üçünde de bulunmaktadır. Ancak Fe’den daha elektropozitif olan elementler
silikatlarda, yer kabuğunda (= Sial = Si+Al), yoğunlaşmıştır. Daha az elektropozitif olan ve
kimyasal özellikleri nedeniyle bu fazlara giremiyen elementler de S ile sülfitleri, mantoyu (=
Sima = Si+Mg) meydana getirmiştir (Şekil 2.10). Yukarıda da belirtildiği gibi Fe ve Ni de
yerin çekirdeğinde derişmiştir (Şekil 2.11).
Görüldüğü gibi yer kabuğunda elementler, yerçekimine karşın, ana fazlarda toplanmıştır. Bu,
elementlerin atomlarının elektron dağılımı tarafından belirlenir. Örneğin, thoryum (Th) ve
uranyum (U) yer kabuğunda oksit ve silikat oluştururken, altın (Au) ve platin (Pt) oksit veya
silikat yapmaz, tercihen demirle alaşım yaparlar. Bu, element dağılımının fazlar tarafından
denetlendiğini ve kimyasal potansiyele (elektronegativite) bağlı olduğunu gösterir (Mason ve
Moore, 1985).
Çizelge 2.5
Ana elementlerin yer kabuğundaki ortalama derişim oranları (Mason ve Moore, 1985; bak. Şekil 2.10 ve 3.15/8).
Element
Ağırlık [%]
O
Si
Al
Fe
Mg
Ca
Na
K
Toplam
1
Pikometre = 10-12 m
46,60
27,72
8,13
5,00
2,09
3,63
2,83
2,59
98,59
Atom [%]
İyon yarıçapı [pm1]
Hacim [%]
62,25
21,22
6,47
1,92
1,84
1,94
2,64
1,42
1,40
0,40
0,51
0,74
0,66
0,99
0,97
1,33
93,77
0,86
0,47
0,43
0,29
1,03
1,32
1,83
Bu esaslara göre yer kabuğundaki elementler incelendiğinde çeşitli element grupları ortaya
çıkmaktadır (Şekil 2.11). Ancak elektronegativeteleri E ile yaklaşık ayırt edilebilen bu
gruplar, şöyle özetlenebilir:
______________
*) Afinite, elementlerin bileşik oluşturma eğilimleridir.
Şekil 2.10
Yer kabuğu ve mantonun ortalama kimyasal bileşimi (Gill, 1993).
1. Litofil elementler, yer kabuğunda derişen, Si’ye benziyen ve silikat teşkil eden Li, Cs,
Si, Al, Mg ve Re gibi elementlerdir. Çoğunluğu alkali ve toprak alkali elementlerin
toplandığı bu grubun normal potansiyeli 1'den küçüktür (E<1,6).
2. Kalkofil elementler de S'e yakın özellikte ve öncelikle sülfit teşkil eden Cu, Zn, Ga ve
Sn gibi ağır elementlerdir. Kalkofil elementlerin normal potansiyeli orta değerlerdedir
(1,6<E<2,0).
3. Siderofil elementler, Fe'ye çok yakın olan Mn, Cr, Co, Ni, ve Os gibi oksit yapan yan
grup elementleridir (2,0<E<2,4).
4. Atmofil elementler, periyodik sistemin 8. ana grubuna ait asal gazlarla atmosferde
bulunan N, O ve H’dir. Bunlardan asal gazların doğal bileşikleri yoktur (E>2,0) ve
5. Biyofil element C, N, P ve O özellikle organik madde ve mineral de oluşturabilen çok
hafif elementlerdir. Bunlar, yüksek değerlilik ve iyonik potansiyele sahiptir (P+5 gibi).
gruplarına ayrılırlar. Bu sınıflama keskin sınırlı olmamakla beraber, elementlerin genel ilişkilerini tanımlamaya yetmektedir. Afinite, jeokimyasal ortam, basınç ve ısının değişmesi ile
bir gruptaki bir element başka bir gruba geçebilmektedir. Örneğin, krom oldukça bir litofil
elementtir. Oksijenin bulunmadığı ortamlarda (mantoda) FeCr2S4 (dabrelit) gibi sülfür minerali oluşturarak kalkofil karater kazanabilmektedir. Benzer şekilde talium (Tl) hep sülfit oluşturmakla beraber taşkürede potasyum minerallerinde potasyumun yerine de geçmektedir.
Şekil 2.11
Goldschmidt’e göre yerin şematik yapısı ve elementlerin dağılımı (Rösler, 1988) .
Elementlerin litosferdeki dağılımları kozmik element dağılımı ile bir paralellik göstermekte
ve çok değişik derişimlerde bulunmaktadır (Çizelge 2.6 ve Şekil 2.12). Elementlerin yer
kabuğundaki ortalama derişimine Clarke değeri denir. Derişimleri C > % 1’in üzerinde olan
ve minerallerin formülüne geçen elementlere, Ana element denir. Bu yüksek orandaki
elementler yanında daha az oranlarda bulunan ve bileşiklerin formülüne girmiyen elementler,
yan element (% 0,10 < C < 1,00) ve eser (iz) element (C < % 0,1) olarak kısımlara
ayrılmaktadır. Bu kavramlar yanında makro (ana) ve mikro (eser) element veya mikrokimya
kavramları da kullanılmaktadır (Akçay, 2002).
Çizelge 2.6
Elementlerin yer kabuğundaki ortalama değerleri (bak ayrıca Şekil 2.12; Mason ve Moore, 1985).
Atom
numarası Z
Element
1
3
4
5
6
7
8
9
11
12
13
14
15
16
17
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
37
38
39
40
41
42
44
45
46
47
48
49
50
51
H
Li
Be
B
C
N
O
F
Na
Mg
Al
Si
P
S
Cl
K
Ca
Sc
Ti
V
Cr
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
As
Se
Br
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Ru
Rh
Pd
Ag
Cd
In
Sn
Sb
[ppm]
Litosfer
1400
20
2,8
10
200
20
466 000
625
28 300
20 900
81 300
277 200
1 050
260
130
25 900
36 300
22
4 400
135
100
950
50 000
25
75
55
70
15
1,5
1,8
0,05
2,5
90
375
33
165
20
1,5
0,01
0,005
0,01
0,07
0,2
0,1
2
0,2
Granit
Bazalt
400
22
3
1,7
200
59
485 000
700
24 600
2 400
74 300
339 600
390
58
70
45 100
9 900
2,9
1 500
17
20
195
13 700
2,4
1
13
45
20
1,1
0,5
0,007
0,4
220
250
13
210
24
6,5
600
15
0, 8
15
100
52
449 000
250
16 000
39 000
79 400
246 100
610
123
200
5 300
78 300
35
6 400
264
114
1283
77 800
47
76
110
86
16
1 ,4
1,9
0,3
0,4
21
190
25
105
9,5
0, 57
0,002
0,05
0,03
0,02
3,0
0,31
<0,0 01
0,02 5
0,08
0, 15
0,07
3,2
1
(Çizelge 2.6, devam)
52
53
55
56
57
58
59
60
62
63
64
65
66
67
68
69
70
71
72
73
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
90
92
Te
I
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Re
Os
Ir
Pt
Au
Hg
Tl
Pb
Bi
Th
U
0,01
0,5
3
475
30
60
8,2
28
6
1,2
5,4
0,9
3
1,2
2,8
0,5
3,4
0,5
3
2
1,5
0,001
0,005
0,001
0,01
0,004
0,08
0,5
13
0,2
7,2
1,8
<1
<0,03
1,5
1 220
101
170
19
55
8,3
1,3
5
0,54
2,4
0,35
1,2
0,15
1,1
0,19
5,2
1,5
0,4
<0,002
0,00007
0,00001
0,0019
0,004
0,1
1,2
48
0,07
50
3,4
Şekil 2.12
Elementlerin litosfer ortalamalarının üç boyutlu molar dağılımı (bak. ayrıca Çizelge 2.6; White, 2001).
<1
<0, 03
0,9
1 60
9 ,8
23
3,4
15
3,6
1 ,1
4
0,6 5
4
0,69
2,4
0,30
2, 1
0,35
2,7
0 ,50
0,5
< 0,002
0,0003
0,003
0,0012
0,004
0,2
0,11
7,8
0,05
2,4
0,5 8
Elementlerin çeşitli ortamlarda farklı oranlardaki dağılımları, derişimlerinin aynı birimle gösterilmesinde zorluklarla karşılaşılmaktadır. Yüzde [%] oranı birçok element derişimini göstermek için çok büyük bir birim olmaktadır. Bunun için jeokimyasal uygulamalarda % yerine
daha uygun olan tonda gram (sıvılar için: mg/l) ve tonda miligram (g/l) birimleri kullanılmaktadır. Tonda gram (g/t) pratikte ppm ile gösterilmektedir (ppm: part per million =
milyonda bir = 10-6). ppm, eser element derişimlerinde kullanılmaktadır. Altın gibi çok nadir
elementler için bunun binde biri (milyarda bir = 10-9) olan ppb (part per billion) kullanılır.
Bunların % karşılıkları şöyledir:
1 ppm = % 0,0001 veya
= % 10-4 ve
1 ppb = 0,001 ppm veya
= % 0,0000001
= % 10-7
demektir. Tersine,
% 1 = 10.000 ppm
= 104 ppm veya
= 10.000.000 ppb
= 107 ppb.
olarak hesaplanır (% 1 = 0,01 = 10-2 olduğu unutulmamalı!). Elmas için ağırlık ölçüsü
karattır. 1 karat, kısaltması [ct], 0,2 g’dır. Altın alış-verişlerinde Ounce (troy ounce) [oz]
kullanılır. 1 oz=31,10 g altındır. Altın ve gümüş alaşımları için ise, %’likler kullanılır.
Örneğin, gümüş 1000, altın da 24 ayar (ölçüt) üzerinden satışa sunulur. 1000’lik gümüş saf,
% 100 Ag, demektir. Buna karşın saf altın 24 ayardır (% 100 Au). Piyasada genelde 800-500
ayar gümüş (örneğin, % 80-50 Ag-Pb alaşımı) ve 22-14 ayar altın (örneğin, % 92-58 Au-Cu
alaşımı) bulunur.
Elementler, sosyal yaşamın ve teknolojinin vazgeçilmez temel maddeleridir. Yaşamın her
sahasında kullanılan bu maddeler, kolayca insanların hizmetine sunulamamaktadır. Element
veya mneral hammadde yatakları (Maden yatakları) taşkürede düzensiz, değişik şekillerde ve
derinliklere dağıldıklarından, yararlanmak oldukça zordur. Ayrıca tüm elementlerin işletilebilir zenginlikte bir maden yatağı oluşturabilmeleri için Clarke değerlerine oranla birkaç kez
zenginleşmeleri gerekir. Örneğin, yer kabuğunda bolluk bakımından 3. sırada bulunan Al,
ekonomik işletilebilecek bir yatağı yaklaşık 4 kat zenginleşerek oluştururken, Au’ın en az
1.250, Cr’un 3.000 ve Sn’ın 5.000 kat zenginleşmesi lazımdır. Çizelge 2.7 önemli bazı metallerin Clarke değerlerine oranla maden yataklarındaki ortalama ekonomik zenginleşme katsayılarını göstermektedir.
Çizelge 2.7
Önemli metallerin işletilebilir değerde maden yatağı oluşturmaları için gereken en az zenginleşme oranları 2007
(1980), (Haase ve Schlesinger, 2007).
______________________________________________________
Clarke
Ekonomik
Zenginleşme
1
Metal
değeri [%, a]
alt sınır [%, b]
oranı = b:a .
Fe
5,00
20
(28)
4
Pt
1.10-6
0,2.10-4 (3,5)
20
Cu
6.10-3
0,2
(0,5)
33
Ag
7.10-6
3.10-4
(30)
43
Ni
8.10-3
0,35
(0,5)
44
-3
Zn
7.10
2
(3)
285
Au
4.10-7
0,3.10-4 (4,5)
750
Sn
2.10-4
0,3
(0,45)
1.500
Pb
13.10-4
2
(2)
1.540
-2
Cr
1.10
22
(35)
2.200
1
Bak. Çizelge 2.6
Kaynakça
1. Akçay, M., 2002: Jeokimya. KTÜ yayınları 175, Trabzon, 506 s.
2. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
3. Althaus, T., 2003: Die Erde-ein faszinierender Planet. Sterne und Weltraum, Dossier, die Erde, 6-9.
4. Blum, J., 2003: Die Entstehung von Planeten im frühen Sonnensystem. Sterne u. Weltraum, die Erde, 8087.
5. Cline, J. M., 2004: Dir Ursprung der Materie. Spektrum der Wissenschaft 11/2004, 32-41.
6. Drake, M. J., 2000: Accretion and primery dfferentiation of the earth: A personal journey. Geochim. et
Cosmchim. Acta 64/14, 2363-2370.
7. Geowissen (yayınlıyan), 2004: Unsere kosmischen Nachbarn. Geowissen 33, 74-83.
8. Gill, R. C. O., 1993: Chemische Grundlagen der Geowissenschaften.. Enkeverl., Stuttgart, 293 s.
9. Gottwald, M, 2003: Multispektrale Beobachtung der Erde mit Envisat. Sterne u. Weltraum, die Erde, 38-49.
10. Haas, H.-D. ve Schlesinger, D. M., 2007: Umweltökonomie und Ressourcenmanagement. WBG, 152 s.
11. Hu, W. ve White, M., 2004: Symphonie der Schöpfung. Spektrum der Wissenschaft, 5/2004, 46-55.
12. Jacobshagen, V., Arndt, J., Götze, H.-J., Mertmann, D. ve Wallfass, C. M., 1999: Einführung in die
geologischen Wissenschaften. Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 432 s.
13. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
14. Möller, P., 1986: Anorganische Geochemie. Springer-Verl., Berlin-Heidelberg, New York Tokyo, 326 s.
15. Piorier, J.-P. ve Langenhorst, F., 2003: Der innere Aufbau unseres Planeten. Sterne u. Weltraum, die Erde,
10-20.
16. Rösler, H. J., 1988: Lehrbuch der Mineralogie. VEB Verlag, Leibzig, 844 s.
17. Tübitak (yayınlıyan), 2000: Evren. Popüler bilim kitapları 129/7, Ankara, 64 s.
18. White, W. M., 2001: Geochemistry. www.imwa.info/geochemie/chapters.html, 700 s.
19. Wikipedia, 2006: Universum. www.wikipedia.de/universum.
3 KİMYASAL ELEMENTLER
3.1 Tanım ve tarihçe
Doğadaki maddelerin tümü değişik özellikteki yapı taşlarından meydana gelir. Bu farklılık
elementleri oluşturan atomların yapısından kaynaklanmaktadır. Kurucusu Demokrit (İ. Ö.
460-370) olan bu görüşün doğruluğu ancak 20. yüzyılda deneylerle ispatlanabilmiştir.
İlerideki konuların anlaşılabilmesi için burada atomun yapısı ve periyodik sistem üzerinde
durmak yararlı olacaktır.
Tüm atomları eşit proton (Z) sayısından oluşan maddelere element denir. Başka bir tanımla,
demir (Fe) ve kuvarsta (Si) olduğu gibi, bir elementin tüm atomlarının proton ve elektron
sayısı eşittir. Lavoisier 1789’da 31, Mendelejew 1869’da 67 doğal elementi tanımlamaktadır.
Bugün bu sayı 92’ye yükselmiştir. Uzun ömürlü yapay elementlerle 103'e, kısa ömürlü
elementler de buna eklendiğinde 115'e çıkmaktadır (Şekil 3.4). Periyodik cetvelde yeni bir
elemente yer bulunmamaktadır. Bir element, 147 N gibi proton sayısı sol altta, parçacık sayısı
(atom ağırlığı) da sol üstte yazılarak gösterilir.
3.2 Atomun yapısı
Atom, maddelerin kimyasal ve fiziksel özelliklerini belirliyen, pozitif, negatif ve nötr parçacıklardan oluşan yapıtaşlarıdır. Standart modele göre atom, küresel şekilli, ortasında pozitif
yüklü proton (p+) ve tarafsız nötronlardan (n*) meydana gelen bir çekirdekle etrafında
büyük bir hızla dönen ve protondan yaklaşık 1800 kez daha küçük negatif yüklü
elektronlardan (e-) meydana gelir (Şekil 3.1). Atom ve temel parçacıklarının bazı önemli
parametreleri yaklaşık şöyledir (Gill, 1993 ve Breuer, 1997).
Parçacık
Çap [m]
Atom
10-10
Proton p
10-14
Nötron n
10-14
Elektron e
10-15
Kütle [kg]
1,7.10-27
1,7.10-27
1,7.10-27
9,1.10-31
Yük [eV].
0
+1
0
-1
Görüldüğü gibi atomun yarı çapı yaklaşık 10-10 m = 100 pm (pikometre) = 1 Å (angström)
kadardır. Elektron ağırlığı, çok az olduğundan, atom ağırlığına katılmaz. Dolayısı ile atom
ağırlığının % 99,9'u çekirdekte toplanmıştır. Ancak atom çapının 10-4’ü büyüklüğündedir. Bu
nedenle elektronun özgül ağırlığı 1 g/cm3 iken, çekirdeğin 1012 g/cm3’tür. Atomların mutlak
ağırlıkları u=1,66.10-27 kg (H) ile u=4,32.10-25 kg (U) arasında değişir. Atomların göreceli
ağırlıkları 1/12 karbon atomu ağırlığına eşdeğer bir ağırlığın katlarıdır. Uygulamada
atom ağırlığı olarak bu değer alınmaktadır. Buna göre de göreceli olarak en hafif doğal
_______________
*Proton ve nötrona nükleon da denir.
element H (1,008), en ağırı da 238,03 U’dur (Breuer, 1997). Proton sayısı Z (atom numarası)
1 (H) ile 92 (U) arasında değişir (Şekil 3.4). Her proton sayısına bir element karşılık gelir.
Şekil 3.1
Standart atom modeli (Kane, 2003).
3.2.1 Atom çekirdeği
Yukarıda sayılan çekirdek parçacıkları çok sayıda alt parçacıktan meydana gelirler (Şekil 3.1).
Dolayısı ile atom çekirdeği yaklaşık 100 parçacık içermektedir. Bunlardan proton örneğin,
fermiyon ve bozonlardan, bunlar da foton, glüon ve kuvark gibi alt parçacıklardan oluşurlar.
Bozonlar, ışınetkinliği (radyoaktiviteyi); fotonlar, manyetizmayı ve glüonlar da atom çekirdeğinin dağılmasını önliyen büyük kuvveti meydana getirir. Ayrıntılar bu notların kapsamını
aşacağından, konu ile ilgili fizik veya kimya kaynaklarına başvurulması önerilir.
Atom çekirdeğinin en önemli özelliği farklı oranda paçacık içermesi ve bunların zamanla
birbirine dönüşmesidir (ışınetkinlik=jeolojik sayaç). Bir atomun proton ve elektron sayıları
her zaman eşit olmasına karşın, nötron sayısı değişebilmektedir. Bu nedenle çok sayıda
element atomunun nötron sayısı proton ve elektron sayısından farklıdır (p=e ≠n). Nötron ve
proton sayıları farklı olan element atomlarına izotop denir (Çizelge 3.1). Bunlar çekirdek
türevleridir ve belli p ve n sayılı atom çekirdeklerine sahip nüklidlerdir. İzotopların tüm
kimyasal özellikleri aynıdır ve aynı elemente aittirler (proton sayıları eşit). Bir elementin
izotoplarının özellikleri de aynıdır. Sadece atom ağırlıkları farklıdır. Örneğin, Cl atomunun 17
protonu, 17 de elektronu bulunmaktadır. Ancak nötron sayısı ve buna bağlı olarak atom
ağırlığı atomdan atoma değişmektedir. Normalde 1 Cl atomunun ağırlığı,
A=17p +17n=34
olması gerekirken, nötron sayısının değişmesi sonucu,
3.1
A1=17p+18n=35
A2=17p+20n=37
veya
3.2
3.3
olabilmektedir. Bu nedenle elementlerin çoğu tam sayılı bir atom ağırlığı vermemekte ve
izotop oranına göre ondalık kısım değişmektedir (Çizelge 3.1 ve Şekil 3.4).
Doğada 300’e yakın duraylı (stabile) izotop bulunmaktadır. Bunlar jeolojik dönem içinde
değişmezler. En çok duraylı izotopu olan element, Sezyumdur (Cs, 30 izotop). Teknetiyum
(Tc, Z=43) ve Premesiyum (Pm, Z=61) gibi tek sayılı atom numarası olan bazı elementlerin
hiç izotopu bulunmamaktadır. Bu tek sayılı atom numarasına sahip elementlerin çekirdekleri
çift sayılı atom numaralılara oranla daha kolay dağılabildiklerinden (ışınetkinlik ve füzyon
gibi etkenlerle), çift sayılı elementlerden daha az bulunurlar. Z=82 (Pb) numaralı elementten
ağır elementlerin duraylı izotopu yoktur.
Çizelge 3.1
Bazı elementlerin doğal izotop oranlarına göre atom ağırlıklarının değişimi (Kaufmann ve Jecklin, 1969).
Element
Na
Mg
Proton sayısı
11
12
Al
Si
13
14
P
15
Bir izotop
izotop,
12
6
37
17
Nötron sayısı
12
12
13
14
14
14
15
16
16
Teorik Ağırlık
23
24
25
26
27
28
29
30
31
Ağırlık % oranı
100
78,6 |
10,1 
11,3 |
100
92,3 |
4,7 
3,0 |
100
Gerçek. atom ağ.
22,98
24,31 (% 100)
26,98
28,09 (%100)
30,97
Cl şeklinde, proton sayısı altta, atom ağırlığı üstte, gösterilir. Bir radyoaktif
C * şeklinde bir yıldızla (*) belirtilir.
40
18
Ar ve
atom ağırlıklarına eşit izotop ve elementlere izobar;
13
6
40
19
K ile
C ile
14
7
40
20
Ca gibi izotop ağırlıkları
N ve
14
7
C ile
15
8
N gibi nötron
sayıları eşit element ve izotoplara da izoton denir (Rösler ve Lange, 1976).
Bir atom büyüklüğü oranında duraysızdır. Tüm ağır elementlerin (Z>82) atomları duraylı hale
gelmek, yani fazla yükünü atmak için, ışın yayarlar. Bunlara radyoaktif veya duraysız
(instabile) izotop denir. Yayılan ışınların en önemlileri +,  - ve  ışınlarıdır. U ve Ra gibi
doğal radyoaktif elementlerin yaydığı bu ışınlarından  ve  çekirdeğin yüklü parçacıkları
(korpüskülar),  ise, bu ışınlarla ortaya çıkan bir elektromanyetik dalgadır.  ve  yüklü
olduklarından manyetik alanda saparlar ve aynı ortamda davranışları oldukça farklıdır.
Örneğin, bazı ortamlardaki geçiş mesafeleri şöyle özetlenebilir:
Işın
+

Havada [m]
~ 5.10-2
~ 5.100
~ 3.102
Katı maddelerde [m]
1.10-3
1.10-2
5.100
.
 ışınları He çekirdeğinden meydana gelirler (2p+2n). Atom numarası Z>82 (Pb) olan
elementlerin izotopları tarafından yayılırlar. Atom çekirdeğinde,
m
n
A mn24 A 24He
4
U  234
92 U  2 He →  ışını
238
92
veya
3.4
3.5
gibi değişiklik yaparak elementlerin hafiflemesine, dolayısiyle periyodik sistemde 2 numara
sola kaymasına neden olurlar. ß ışınlarının nötronu n --> p+ + e- şeklinde parçalamasiyle
yayılırlar. Bu ışınlar
40
19
K ve
87
37
Rb gibi hafif elementler tarafından da saçılırlar. Atom ağırlık-
larını değiştirmezler, ancak n/p oranını değiştirerek söz konusu elementin periyodik cetvelde
bir numara sağa kaymasını sağlarlar. Örneğin,
A n 1m A  e mnA
3.6
40
K  20
Ca  e  
3.7
m
n
40
19
veya
ışını gibi.
 ışınları dalga boyu 1 pm olan elektromanyetik dalgalardır. Atom çekirdeğinde herhangi bir
değişim yaratmazlar.
Bu ışınların yayılmasiyle bir element zamanla, yani jeolojik süreçte, başka izotopa dönüşür.
Bunun sonucu olarak miktarı da azalır. Bir radyoaktif izotopun miktarının yarısının değişimi
için gereken süreye yarılanma süresi (t1/2) denir (Şekil 3.2). Örneğin, yarılanma süresi t1/2 =
32
P izotopu,
14,3 gün olan 100 g 15
14,3 gün sonra
28,6 " "
42,9 gün sonra
50 g'a,
25 g'a ve
12,5 g'a
düşer. Yapay izotoplar kısa ömürlüdür. Ancak 235Th ve 238U gibi doğal izotoplar uzun ömürlü
olabilmektedir. İzotop ömürleri ms (milisaniye) ile Ga (gigaanno=milyar yıl) arasında değişir.
Elementlerin biribirine dönüşmesini ilk defa 1919'da Rutherfurd,
14
7
N  24He178O11H
3.8
bağıntısiyle gerçekleştirmiştir. Yapay çekirdek parçalanmasında doğal olmıyan çok parçacık
da yayılır. Bunlardan biri pozitrondur. Bu parçacık protonun
p+ → n + e+
3.9
şeklinde parçalanmasından doğar. Örnek olarak,
27
13
30
Al  24He15
P 01n
→
(pozitron) reaksiyonu verilebilir. Burada
30
15
30
14
3.10
Si  10 e 
3.11
P duraylı olmadığından, hemen
Radyoaktif element dönüşümüne örnek olarak Şekil 3.2’de
30
14
Si 'ye dönüşür.
Th verilmiştir. Daha kapsamlı
232
90
örnek ve uygulamalar 14. konuda ayrıca sunulacaktır.
Radyoaktif etkinliklerle yayılan  ışınları, röntgen ışını, olarak kullanılırlar.  ve ß ışınlarıysa, Tracer element (iz sürücü element), yapay element ve nükleer enerji üretiminde
(235U 3,9.109 kJ/g atom, en iyi kömür 1.910 kJ/t enerji verir) ve mutlak yaş tayi-ninde
kullanılırlar. Bunların yanında ortam (karasal/denizel, ısı derecesi) ve köken incelemelerinde duraylı izotoplardan yararlanılır.
Th-232
1,41.1010 yıl

 
Ac-228 
 6,13 saat
Ra-228 
6,7 yıl
Th-228
1,91 yıl
 
Ra-224
3,66 gün
 
Rn-220
55,6 s
 
Po-216
15 s
  
Pb-212 
10,64 saat
Po-212
0,29 s
 
Pb-208

Bi-212 
60,48 dak.

Tl-208 (% 35)
3,053 dak.
Şekil 3.2
Th-232 izotopunun yarılanması (Mason ve Moore, 1985).
Duraylı Pb izotopu
3.2.2 Elektron ve periyodik sistem
Elementlerin kimyasal özellikleri ve periyodik cetveldeki konumları elektron tarafından belirlenmiştir. Elektron, çekirdeğin tersine, eksi yüklüdür. Buna elementar yük denir (e-=
1,602.10-19 Coulomb, As). Bu yük 1 elektron volta (eV) eşittir ve bir tam sayıdır. Elektronla
protonun yükleri eşittir. Elektronların yer ve yörüngelerinin saptanması anlamsız olduğundan
(Heisenberg belirsizliği), en yüksek olasılıkla elektronun bulunduğu yer, bir küresel hacim
olduğu söylenebilir. Bu hacme orbital (elektron bulutu) denir. Bununla atomun çağdaş bulut
modeli doğmuştur. Bu elektron bulutları her biri bir dalga fonksiyonu ψ2 ile tanımlanmakta ve
en az bir kuvant sayısı ile birbirinden ayrılırlar (ana kuvant sayısı l, dönü impulsu sayısı m,
manyetik kuvant sayısı n ve spin dönü impulsu sayısı s; Şekil 3.3). Elektronlar çekirdek
etrafından dönerken aynı zamanda kendi eksenleri etrafında da dönerler. Buna spin denir.
Elektronlar arttıkça orbitaller de geometrik dağılarak x, y ve z eksenlerine göre dizilirler.
Her atom birden fazla yörüngeye sahip olamaz (sadece 1'er yörüngesi olan H ve He gibi).
Ancak çok sayıda elektronu olan atomun birkaç elektron yörüngesi olabilmektedir. Bu
yörüngeler K, L, M...P ve Q diye adlandırılmakta veya 1, 2...7 olarak numaralandırılmaktadır (Şekil 3.3). Bunlar da l=0, 1, 2...(n-1) formülüne göre her biri s, p, d ve f alt enerji
seviyelerine ayrılmaktadır. İçten 1. yörüngenin yalnız 1 tane s alt enerji seviyesi olabilir ve en
çok 2 elektron alabilir. Bu seviye 1s2 şeklinde gösterilir (“1 s iki” diye okunur). 2. yörüngede
en çok 2, 3. yörüngede 3 ve 4. yörüngede de en çok 4 alt enerji seviyesi bulunabilir. 4'ten
sonra artan elektron sayısına rağmen alt enerji seviyeleri 1'e doğru azalır.
Şekil 3.3
Bulutsu atom modeli ve tanımlar (solda). Atom orbitallerinin enerji şeması (sağda), (Breuer, 1997).
Yörüngelerdeki elektron sayısı,
e = 2n2
formülüne göre dağılırlar (n, yörünge sırası). Buna göre,
K yörüngesi en çok
2 = 2.12,
L yörüngesi en çok
8 = 2.22,
M yörüngesi en çok
18 = 2.32 ve
N yörüngesi de en çok 32 = 2.42
elektron bulundurabilir. Alt enerji seviyeleri de en çok,
s = 2,
p = 6,
d = 10 ve
f = 14
elektron alabilir. Örneğin, normal durumdaki bazı elementlerin elektron dağılımı şöyledir:
H : (1s)1,
C: (1s)2 (2s)2 (2p)2,
Na: (1s)2 (2s)2 (2p)6, (3s)1 ve
As: (1s)2, (2s)2 (2p)6 (3s)2 (3p)6 (3d)10 (4s)2 (4p)3
Elementlerin periyodik cetveldeki yerleri elektronlarının yasalarına göredir (Şekil 3.4). 1H ve
2
He elementlerinde sadece s enerji seviyesi, 3Li'la p enerji düzeyinin dolması başlıyor. 4Be
bunu takibeder. 5B ve 10Ne ile 2p enerji düzeyi başlar ve L yörüngesi dolar. Bundan sonra
gelen elementlerin M yörüngesinin alt enerji seviyeleri s, p, d dolar.
Periyodik sistemde elementler proton sayılarına (atom numaralarına) göre sıralanmışlardır. 92
elementin yer aldığı sistemde, yeni doğal element beklenmemektedir. Teknetiyum (43Tc,),
Promesyum (61Pm,), Astat (85At,) ve Frankiyum (87Ft,) doğal olarak bulunmamaktadır. Bunlar
sadece atom reaktörlerinde yan ürün ve yapay izotop olarak elde edilirler.
Periyodik cetvelde alt alta bulunan elementler bir grubu, yan yana olanlar da bir periyodu
meydana getirirler. 8 ana grup (44 element) ve 8 yan grup (48 doğal element) bulunmaktadır
(Şekil 3.4). Ana grup elementlerinin numaraları son yörüngelerindeki elektron sayısına karşılık gelir. Bu, aynı zamanda o elementlerin iyon halindeki değerliliğini de gösterir (Na1+, Mg2+
ve F1-, Ar0 gibi). Bunlar alkali, toprak alkali, halojen ve soy gaz grubu gibi özel isimlerle de
anılırlar. Gruplarda aşağıya doğru elektron sayısı, atom ağırlığı ve yarı çapı artar (Şekil
3.5).
Şekil 3.4
Elementlerin periyodik sistemi (Gill, 1993).
Şekil 3.5
Periyodik cetvelde atom ağırlıklarının a ve yarı çaplarının b değişimi (Atkins,1997).
Periyodik sisteme tüm elementler uymaz. Yan grup elementleri (d bloku/geçiş metalleri) ve
lantanitler uyumsuz elementleri teşkil ederler (Şekil 3.4). Bunlarda bazı yörüngelerinin, özellikle N yörüngesinin, alt enerji seviyeleri tam dolmadan, O yörüngesinin alt enerji seviyeleri
dolmaya başlar. Bu nedenle yan grup elementlerinin özellikleri değişiyor. Örneğin, bunlar
birden fazla oksidasyon sayılı olabilir (Fe2+ ve Fe3+), ana gruptaki elementlerden çok
birbirlerine benzerler ve metalleri teşkil ederler. Metaller, kendi aralarında alaşım yaparlar, en
iyi elektrik ve ısı iletir, kolay şekillenirler.
Lantanit (Z=57-71) ve aktinitler (Z>88) 3+ oksidasyon sayılıdır. Bunların elektron dizilişi
esasında yan grup elementlerinkine benziyor. Dolayısı ile özellikleri ortaktır, ancak bir farlılık
hisse-dilebiliyor. Lantanitlere aynı zamanda nadir toprak elementler de denir (NTE veya
İng.: rare earth elements, REE). Bunlar, jeokimyada köken ve ortam araştırmalarında büyük
önem taşır ve elektronik sanayinin temel taşlarıdır.
Periyotlar 7 tanedir. Sıra numaraları yörünge sayısını gösterir (K, L, M ...Q). Periyotlarda
sağa doğru elementlerin elektron sayısı, atom ağırlıkları ve değerliliği artar. Ancak yarı
çapı küçülür. Soldaki s blok elementleri öncelikle baz, sağdaki p blok elementleri ise, asit
yapma eğilimini gösterirler. Komşu iki elementin çift sayılı atom numaralısı, tek sayılı atom
numaralı-sından daha çok bulunur (Şekil 2.4). Bulucularının adıyla anılan bu kural, kimyada
Oddo-Harkins Kuralı olarak bilinmektedir.
Işık veya ısı ile uyarılan bir elektron bulunduğu yörüngeden veya enerji düzeyinden, çekirdekten uzağa bir üst enerji düzeyine çıkar. Enerji kesilince eski yerine geri düşen elektronun
verdiği enerji, genelde görünür ışık olarak gözlenir. Flüoresans ve fosforesans ışıltıları bu
enerjilerden kaynaklanıyor. Bu enerji element ve düzey için belirleyici olduğundan, analiz
yöntemlerinde yararlanılır. Örneğin, atomik absorpsiyon yöntemi bu ilkeye dayanır.
3.3 İyon
İyon, elektron ve proton sayıları eşit olmıyan atomların oluşturduğu elektrik yüklü veya elektrik yükü farklı atomlardır. Elektron sayısının proton sayısından fazla olması durumunda iyon
negatif yüklü (anyon), az olması halinde de pozitif yüklü (katyon) olur. Bunu göstermek için
yükleri belirten işaret değeri, sayıdan sonra gelecek şekilde, iyon üzerinde gösterilir. Örneği,
Na+, As3+,O2-, Cl-, HCOO-, (SO4)2-, Co(NO3)3- gibi.
Gaz halindeki bir madde iyonlarının önemli bir kısmının bir veya birkaç defa iyonlaştırılmasından plazma meydana gelir (elektrik arkında ve güneşte olduğu gibi). Bir maddenin
yapıtaşlarının bir kısmının veya tümünün iyonlaştırıldığı sıvılar elektrolittir. Elektrolitler,
iletkendir. Doğada katı ve sıvı maddelerin atomları asit, baz ve tuzlarda olduğu gibi iyon
halinde bulunurlar. İyonlarla ilgili önemli kavramlar aşağıda kısaca tanıtılacaktır.
a) İyonlaşma (iyonizasyon) enerjisi
Bir atomu iyona çevirmeye iyonlaşma, bunun için gereken enerjiye de iyonlaşma enerjisi (I)
veya iyonlaşma potansiyeli (IP) denir. Bu enerji kimyasal, optik, elektrik veya ısı enerjisi
olabilmektedir. Örneğin,
Na → Na+ + 1e- + I,
3.12
veya
Al → Al3+ + 3e- + I
Cl + 1e- → Cl- + E1
3.13
3.14
gibi. İyonizasyon potansiyeli (IP) her iyon için ayrıdır ve kimyasal reaksiyonların bir ölçütüdür. Atomun veya iyonun son yörüngesindeki elektronun etkinliğini gösterir. Elementlerin
yerin geçme (diyadohi), spektroskopik yatkınlığı ve ışınetkinliği için önemlidir. Periyo-dik
cetvelde iyonlaşma potansiyeli gruplarda atom numarası ile ters orantılı, periyotlarda ise
doğru orantılıdır (çekirdeğin elektronlar üzerindeki etkisinden). Katyonların IP'leri düşük,
anyon-ların IP'leri ise, yüksektir (Şekil 3.6).
Dış yörüngelerinde az sayıda elektron bulunduran metaller elektropozitiftir, yani elektron
vererek asal gaz durumuna kolay ulaşırlar. Periyodik cetvelin sol tarafındaki elementler böyledir. Aksine dış yörüngelerinde çok elektron bulunduran elementler de, örneğin, periyodik
cetvelin sağ tarafındaki elementler, elektronegatiftir. Kolayca elektron alarak asal gaz durumuna geçerler.
Şekil 3.6
İyonizasyon enerjisinin periyodik cetveldeki değişimi (Atkins, 1997). Arkadaki en yüksek değerler F, Ne ve
He’a aittir.
b) Afinite
Elektropozitif elementlerle elektronegatif elementler arasında bileşik teşkil etmek için büyük
bir eğilim vardır. Bu eğilime afinite (A) denir. Periyodik cetvelin ana gruplarındaki metal ve
ametaller birbirinden ne kadar uzaksa, afinite o kadar büyüktür. Tepkime sırasında,
2Na + Cl2  NaCl ve
2Fe+4S  2FeS2
3.15
3.16
gibi tuz oluşur. Periyodik sistemde afinite, gruplarda atom ağırlığı ile azalır, peryotlarda da
artar. 1. kademe afinite (1. elektron), 2. kademe (2. elektron) afiniteden küçüktür.
c) Elektronegatiflik (elektronegativite)
Bir iyonun elektron çekebilme gücü veya eğilimi elektronegatiflik (χ) ile ifade dilir. Bir iyon
elektron almaya ne kadar yatkınsa, o kadar elektronegatiftir (Çizelge 3.2). İki iyon tarafından
oluşturulan bir bileşiğin sağlamlığı bu iyonların elektronegatifliklerinin farkından (χ a- χ b)
tahmin edilebilir. Fark ne kadar büyükse, bileşik o kadar sağlamdır: χ > 1,9 eV olan elementlerde sağlamlık artar, bağlanma esnasında çok enerji ortaya çıkar. Tersine χ < 1,9 eV olan
elementler dayanıksızdır ve az reaksiyon enerjisi ortaya çıkarırlar. Periyodik sistemde sağa
doğru atom ağırlıklariyle doğru, gruplarda ise, ters orantılıdır. Flüor χ =4,0 ile en yüksek, Cs
da χ =0,7 ile en düşük elektronegatifliğe sahiptir (Şekil 3.7).
Şekil 3.7
Periyodik sistemde elektronegatifliğin değişimi (Gill, 1993). Mo ile Ru arasındaki boşluk Tc’a aittir.
d) Kutuplaşma (polarizasyon)
İyonlar elektrik yüklü olduklarından, birbirlerini,
K=k.Q1.Q2 / r2
3.17
şeklinde ifade edilen Coulomb yasasına göre çekerler (Q1, Q2, iyon yükleri [eV]; r, iyon
mesafesi ve k, sabite). Bu çekim sırasında zıt kutuplar birbirlerini çekerken aynı kutuplar
iterler. Bu nedenle iyonların simetriği bozulur ve birbirlerinin çekim alanlarına girerler.
Bunun sonucu olarak moleküllerin pozitif kutupları daha pozotif, negatif kutupları daha
negatif yüklenirler. Bu özelliğe kutuplaşma (polarizasyon, P) denir. Örnek olarak Na ile Cl
iyonlarının birbirlerini çekişleri verilebili:
δ+
δ-
Na+
r
Cl-
Kutuplaşma, iyon simetrisinin bozulmasına, aralarının kısalmasına ve artan polarizas-yona
göre maddelerin renk koyuluğunun ve kırılma indisinin artmasına neden olur. Periyodik
sistemde kutuplaşma periyotlarda artan oksidasyon sayısı ile artar:
PLi+ <PBe2+ <PB3+ <PC4+
3.18
asırasındaki artış, atom ağırlığına da paraleldir. Gruplarda artan yarı çap ve ağırlığın tersine
azalır. Büyük yarı çaplı elementler daha kolay polarize edilirler. Örneğin,
PRb+ < PK+ < PNa+ < PLi+
3.19
şeklinde değişir. Anyonların kutuplaşması periyodik sistemde katyonlarınkinin tersine değişir. Soy gazların kutuplaşması en azdır.
e) Çift kutupluluk (dipol özelliği)
İyonlar arasındaki kutuplaşma, moleküller arasında da meydana gelir. Örneğin, suyu oluşturan iki hidrojen iyonu 105°’lik bir açı ile O iyonuna bağlıdır (Şekil 3.8a). Bu durum su molekülünün oksijen tarafının dışarıya karşı negatif, hidrojen tarafının da pozitif yüklenmesine yol
açar. Moleküllerin bu özelliğine çift kutupluluk (dipol) denir. Bu özelliklerinden dolayı su
molekülleri iyonların etrafını sararak tutunur, onların yükünü nötralize eder ve çökeltir veya
çökelme-lerini sağlar. Bu nedenle su, en iyi doğal çözücüdür. Hiçbir sıvı su kadar çeşitli
maddeyi ve yüksek derişimde çözemez. Suyun bu özelliği hidratasyon (tutunma) olarak
tanımlanmaktadır (Şekil 3.8b). Buna jips, CaSO4.2H2O, örnek verilebilir.
H2O moleküllerinin birbirine hafifçe tutunmaları ile su, sıvı halde bulunur. Bu tutunmaya
hidrojen köprü bağı denir. Bu yapı suya yüksek mol ısısı, buharlaşma ısısı ve sıvı hal alanı
(100 ˚C) kazandırmaktadır. Denizlerin kıyı iklimine etkisi bunu doğrulamaktadır. 2,5 m kalınlığındaki okyanus suyunun ısı kapasitesi, üstündeki atmosferin ısı kapasitesine eşdeğerdir.
Hidrojen köprü bağı, suyun +4 ˚C’de yoğunlaşmasına ve onun altındaki ısı derecelerinde de
genleşmesine neden olmaktadır. Bu da patlatma nedeniyle erozyon için oldukça önemlidir.
a
O-
-
b
+
-
+
+
-
~105˚
+
H+
δ
H+
+
+
Ağırlık merkezi
H-O-H
Katyon
Anyon
Şekil 3.8
Su molekülünün çift kutupluluğu, a ve hidratasyon, b.
f) İyon yarı çapı
Atom ve iyon yarı çapları tüm bileşik ve kristallerin özelliklerini belirliyen en önemli değişkendir. Atomun diğer özellikleri gibi elementin periyodik sistemdeki konumuna ve iyonizasyon durumuna bağlıdır. Atom yarı çaplarının büyüklükleri röntgenografi aleti veya fiziksel
kuvantum mekaniği ile hesaplanabilmektedir. Kuvantum mekaniği ile hesaplamayı ilk defa
Pauling 1927'de gerçekleştirmiştir (Çizelge 3.2).
İyon yarı çapları: 1. Atom numarasına (periyodik sistemdeki yeri),
2. Atom haline (atom, iyon),
3. Koordinasyon (komşu iyon ve atom sayısına) ve
4. Kutuplaşma özelliklerine
bağlıdır. Bu özellikler değişik şekil ve ağırlıkta kristal ve minerallere, örneğin yerini alma ve
eş şekillilik gibi çok önemli sonuçlariyle yansımaktadır. İyon yarı çapları periyodik sistemde,
1. Gruplarda atom numaralarına paralel büyür, örneğin [pm],
Be2+ = 59 (Z = 4),
Mg2+= 86 (Z=12),
Ca2+ =114 (Z=20) ve
Ba2+ =149 (Z=56)
gibi (Şekil 3.5b).
2. Periyotlarda atom numarasına paralel olarak soldan sağa küçülür, örnek [pm]:
Na+ =116
Mg2+= 86
Al3+ = 68
Si4+ = 54
(Z=11),
(Z=12,
(Z=13) ve
(Z=14).
Burada aynı zamanda artan değerliliğe karşın yarı çap küçülür. Bu küçülme, büyüyen atom
çekirdeğinin etkisinden dolayı elektronların daha çok merkeze çekilmelerinde kaynaklanmaktadır. Elektronların atom merkezine çakilerek iyonların küçülmelerine kontraksiyon (büzüşme) denir.
Çizelge 3.2
İyon yarı çapları* (VI’lı koordinasyonda, Shannon, 1976).
Element
Ac
Ag
Al
As
Au
B
Ba
Be
Bi
Br
C
Ca
Cd
Ce
Cl
Co
Cr
Cs
Cu
Dy
Er
Eu
F
Fe
Ga
Gd
Ge
Hf
Yük
İyon yarıç.
3+
1+
3+
3+
5+
1+
3+
5+
3+
2+
2+
3+
14+
2+
2+
3+
4+
12+
3+
4+
6+
1+
1+
2+
3+
3+
2+
3+
12+
3+
3+
3+
2+
4+
4+
126
129
68
72
60
151
99
71
41
149
59
117
181
30
114
109
115
101
167
79
76
69
58
181
91
87
105
103
131
109
119
75
69
76
108
87
67
85
86
*pikometre [pm]= 10-12 m
Element
Hg
Ho
I
In
Ir
K
La
L
Lu
Mg
Mn
Mo
N
Na
Nb
Nd
Ni
O
Os
P
Pb
Pd
Pm
Pt
Rb
Re
Yük
1+
2+
3+
13+
3+
1+
3+
1+
3+
2+
2+
3+
4+
3+
4+
6+
3+
5+
1+
3+
5+
3+
2+
24+
6+
8+
3+
5+
2+
4+
2+
3+
2+
1+
4+
6+
İyon yarıç.
133
116
104
206
94
82
152
117
90
100
86
81
72
67
83
79
73
30
27
116
86
78
112
83
126
77
69
53
58
52
33
92
100
111
94
66
77
69
Element Yük İyon yarıç.
Rh
Rn
S
Sb
Sc
Se
Si
Sm
Sn
Sr
Ta
Tb
Te
Th
Ti
Tl
Tm
U
V
W
Y
Yb
Zn
3+
5+
3+
5+
24+
6+
3+
5+
3+
24+
6+
4+
3+
4+
2+
3+
4+
5+
3+
24+
6+
4+
4+
1+
3+
3+
4+
6+
3+
4+
5+
4+
6+
3+
3+
2+
Zr
81
69
82
71
170
51
43
90
74
89
184
64
56
54
110
83
132
86
82
78
106
207
111
70
108
75
164
103
102
103
87
78
72
68
80
74
104
101
88
4+
Kontraksiyon özelliği, aynı elementin değişik oksidasyon sayıları için de geçerlidir. Örneğin,
Mn’de olduğu gibi [pm]:
Mn2+ = 81,
Mn3+ = 72 ve
Mn4+ = 67.
Lantanidlerde bu nitelik daha belirgindir. Bu elementlerin atom ağırlıkları La'dan Lu'a kadar
düzenli bir şekilde artmasına karşın, yarı çapları La3+=117 pm'den Lu3+= 10 pm'ye düşmektedir. Buna da lantanid kontraksiyonu denir. Bunların hepsi 3+ oksidasyon sayılıdır.
3. Periyodik sistemde çapraz bulunan atomların yarı çapları birbirine çok yakın büyüklüktedir
(Şekil 3.5b). Çapraz Kural diye adlandırılan bu kural, jeokimyada büyük öneme sahiptir.
Örnekler [pm],
Ti4+ = 75
Nb5+ = 78
Al 3+= 68
Ge4+ = 67
V 3+ = 78
Mo3+= 83
g) Oksidasyon sayısı (iyon değer veya eski adı ile değerlilik)
Bir iyonun kendisiyle bileşik teşkil edebilecek veya kendisine bağlanabilecek diğer atom ve
iyon sayısı oksidasyon sayısı (iyon değeri) olarak tanımlanmaktadır. Bu, aynı zamanda bir
iyonun kaç elektron alacağını veya vereceğini de göstermektedir. Oksidasyon sayısı z, genel
olarak,
z = atom ağırlığı : eşdeğer (ekivalent) ağırlık
3.20
= mol / val
olarak ifade edilir. 1 mol = 1 molekül ağırlığıdır. Örneğin,
1 mol H2SO4 =2.1+32+4.16
= 98 g ve
3.21
1 mol FeCl3 = 56+3.35,5
= 162,5 g'dır.
3.22
1 Val, ½ O2 =8 g oksijenle birleşebilecek madde miktarıdır. Buna göre,
1 Val FeCl3 =162,5:3=54,2 g
3.23
= 1/3 mol'dür (3, FeCl3'ün indisidir).
Buradan da, z = 162,5 : 54,2
=3
olarak Fe'nin değerliliği bulunur. İyon değeri çeşitli şekillerde tanımlanır. Örneğin, 3 değerlikli Fe,
FeIII, Fe3+ veya Fe+++
gibi gösterilir.
Oksidasyon sayısı, bir moleküldeki iyon yük sayısıdır. F=1-, H=1+ ve O=2- şeklinde
gösterilir. SO4 gibi birden fazla iyonun birleşmesinden meydana gelen köklerin de S6+O4 2gibi bir değeri olmaktadır.
Oksidasyon sayısı, periyodik sistemde elementlerin grup numaralarının karşılığıdır ve sağa
doğru artar. Asal gazlar sıfır, 7. grup 1-, 6. grup 6+/2- oksidasyon sayılıdır.
Oksidasyon sayısı, iyonun yarı çapını değişmesine neden olur. Burada büyük yarı çaplar
düşük iyon değerine, küçük yarı çaplar ise, yüksek iyon değerine karşılık gelmektedir. Negatif
iyonlar (anyonlar) en büyük iyon yarı çaplarına sahiptir. Artan elektron sayısından dolayı
çekirdek tarafından daha az çekilen elektronlar, çekirdekten uzaklaşırlar. Dolayısı ile iyon
büyür. Örneğin, Se iyonlarının yarı çapları oksidasyon sayısı z’ye göre şöyle değişmektedir
[pm]:
Se
z=2r=184
z=0
r=140
z=4+ z=6+
r=64 r=56
h) İyonik potansiyel
Sulu bir ortamda iyonlar su moleküllerini kendilerine çekerler veya iterler. İyonun büyüklüğüne ve kuvvetine bağlı olarak su iyonları, Coulomb kanununa göre, etkilenirler. Bunun
sonucu olarak yeni moleküller, bileşikler veya dağılımlar oluşur ve çökeller meydana gelir.
İyonik potansiyel, kutuplaşma ve ona bağlı diğer özelliklerin bir ölçüsüdür; f ile gösterilir:
f = Oksidasyon sayısı : iyon yarı çapı
= z : r (birimsiz)
3.24
şeklinde ifade edilir. Sedimantasyon ve ayrışma işlevlerinde önemli rol oynar. Sulu ortamlarda iyon davranışının bir ölçütüdür. Periyodik sistemde sağa ve yukarıya doğru artar.
Gruplarda,
İPLi+ (r=74 pm) >İPCs+ (r=170 pm)
3.25
şeklinde değişir. Dolayısiyle sağ üst köşedeki P, S, B ve C elementleri en büyük iyonik potansiyele sahiptirler. Örneğin, periyodik sistemin sol alt köşesinde bulunan Cs+'nın iyon potansiyeli 0,60 iken, N5+'nın 38'dir. Bunun için bu elementlerin sedimanter yatakları, borat, fosforit
ve kireç taşı yatakları gibi, çok yaygındır. İyonik potansiyel, formülünden anlaşılacağı gibi,
küçük yarı çaplı ve büyük yüke sahip iyonlara özgüdür. Örneğin,
Fe2+’nin iyonik potansiyeli fFe2+ = z / r
= 2,7
< Fe3+
Mn2+’nin iyonik potansiyeli fMn2+ = z/r
= 2,5
< Mn4+
= 4,7 (↓ çökelir)
= 6,7 (↓ çökelir)
gibi.
İyonik potansiyeli birbirine yakın olan elementler beraber bulunurlar. Buna örnek olarak
boksit yataklarındaki Ti, Zr ve Nb zenginliği gösterilebilir. Bu çok az bulunan elementler
hidrolizat-larda derişerek Al'a olan benzerliklerinden dolayı beraber çökelirler. İyonik
potansiyellerine göre yapılan element sınıflaması şekil 3.9'da verilmiştir.
İyon yükü z
Kuvvetli
kutuplaşma
6
İyonik Potansiyel, İP
İP=10
İP=5
S
5
İP=2
N
4
P
Si
C
3
B
2
Zr Ti
Al
Be
Fe
Mn Mg Fe
Li
U, Th
İP=1
NTE (Y)
Ca Eu Sr
Na
Ba
K Rb Cs
1
0
0
100
İyon yarı çapı r [pm]
200
NTE, nadir toprak elementleri, ing.: rare earth elements
Şekil 3.9
Önemli elementlerin iyonik potansiyallerine göre sınıflandırılması (Gill, 1993).
i) Kimyasal bağlar
Tuzlar için iyon bağı belirleyicidir. Kimyasal bağlar, kristallerin iyon, atom ve moleküller
arasındaki birleştirici kuvvetlerdir. Maddelerin iyon veya atomları birleşirken Coulomb
kanununa göre birbirlerini çekerek bağlanırlar. Çekim kuvveti ve buna benzer özelliklerden
dolayı elektron alış-verişi olur. İyonların son yörünge elektronlarının dizilişi bir soy gaz
yapısına benzeyinceye kadar bu devam eder. Örneğin,
Na+ + Cl-  Na+Cl-
3.20
denkleminde Na'un elektron dizilişi,
(1s)2 (2s)2 (2p)6 (3s)1;
3.21
Cl’un elektron dizilişi,
(1s)2 (2s)2 (2p)6 (3s)2 ve (3p)5
3.22
şeklindedir. Burada Na son yörüngesindeki 1 elektronunu Cl’a vererek asal gaz konumuna
sahibolurlar. Böylece NaCl molekülü oluşmuş olur. Na ve Cl gibi iyonlar arasındaki çekim
kuvvetine iyon bağı denir. Bu bağ çeşidi kimyasal bağların en önemlisidir. Doğal bileşiklerin
% 80'i bu bağa sahiptir (silikat, sülfit ve oksitler gibi). Atomlar arasındaki kimyasal bağa da
atom bağı denir (elmas, Cl2 gibi). Kovalent veya homöopolar bağ diye de adlandırılır. Metalik bağ, metallerdeki kimyasal bağdır. Örneğin, Cu, Fe, Au atomlarını bağlıyan kuvvet gibi.
Hidrargilitte, Al(OH)3, olduğu gibi kompleks bileşikleri meydana getiren kimyasal bağa
kompleks bağı, soy gaz atomları arasındaki bağa da Van der Waal bağı denir.
Genellikle bu bağların birkaçı bir bileşikte bir arada da bulunabilirler. Kimyasal bağlar kristal
yapıdaki paketlenmeyi önemli ölçüde etkiler. İletkenliği (ısı, elektrik), sertliği, saydamlığı ve
ergime derecesini belirler.
3.4 Molekül
Molekül, birden fazla aynı veya değişik iyonların (atomların) birleşmesi ile oluşan maddelerin kimyasal yapıtaşlarıdır. Moleküller elektrik yüklü olamazlar. Boyutları oluştukları iyonların boyutlarına bağlı olarak 10-10 (H2) ile 10-6 m (polimerler) arasında değişir. Bu konuda
örnek olarak bu sayfanın moleküllerinin tek sıra halinde dizilmesi durumunda güneş ile dünya
arasını en az 150.000 kez kat edebilecekleri verilebilir. Doğada bazı moleküller az enerji
(çarpma, oksidasyon) ile kolay dağılabilirler (tuz gibi). Bazıları da milyarlarca yıl bozulmamaktadır (H2O, O2 ve CO2 gibi, Şekil 3.10).
Şekil 3.10
Su molekülü ve gösterim şekilleri (Breuer, 1997).
Molekül, iyon veya atomların oluşturduğu dayanıklı, düzenli ve üç boyutlu şekillerden kristaller meydana gelir. Kristallerin yapıtaşları elektrostatik kuvvetlerle (iyon yükü, bağ kuvveti)
birbirine bağlanırlar. Bunların en küçüklerinin ve en basit şekliyle paralel kaymalarla kristali
oluşturan yapıtaşlarına elementar hücre denir (Şekil 3.11/2). Elementar hücrelerin geometrik
dizilişinden kristal kafesi meydana gelir. Gözle ancak görülebilen bir kristal, milyarlarca
elementar hücreden meydana gelmektedir. Kristalin yapı en yaygın ve süreklilik sunan katı
maddelerin temel halidir. Bunun şekli yapıtaşlarına bağlıdır. Aynı cins atomlardan oluşan
kris-tal kafesleri bakır, volfram, magnezyum ve grafit tiplerine metal kafesi yaparlar. Farklı
atom-lardan oluşan kristallerin kafeslerine iyon kafesi denir. Bunlar kübik (NaCl, PbS),
tetragonal, hekzagonal, trigonal, rombik, monoklin ve triklin olarak 7 kristal sistemine ve 32
kristal sınıfına ayrılmaktadır. Bir kimyasal bileşikte sadece bir çeşit kimyasal bağın meydana
getir-diği iyon kafesine homodesmik, birkaç çeşit bağın meydana getirdiğine de
heterodesmik iyon kafesi denir. Kristallerden mineraller, bunlardan da kayaçlar oluşur.
Mineral, element ve bu-nların kimyasal bileşenlerinden oluşan anorganik ve doğal kristalin
bileşiklerdir. Mineraller ge-nelde homojendir. Yani her tarafta aynı fiziksel ve kimyasal
özellik gösterirler. Kapanım, katı karışım ve bozunmalar homojenliklerini bozar. Böylece
mineral heterojen bir yapı kazanır.
Şekil 3.11
NaCl’ün iyon kafesi (Altaba ve diğ., 1995). 1 İyon düzeni, 2 İyon kafesi, 3 Kristal yapısı, 4 Kaya tuzunun kübik
kristali, 5 Simetri eksenleri ve 6 Simetri düzlemleri.
a) Koordinasyon (bağlantı, uyum)
Bir merkez teşkil eden iyon (katyon) etrafında dizilecek anyonların sayısı, bu iki iyonun yarı
çapları oranına bağlıdır (Şekil 3.12). Şekil 11'de da görüldüğü gibi, iyonlar bir küpün köşelerinde bulunmaktadır. Merkezdeki 1 Na+ iyonu 6 Cl- iyonu tarafından sarılmaktadırlar (KS=6).
Na:Cl=1 olduğundan, her Cl- iyonu da 6 Na+ iyonu tarafından sarılarak bir küp şekilli kristal
oluşturmaktadır. Bir katyon etrafında eşit mesafede ve en yakın bulunan anyonların dizilmesine koordinasyon, bu dizilişe katılan anyon sayısına da koordinasyon sayısı (KS) denir.
Kutuplaşmadan dolayı doymıyan iyonlar her taraftan yeni iyonlar çekerek bir iyon kafesini
meydana getirirler. Dolayısiyle NaCl iyonları molekül teşkil etmezler. Koordinasyonda en
önemli etken, iyon kafesindeki katyon ve anyonların yarı çapları oranıdır. Bu oran 1'e ne
kadar yakınsa, o kadar büyük koordinasyon sayısı ve paketlenme de o kadar sıkı (yoğun) olur.
Yeryüzünde çok az element etkili kimyasal koşullarda bağlanmadan kalabilmekte veya
serbest bulunabilmektedir (Au, Pt ve Ag gibi). Tüm elementler genel kural olarak bileşik
teşkil ederler. Bu bileşiklerin başında oksitler en yaygın mineral gruplarını oluşturmaktadır.
Şimdiye kadar tanımlanan mineral sayısı yaklaşık 3000 civarındadır. Bunlara her yıl yaklaşık
20 tane yeni mineral eklenmektedir. Bunların sadece yaklaşık 120 tanesi yerin yapısı için
önemli sayıl-maktadır.
Kristaller şekil itibarı ile 10 önemli gruba ayrılmaktadır. Bunların atom, iyon ve molekülleri
belli bir geometrik düzen almıştır. Bu, kristalin özelliklerini belirler. Gelişen teknoloji, kristalografi yöntemlerinin kristal yapısını da ortaya çıkarmasını sağlamaktadır (Laue diyagramı
gibi). Buna göre atom veya iyonların kristal oluşturmalarında büyüklüklerinin en önemli
etken olduğu ortaya çıkmıştır.
Atom veya iyonların küre şeklinde düşünüldüğünde, en basit seçeneğin birbirine değen üç
küre olmaktadır. Bunların çevrelediği çok küçük bir hacim ancak bunlardan daha küçük iyon
tarafından doldurulabilir. Bu ortadaki küçük küre yerine daha büyük bir küre konulduğunda
çevreliyen kürelerin birbirine değebilmeleri için yarı çaplarının büyümesi gerektiği görülür.
Örneğin, büyük kürelerin yarı çapları 1 birim olduğunda küçük kürenin yarı çapının 0,155
olması gerekir. Bu, doğada CO32-’de görülmektedir (Şekil 3.12a). Burada C iyonu O iyonları
tarafından çevrelenmektedir. Bundan da CaCO3’te (kalsit) şekillenir. Negatif iki oksidasyon
sayılı O iyonlarının yarı çapı 126 pm’dir. Buna göre ortaya yerleşecek iyonun 20 pm olması
gerekir. Bu koşulu sağlıyacak iyon da 29 pm yarı çaplı C4+ iyonudur.
a
Oksijen
c
b
Karbon
Silisyum
Alüminyom
Şekil 3.12
İyon ve atomların paketlenme şekilleri. a: 3’lü, b: 4’lü ve c: 6’lı gruplanma.
Merkezi iyonu çevreliyen 3’ten sonraki basamak 4’tür. Burada ortadaki kürenin (iyonun) yarı
çapının yukarıdaki esaslara göre 0,225 olması gerekmektedir. Çevreliyen iyonlar oksijen alındığında, ortadaki iyonların 34 pm yarı çapında olmalıdır. Bu da 40 pm yarı çapındaki Si4+ iyonuna karşılık gelir. Burada oksijen iyonları birbirine eşit mesafede bulunduklarından ve Si’yi
her taraftan çektiklerinden, SiO44- yeryüzünün en dayanıklı ve en yaygın bileşiğini oluşturur.
Bu iyonların merkezlerinin birleştirilmesi bir tetraedr kristal şeklini verir (Şekil 3.12b).
Daha büyük bir orta küreyi ancak 6 büyük küre ile çevrelemek mümkündür (Şekil 3.12c). Bu,
tetraedrin bir üst grubunu oluşturur. Burada da iç kürenin 547 pm yarı çaplı olması gerekmektedir. Burada AlO6 oktaedri koşulları yerine getirmektedir (örneğin, 8 yüzeyli korundda
olduğu gibi). Bunun bir üst grubunda iç küre ancak 8 küre ile çevrelenebilmektedir
(hekzaedr). En son grubu 12 küre ile çevrelenebilecek bir iç küredir (rombododekaedr).
Burada artık iç ve çevreliyen kürelerin yarı çapları eşittir (Şekil 3.13).
Bu, 3, 4...12 koordinasyonun her biri iyon kafesi düzenini ve kristal simetrilerini belirler.
Kristaller kimyasal bileşimlerine göre kristal simetrilerine sahip olurlar. Bununla da kristal
sistemleri (7 kristal sistemi: kübik, hekzagonal, trigonal, tetragonal, rombik, monoklin ve
triklin) ile 32 kristal sınıfı tanımlanmaktadır.
Litosferde en yaygın mineraller % 97 ile kuvars ve silikatlardır. Bu grup mineralleri çok
değişik mineralojik ve fiziksel özellikler göstermektedir. Bunlar lifli (asbest), tabakalı (mika),
yoğun (feldspat), yumuşak (talk), sert (kuvars), mavi (lapis lazuli), koyu kırmızı (granat), ince
taneli (kil) ve iri taneli (kuvars kumu) olabilmektedir. Bu nedenle endüstride çeşitli amaçlarla
kullanılmaktadır (porselen, cam, beton ve çömlek).
Tüm silikatların temel kökü SiO44- iyonudur. Silisyum silikatlarda sadece tetraedr şeklinde
bulunmaktadır. Ancak alüminyum bunu hem tetraedr, hem de oktaedr dizilimi ile temsil edebilmektedir. Çeşitli mineral grubu oluşturan silikatların yapısı aşağıda ayrıntılı incelenecektir.
Şekil 3.13
İyonların koordinasyon şekilleri, yarı çap oranları ve örnekler (Rösler, 1988).
b) Silikatlar
Silikatların yapıtaşı silisyum ile oksijenin yarı çapları oranı nedeniyle (rkat/ran=0,278) sağlam
bir çokgen oluşturan (SiO4)4- tetraederidir. Bu çokgenin merkezinde küçük Si atomu,
köşelerinde de O atomu bulunur. Silikatların büyük çeşitliliği ve değişik şekilleri (SiO4)4tetraederinin hem tek başına (izole) bulunmasından, hem de 1, 2 ve 3 boyutlu bağlanmasından
kaynaklanır.
Silikatların anlamlı bir sınıflaması ancak (SiO4)4- tetraederinin karakteristik özellikleri ile
mümkündür (Şekil 3.14). Al, Si’ye yakın büyüklükteki yarı çapı nedeniyle oldukça önemlidir.
Al, Si’nin yerine her fırsatta ve değişik oranlarda geçebilmektedir.
1. Ada (nezo) silikatlar, izole (SiO4)4- tetraedrlerinden oluşurlar (Şekil 3.14). (SiO4)4molekülü 4- yükü nedeniyle 2 tane 2+ katyon tarafından, örneğin, 2Mg2+ tarafından denkleşmesi gerekir. Bu grupun en önemli örneği magmatik ayrımlaşmanın erken evre ve kayaç
oluşturan minerali olivindir. Bu katı karışımın son üyeleri Forsterit (Mg2SiO4) ve Fayalittir (Fe2SiO4). Olivin içindeki Mg ve Fe katyonları istenen oranda olabilirler. Bu nedenle
olivine kesintisiz katı karışım dizisi de denir. Kristal oluşumu sırasında bir katyonun
başka bir katyonun yerine geçmesine diyadohi (yerini alma) denir. Granat (örneğin,
almandin, Fe3Al2[SiO4]3) ve Zirkon (ZrSiO4) da bu silikatlardandır.
b) Çiftli (soro) silikatlar, (Si2O7)6- çift tetraedrlerinden oluşurlar. Bunların bir oksijenleri
ortaktır. Bu silikatlar yaygın değildir. Örnek olarak melilit (Ca2Al[Si,Al]2O7) verilebilir.
c) Halka (siklo) silikatlar, [Si3O9]6- tetdraedrlerin birleşmesi ile bağımsız halkalar oluşturan
silikatlardır. [Si3O9]6-, [Si4O12]8- ve [Si6O18]12- şekilleri yaygındır. Beril (Al2Be3[Si6O18]) ve
Bentonit (BaTi[Si3O9]) bu tip silikatlardandır.
Şekil 3.14
Silikatların yapısı ve sınıflandırılması (Heinrich ve Hergt, 2002).
d) Zincir (ino) silikatlar, [SiO4]4- tetraedrlerin ortak 2 oksijen kullanarak sonsuz zincir oluşturmaları ile meydana gelirler. Tek ve çift zincir yapısı sunarlar. Dolayısı ile yapısal formülleri
[Si2O6]4- veya [Si4O11]4- şeklindedir. Elektrik yükü diziye yandan eklenen katyonlarla
tarafsızlaşır (nötr) ve moleküller birbirine tutunurlar. Karışık yapıya sahip olan bu silikat
türünün tek zincir yapılısının en iyi örnekleri orto (ortorombik) ve klino (monoklin) piroksenlerdir. Örneğin, ojitin yaklaşık formülü (Ca, Na)(Mg, Fe, Al) [(Si, Al)2O6] şeklinde-dir.
Bunların çift zincir yapılısının en yaygın örnekleri ise, amfibollerdir. Örneğin, hornblend:
(Na, K) 0-1 Ca2(Mg,Fe,Al,Mn,Ti)5[(OH,F)2(Si,Al)2Si6O22)].
e) Tabakalı (filo) silikatlatlar, [SiO4]4- tetraedrlerinin tabakalarından meydana gelirler. Tetraedrlerin serbest köşeleri genelde aynı yönü gösterirler. Kimyasal formülleri [Si4O10]4- şek-
lindedir. Tabakalar arasında çekim kuvveti az olduğundan, bu silikatlar iyi dilimlenme gösterir ve çok yumuşaktırlar. Bunların en yaygın örneği talktır (Mg3[(OH)2/Si4O10]).
f) Çerçeve (tekto) silikatlar, [SiO4]4- tetraederin tüm köşelerinin, SiO2’de olduğu gibi, birbirine bağlanması ile meydana gelirler. 3 oksidasyon sayılı Al’in Si yerine geçmesi, elektriksel tarafsızlaşma için başka katyonların yapıya girmesini gerektirir. Bu olmadığı taktirde,
yani sadece (SiO4 )2- kökünden oluşan tetraedrler, değişik ısı ve basınç koşullarına göre
değişik modifikasyon teşkil ederler (tridimit ve kristobalit gibi). Silikatların en güzel örnekleri feldspatlardır. Bunlar,
albit (NaAlSi3O8)-anortit (CaAl2Si2O8)-ortoklas (KAlSi3O8)
Şekil 3.15
Kayaç jeokimyası (Altaba ve diğ., 1995; bak. aynı zamanda Çizelge 2.5 ve Şekil 2.10).
üçgeninde (Şekil 4.7) plajiyoklas (albit-anortit arasında) ve alkali feldspatları (albit-ortoklas
arasında) oluştururlar. Şekil 3.15’te atomdan kayaç oluşumuna kadar geçen işlevler özetlenmiştir. Ayrıntılar için standart mineraloji ve kristalografi kaynaklarından yararlanılabilir.
Alıştırma 3.1
1.
Atom numaraları Z= 3; 5; 8 ve 14 olan elementleri,
a) Bulunuz,
b) Elektron dizilişini işleyiniz ve
c) Grup, periyot ve oksidasyon sayılarını bulunuz.
2. Yarılanma süresi 5 gün olan A izotopunun ¾’ü kaç günde B izotopuna dönüşür?
Kaynakça
1. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
2. Atkins, P. W., 1997: İm Reich der Elemente. Spektrum der Wissenschaft, Heidelberg-Berlin, 182 s.
3. Cline, J. M., 2004: Der Ursprung der Materie. Spektrum der Wissenschaft 11/2004, 32-41.
4. Geibert, W., Von der Loeff, M. M. R., Hanfland, C. ve Dauelsberg, H.-J., 2002: Actinium-227 as a deep-sea
tracer: sources, distribution and applications. Earth and Planetary Science Letters 198/1-2, 147-165.
5. Gill, R. C. O., 1993: Chemische Grundlagen der Geowissenschaften.. Enkeverl., Stuttgart, 293 s.
6. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 288 s.
7. Hu, W. ve White, M., 2004: Symphonie der Schöpfung. Spektrum der Wissenschaft, 5/2004, 46-55.
8. Jacobshagen, V., Arndt, J., Götze, H.-J., Mertmann, D. ve Wallfass, C. M., 1999: Einführung in die
geologischen Wissenschaften. Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 432 s.
9. Kaufmann, H. ve Jecklin, L., 1969: Grundlagen der anorganischen Chemie. Birkhaeuser, Stuttgart,.143 s.,
10. Kane, G., 2003: Neue Physik jensets des Standardmodells. Spektrum der Wissenschaft 9/2003, s. 26-33
11. Klanner, R., 2001: Das Innenleben des Protons. Spektrum der Wissenschaft 3/2001, s. 62-68.
12. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
13. Möller, P., 1986: Anorganische Geochemie. Springer-Verl., Berlin-Heidelberg, New York Tokyo, 326 s.
14. Rösler, H. J., 1988: Lehrbuch der Mineralogie. VEB Verlag, Leibzig, 844 s.
15. Rösler,, H. J. ve Lange, H., 1976, Geochemische Tabellen. Enkeverlag, Stuttgart , 675 s.
16. Shannon, R. D., 1976: Revised effective ionic radii and systematic studies of interatomic distances in halid
and chalcogenides. Acta Crystallogr. A 32, 751-767.
4 TERMODİNAMİĞİN TEMEL İLKELERİ
4.1 Genel bakış
Yukarıdaki konularda jeokimya, litosferdeki element derişimini, dağılımlarını ve maddelerin
birbirine dönüşümünü konu alan bilim dalı olarak tanımlanmaktadır. Atom, iyon ve moleküller jeokimyanın en çok dikkat çeken araştırma konularıdır. Bunlar, fiziksel ve kimyasal
değişimlere maruz kaldıklarında değişik özellikler kazanarak yeniden bileşik teşkil edebilirler.
Bunun için enerjilerinin bir kısmını vererek ortama daha dayanıklı enerji sistemlerinin
meydana gelmesini sağlarlar. Her kayaç, minerallerinin iyon kafesi yapısına göre özellik ve
ilkelere uyum gösterir. Bu ilke ve özellikler atomun yapısına ve termodinamiğin esaslarına
dayanmaktadır. Bu nedenle bir jeokimyasal taslak veya araştırma, ancak atom, iyon, kristal
kafesi ve termodinamik dengeler arasındaki ilişkiyi açıklıyabilir ve onlara dayanırsa, bir önem
taşır. Bu konular esas itibariyle kimyanın açıklıyacağı konulardır. Ancak konumuz gereği
açıklanması yararlı olacaktır.
Termodinamik esaslar en iyi şekilde ancak çeşitli eşitlikleri ile açıklanabilir. Burada bunların
sadece temel esaslarının açıklanması ile yetinilecektir. Ayrıntılı bilgi için bu konularla ilgili
temel kaynaklara başvurmak gerekecektir (bak. örneğin, Fletcher, 1993).
Bir termodinamik sistem belli bir temel oluşturan verilerle tanımlanır:
1. Sistemdeki maddelerin kapsam ve miktarına bağlı olan veriler, örneğin kitle, hacim,
yoğunluk ve entropi gibi.
2. Sistemdeki maddelerin kapsam ve miktarlarına bağlı olmıyan ısı, basınç ve kimyasal potansiyel gibi veriler.
Yeni bir termodinamik sistem çeşitli durumlarda (fazlarda), gaz, sıvı veya katı halde bulunabilir. Termodinamiğin dengeleriyle tüm faktörler tanımlanabilmektedir. Birincil etkenlerden
(basınç, yoğunluk ve ısı), ikincil etkenler (serbest enerji ve entalpi) elde edilebilmektedir.
Doğada gerçekleşen değişimler veya süreçler,
a) Tersinir, kendiliğinden geriye dönüşümlü veya reverzibel ve
b) Tersinmez, dönüşümsüz veya irreverzibel
süreçler olmak üzere ikiye ayrılmaktadır. Doğanın herhangi bir yerinde değişiklik meydana
getirmeden tümüyle kendiliğinden tersinir makroskopik olaylar yeryüzü koşullarında gözlenmemektedir. Dolayısiyle tüm doğa olayları tersinmez süreçler (olaylar) olarak tanımlanmaktadır (Rösler ve Lange, 1976). Örneğin, belli bir ısıdaki bir küre daha sıcak kürelere
karıştırıldığında kendiliğinden kürenin ısısı diğer kürelerin ısı derecesine gelinceye kadar
ısınır. Aksi durumda soğur. Sonuçta tüm kürelerin ısısı eşit dereceye gelir. Bu durumun
tersinin, yani kürenin kendiliğinden soğuması, mümkün değildir. Aynen ısı gibi kendiliğinden
ortaya yayılan gaz ve koku da eski durumlarına kendiliğinden gelmezler. Eski duruma
gelmeleri için doğada başka değişikliklerin meydana gelmesi gerekir. Bu durum doğa için göz
önüne getirildiğinde, doğanın bir bütün olarak sürekli değişmekte olduğu ve geçmişteki
olayların tekrarlanmasının olanaksız olduğu ortaya çıkmaktadır. Buradan Clausius (18221888) 1850’de maddelerin yeni bir hal ölçütü sayılan ve tek yönlü doğa olaylarının
tanımlanmasında önemli bir bulgu olan entropi’yi (yunanca: dönüşüm) tanımlamaktadır.
4.2 Entropi
Kapalı, dışarıdan etkilenmiyen veya madde ve enerji alış-verişinde bulunmıyan bir sistemde
tüm fizikokimysal olaylar başlangıç durumundakinden daha az düzenli ikinci bir durum yaratacak şekilde gelişirler. Kapalı bir sistemin en olası durumu, bir tam düzensizliktir. Bu, eşit
dağılan basınç, ısı ve enerji gibi ölçütlerle tanımlanan durumdur.
Bir sistemin düzenliliği veya düzensizlik derecesi entropi ve buna bağlı olarak rastlantısal bir
durumun gerçekleşebilirliği sayısal olarak S ile gösterilir. Bir kapalı sistemin düzenliliği kendiliğinden meydana gelen süreçler veya değişimlerle artmaz. Bu nedenle doğal işlevlerde
entropi daima artar ve varabileceği en son durum, entropinin en yüksek olduğu durumdur.
Entropi, ısı değişimi olarak ölçülür. Bir sistemin içerdiği tüm enerji çeşitlerinin toplamı bu
sistemin iç enerjisini, S’i, meydana getirir. Bu enerji sadece sistemin haline bağlıdır ve mutlak
sayılarla belirtilemez. Bu nedenle bu enerjinin değişimi olan S önemli olmaktadır. Bu,
sistemin bir durumdan başka bir duruma geçebilmesi için gerekeli olan enerjidir. Sistemin
başlangıç durumundan son durumuna geçişi de bir süreçtir. Buna göre bir sistemin S1
durumundan S2 durumuna tersinir geçişi için entropi,
S = S1-S2 (S1>S2)
Q
= ter
T
4.1
şeklinde ifade edilebilir. S1 ve S2 sistemin tüm enerjilerini, Qter tersinir sistemin entalpisini ve
T mutlak ısıyı ifade eder.
*Cam, düzenlenmemiş yapıya sahip sıvı özelliğinde katı maddedir. Kristal ile sıvı arasında bir entropiye sahiptir.
Şekil 4.1
Maddenin halleri ve soldan sağa entropinin artışı. Kristalde atom ve moleküller düzenlidir ve sistemin sadece
bir kısmı ile sınırlıdır. Sıvıda atom ve moleküller birbirine bağlı, hareketli ve düzensizdir, sistemin kendine özgü
bir kısmını kapsarlar. Gaz halinde ise, atom ve moleküller oldukça düzensiz ve birbirine dokunmadan hareket
ederler, sistemin tümüne dağılırlar.
a) Termodinamiğin 1. yasası: Enerji yoktan var edilemez ve var olan bir enerji de yok
edilemez. Bu yasa, bir yalıtılmış sistemde hangi işlevlerin olası olduğunu belirler. Deneyimlere dayana bu yasaya göre, enerji almadan sürekli çalışan bir makinanın yapılması
olası değildir (perpetuum mobile, 1. tür).
Değiştirilmesi istenen bir sistemin başlangıç durumundaki iç enerjisi S1 (tüm enerjilerin toplamı) ve değişimden sonraki durumun iç enerjisi de S2 ise, örneğin, sistem ısıtıldıktan sonra,
yukarıdaki 4.1 eşitliği,
S=S1-S2
4.2
olarak iç enerjinin değişimi şeklinde yazılabilir. Eğer sistem değişim sırasında Q ısı enerjisini
alır ve W iş enerjisini verirse,
S=Q-W
4.3
veya diferansiyel şekliyle,
dS=dQ-dW’den
4.4
dQ=dS+dW
4.5
olur (Şekil 4.2).
Bir sisteme verilen ısı miktarı, bu sistemin iç enerjisinin değişimi ve dış iş olarak kendini
gösterir. Burada sistemin yaptığı iş olan dW, genelde bir hacim değişikliği olarak ölçülür. Bu
da basınca karşı bir tepkiden ibarettir. Hacim işi olarak da anılan bu ifade yerine,
dW=p.dV
4.6
yazılabilir. 4.4 denkleminde yerine konulursa,
dS=dQ-p.dV
eşitliği elde edilir. Entegrali alındığında,
4.7
S=Q-p.V’den
Q=S+p.V
4.8
4.9
bulunur. S+p.V, sistemin entalpisidir.
Şekil 4.2
Termodinamiğin 1. yasasının tanımı (Breuer, 1996).
Örnek 4.1
Termo dinamiğin 1. yasasının jeolojik malzemeye uygulanması (Brownlow, 1996). Aragonitin 25 ˚C ısıda ve
1 atm basınçta kalsite dönümü ile ortaya çıkan ısı ölçülebilir. Bu ısının T=59 cal/mol CaCO 3 ve hacim
değişikliğinin de ∆V= 36,94 cm3/mol CaCO3 olduğu bilinmektedir. Aragonit için hacim değişikliği ∆V=34,16
cm3/mol’dür. Bu verilerle 4.7 eşitliği uygulandığında,
∆S=∆Q-p. ∆V
=59 cal/mol-1 atm x (36,94-34,16) cm3/mol
=59 cal/mol-1,013x106 dyne/cm2x2,78 cm3/mol
=59 cal/mol-2,82x106dyne-cm/mol
=59 cal/mol-2,82x106x2,39x10-8 cal/mol
=59 cal/mol-0,067 cal/mol
=58,933 cal/mol
=58,933 [cal/mol].4,184
=246,576 [J/mol]
bulunur. Görüldüğü gibi aragonitin (ortorombik, ρ=2,93 g/cm3) kalsite (hezagonal ρ=2,71 g/cm3) dönüşmesinde
CaCO3’ın serbest enerjisi azalmaktadır. Bu nedenle kalsit, CaCO3’ın duraylı fazıdır. Hacim küçülmesi ile
sistemde aynı zamanda bir iş gerçekleşmiştir.
b) Termodinamiğin 2. yasası: Hiçbir sistem kendiliğinden asla önemli ölçüde daha az olası
bir duruma geçmez. Bu yasa, bir yalıtılmış sistemde olası işlevlerin hangi yönde gerçekleşeceklerini gösterir.
Bir kapalı sistemin alabileceği en son durum, entropinin maksimum olduğu durumdur.
Planck’a göre bu yasa şöyle de ifade edilebilir: Örneğin, deniz suyu ısı enerjisi ile ilerliyen ve
bu arada sadece suyu soğutan bir geminin yapılması mümkün değildir (perpetuum mobile, 2.
tür). Çünkü bir tek kaynaktan hareketle iş üretimi olanaksızdır (potansiyel farkı olmalı).
Her tersinir işlevde sistemin entropi değişimi dS, sistem tarafından alınan ısı miktarının (dQ)
mutlak ısı derecesi T’ye bölümü ile elde edilir. Bu, matematiksel olarak,
dS=
dQ
[Joule/K]
T
4.10
şeklinde ifade edilmektedir. Burada Q’nün yukarıdaki değeri 4.7’de yerine konulduğunda,
dS=
dQ  p.dV
T
4.11
elde edilir. Tersinir sistemlerde dS>dQ/T eşitsizliği geçerlidir. Buna göre 4.11 eşitliği,
T.dS =dQ-p.dV’den
4.12
dQ=T.dS+p.dV
4.13
olarak yeniden yazılabilir.
Bu kapsamda termodinamik açıdan entropinin anlamını açıklamak olanaksız olduğundan, bir
örnekle açıklamaya çalışılacaktır: Kapalı bir kapta tutulan bir gazın iç veya molekülar enerjisi
Q, moleküller arasındaki dağılımı, molekül hızı ve yerleri gelişigüzel olsun (Şekil 4.3). Bu
enerji sadece bazı moleküllere etki edebilir veya tümüne eşit dağılabilir. Belli bir Q enerjisi ve
V hacmi değerinde moleküllerin hareketleri nedeniyle Q’nün dağılımı çok değişik olması
mümkündür. Bu, bir ülkedeki nüfus dağılımı veya gelirin bu nüfus tarafından paylaşımı ile
karşılaştırılabilir. Bütün geliri bir kişinin alabilmesi ile birkaç kişinin veya tüm nüfusun eşit
paylaşımı aynı şansa sahiptir. Ancak yukarıdaki gaz molekülleri örneğinde moleküllerin
düzen olasılığı, düzensizlik olasılığından azdır. Bu nedenle doğadaki düzenli sistemler hep
ken-diliğinden gerçekleşme olasılığı daha yüksek düzensiz duruma geçerler (max. düzensizlik
= max. entropi). Örneğin, sürtünme ile düzene sokulan moleküller, sürtünmeyi daha olası düzensiz molekül hareketine çevirerek ısınırlar.
Şekil 4.3
Entropi, 1 Isının artması (Şekil 4.1); 2 Saf maddelerin karıştırılması, a ve 3 Gazların yayılması, b ile artar (Gill,
1993 ve Breuer, 1996).
Entropinin anlamı başka somut örneklerle de açıklamak mümkündür: Birbirine bağlı iki gözden oluşan bir kabın bir gözü herhangi bir gazla dolu olsun (Şekil 4.3b). Bu gözleri birbirine
bağlıyan duvar açıldığında gaz molekülleri kendiliğinden ikinci gözle denge sağlayıncaya
kadar dağılırlar. Isı enerjileri vasıtasiyle moleküller aralıktan gözün birinden diğerine rahatlıkla geçebilirler. Tüm moleküllerin bir an için bir gözde toplanmaları da mümkündür, ancak
bu oldukça zayıf bir olasılıktır. Bunun gibi moleküllerin iki göze eşit (aynı sayıda) dağılmaları
da oldukça zayıf bir olasılıktır. Gaz molekülleri arttırıldığında bu olanaksızlıklar da artar. En
olası durum gaz moleküllerinin her tarafa yaklaşık eşit sıklıktaki dağılımıdır. Bu nedenle bu
durum en sık gerçekleşir. Bu, zayıf bir olasılıkla gerçekleşme şansı olan bir durumun daha
olası bir duruma nasıl geçtiğini gösterir. Doğal çevrede düzenli bir dağılımdan düzensiz bir
dağılıma nasıl geçildiği daha açıkça izlenebilmektedir. Örneğin ormandaki ağaçların
düzensizliği gibi. Özet olarak tamamlanmış süreçlerin az olasılıkla gerçekleşen başlangıç
du-rumları daha olası son durumları ile sonuçlanır.
Buna karşın mineralojide minerallerin en iyi şekilde düzenlendikleri gözlenmektedir. Burada
denge durumu (min. potansiyel enerji) ile entropi karşı karşıya gelmektedir. Bunun için en
duraylı durum üstün gelmekte ve en iyi düzenlenme kristal kafesi olarak ortaya çıkmaktadır.
Bu durum ancak ergitme veya dış koşulların etkisiyle tamamen ortadan kalkabilir. Sonuç
olarak yine entropi artar (Şekil 4.1).
Canlıların dünyası da entropiye karşı bir gelişme göstermektedir. Bunun için negentropi =
maddelerin düzenlenmesi, kavramı kullanılmaktadır (Sandvoss, 1989). Teoriye göre
yerküreye gelen güneş enerjisinin bir kısmı taş küre ve atmosfer tarafından tutulmaktadır. Bu
enerji yeryüzünde maddelerin düzenlenmesi işine dönüşerek canlıların oluşmasını sağlamıştır.
Burada kapalı ve açık sistemlerle tersinir ve tersinmez işlevleri birbirinden ayırmakla sorun
çözülmektedir. Entropi, tersinmez ve kapalı sistemler için geçerlidir. Canlılar ve kristaller ise,
açık sistemlerdir ve tersinir işlevlerle oluşmaktadırlar. Bunlar şekillenirler, büyürler, ısıları
çevrelerinden farklı ve sabittir. Bu nedenle bunların entropileri azalabilir. Organizmalar vücut
düzenlerini korumak için dışardan düzenlenmiş (düşük entropi) yüksek enerjili besin maddesi
ile güneş ışığı (yeşil bitkiler) alırlar. Bunları düzensiz (yüksek entropi) ve düşük enerjili maddelere çevirerek ortaya çıkan enerji ile beslenirler. Ancak öldüklerinde vücutları çürüyerek
dağılır. Sonuç olarak entropi yine artar. Buna göre yaşamak demek, sağlanan bir dengesizliği
sürekli kılmak demektir. Pek çok biyokimyasal tepkimenin bu rolü oynadığı sanılmaktadır.
Örnek 4.2
1. Farklı sıcaklıklardaki suların karıştırılması (wikipedia, 2006): 1 kg suyun 10 ˚C’deki entropisi S10=151;
20˚C’de S20=297 ve 30 ˚C’de de S30=437 J/K’dir. 10 ˚C’deki 1 kg suğuk su ile 30 ˚C’deki sıcak su karıştırıldığında, kendisliğin-den 20 ˚C’de 2 kg ılık su elde edilir. Çünkü
başlangıç entropisi Sb,
Sb=151+437
=588 J/K ve
sonuç entropisi Ss,
Ss=297+297
=594 J/K’dir.
Görüldüğü gibi başlangış entropisi Sb, sonuç entropisi Ss’ten küçüktür. Dolayısı ile bu durumun kendiliğinden geri dönüşümü olası değil. Çünkü 2 kg sudan oluşan sistemin entropisinin 594 J/K’den 588 J/K’e inerek
azalması gerekir. Bu da termodinamiğin 2. yasasına aykırıdır.
2. Temizlenmiş bir çalışma masasının entropisi: Bir sistem en yüksek doygunluk derecesine yönelir. Bu, en
yüksek entropiye karşılık gelir ve bir çalışma masası buna iyi bir örnektir.
Temizlenmiş bir çalışma masasının Ω olarak belirtilebilecek sadece 1 tek temizlenmiş durumu vardır. Bu
durumda masanın üzerinde hiçbir kağıt, kalem veya kitap gibi malzemeler bulunmaz. Dolayısı ile Ω=1’dir.
Bunun logaritması,
entropisi,
ln (Ω)=0 ve
S=0
demektir (enformasyon sistemlerinde entropi logaritmiktir). Buna karşın masanın üzerine kitap, kalem, kağıt
ve bardak gibi eşyaları yerleştirmek için sonsuz sayıda olasılık vardır. Bu durumların hepsi aynı derecede
düzensiz kabul edilir. Çünkü entropi, masanın üstünün mümkün olduğu kadar değişik eş değer durumlarla
doldurulmasını gerektirir. Dolayısı ile üstü dolu bir masa bulma olasılığı, üstü boş bir masa bulma olasılığından daha yüksektir.
Üstü boş bir masa hakkında her şey bilinir. Ancak üstü dolu bir masa hakkında hiçbir şey bilinmez. Örneğin,
kitaplar dik veya yatay konulmuş olabilir, sağda veya solda durabilirler; kalemlerin ucları açılmış, kırılmış
veya körelmiş olabilir ve saire gibi. Bunların hepsi eşit oranda düzensizlik kavramı altında toplanır.
Bir öğretmenin örneğin, kalem uclarının düzenli açılıp açılmadığına bakması ile durum tersine döner: Düzensizlik dereceleri artık eş değer olmaz. Bununla artık bilgi (enformasyon) edinilmiş olur. Bir sistem hakkında
kesin bilgilerin elde edilmesi veya analizi ile entropi azalmaya başlar. Enformasyon teknolojisinde entropi,
bilgisizlik derecesidir.
4.3 Entalpi ve serbest entalpi
Entalpi, sabit basınç altındaki bir sistemin tüm ısı rezervi demektir. Entalpi, bir sistemin iç
enerjisi U (atom, molekül hareketleri, titreşim ile dönü enerjiler) ve dış iş p.V’nin toplamıdır. H ile gösterilir (ing. heat content) ve birimi Joule’dür. p.V işi, sabit basınç altında meydana gelen kimyasal işlevlere paralel ve entropiye ek olarak gaz çıkışı ve ısının artmasiyle
gerçekleşir.
Bunlar matematiksel olarak aşağıdaki şekilde ifade edilmektedir:
H=U+p.V
ile
dH=dU+p.dV+V.dp
bulunur. Sistem izobar (dp=0) ise,
dH=dU+p.dV
veya
=dQ
4.14
4.15
4.16
4.17
olarak bulunur (bak. 4.12). Eşitlikte U=iç enerji [kJ], p=basınç [Pa], V=hacmi [cm3] ve Q=ısı
[kJ] miktardır. Bu, her işlevde eşit basınç altında meydana gelen entalpi değişiminin alınan ısı
miktarı olarak ölçülebileceğini gösterir. Entalpiyi ölçmek olası olmadığından, sadece değişimi
∆H ölçülür ve yaptığı işe göre adlandırılır. Örneğin, sabit basınç altında kimyasal
tepkimelerin gerçekleşmesi için gerekli entalpi değşimine, tepkime ısısı denir. Bunun gibi bir
maddenin erimesi için gerekli entalpiye, erime ısısı, buharlaşması için gerekli entalpiye de
buharlaşma ısısı denir. Bu ısıların hepsi ∆H’ya eşittir. Oluşum ısısı veya standard ısı olarak
adlandırılan bu ısı, çeşitli eşitlikler için hesaplanmıştır (bak. örneğin, Brownlow, 1996).
Örneğin, buzun 1 atm (1,013.105 Pa) ve 298,15 K’de (25 ˚C) erime ısısı ∆H=-285,83
J/mol’dür. Buna karşın aynı koşullarda grafitin elmasa dönüşüm entalpisi -1,896 kJ/mol’dür:
C (grafit) ↔ C (elmas) - 1,896 kJ/mol
4.18
Ancak grafitin oluşum ısısı 0’dir. Çünkü grafit, karbonun aynı koşullardaki duraylı şeklidir.
Isı ve basıncının sabit kaldığı bir sistemin serbest enerjisine de serbest entalpi (G, Gibbs
foksiyonu, Gibbs enerjisi ve serbest enerji) denir (Wikipedia, 2006). Serbest entalpi, kimyasal
tepkimeye giren ve çıkan ürünlerin enerji farkıdır. Burada galenitin oluşumu örnek verilebilir:
Pb+S→PbS-97,71 J/mol
4.19
Bunun entropiye dönüşümü galenitin entropisinden (91,38 J/mol K-1) Pb (65,06 J/mol K-1) ile
S’ün (31,80 J/mol K-1) entropilerinin çıkarılması ile sağlanır. Yani,
G=-97,71 J/mol -(298,15 (-5,48)* [K] [J/mol K-1]
=-97,71 [J/mol]+1,63 [J/mol]
=-96,08 [J/mol]
ile galenitin standart oluşum entalpisi bulunur.
4.20
Kendiliğinden meydana gelen işlevlerde serbest entalpi azalır (G→0). Bu durumda ısı alan
sisteme endergon (G>0), ısı verene de eksergon (G<0) sistem denir. Kendiliğinden
meydana gelen kimyasal işlevler eksergoniktir.
Eş ısı (izoterm) ve eş basınç (izobar) tepkimelerde serbest entalpi büyük önem taşır. Bu durumlarda serbest entalpi, 1. ve 2. termodinamik yasalarının birleştirilmesi ile (bak. eşitlik
4.14),
G=H-T.S
=U +p.V-T.S
4.21
ve
dG=dS +p.dV-T.dS
4.22
şeklini alır. Tersinir kimyasal işlevlerde (dG=0),
dS=T.dS-p.dV
4.23
olduğu 4.22’de görülmektedir. Burada yerine konulduğunda,
ve
dG=T.dS-p.dV-T.dS+p.dV
dG=0
4.24
4.25
bulunur. dG'nin sıfır çıkması, denge durumunun mevcut olduğunu gösterir. Zira sabit basınçta
tepkimeye giren parçaların serbest entalpi tepkime ürünlerinin serbest entalpisine eşittir.
Tüm jeokimyasal değişimler denge sağlamaya yöneliktir. Örneğin, bileşimi, ısısı ve basıncı
sabit kalsa da ısı başkalaşımı ile denge sağlıyan bir mermer, normal ısıda dengede değildir.
çünkü ayrışma ve alterasyon da denge sağlamaya yönelik etkenlerden sayılırlar.
Her kimyasal veya fiziksel tepkime bir durumdan başka bir duruma geçişi ifade eden bir
eşitlikle tanımlanabilmektedir. Eğer tepkimeye girenler, tepkimeler sonucu çıkanlarla dengede
ise, serbest entalpi sıfırdır (G=0). G'nin büyük negatif değerleri tepkimenin kendiliğinden
gerçekleşeceği eğilimini; pozitf değerleri ise, ters yönde gerçekleşme eğilimini gösterir.
Örneğin, bir sıvıda K tepkimesi L ürününü veriyorsa (K→L), doygun hali için G=0'dır. Yüksek negatif G değerleri (G«0) sıvının doymadığına, pozitif değerlerse (G>0), çökelmenin meydana geleceğine işaret eder.
Basınç ve ısının dengeye olan etkisi,
G
)
T  H
dT
T2
d (
__________
*-5,48= 91,38 -65,06 -31,80 J/mol K-1. 10-3, birimlerin birbirine çevrilmesinden (J→kJ) kaynaklanıyor.
4.26
eşitliğ ile gösterilmekte ve H’nın ne zaman negatif olacağını gösterir. Pozitif H değerleri
yüksek ısıya veya artan ısıya, dolayısı ile yüksek negatif G değerlerine karşılık gelir. Yani
ısı alan bir sistemin ısısı tepkimenin tamamlanmasını sağlar. H negatif ise, tersine, tepkime
tamamen sonuçlanamaz demektir.
Basınç için,
dG
 V
dp
4.27
eşitliği geçerlidir. Negatif V değerleri basıncın artışını, onunla da G'nin azalmasını gerektirir. Bu, tepkimenin tamamen sonuçlanmasını sağlıyacaktır. Buna göre yüksek basınç, küçük
hacimli (yoğun) maddeleri (mineralleri) meydana getirir. Burada Le Chatelier İlksinin
açıklanmasında yarar vardır: Dengede bulunan bir sistemde, dengeyi belirliyen etkenlerden
birinin değişmesi halinde sistem, bu değişikliğin etkilerini azaltma yönünde gelişir. Buna ısı
artışının, basıncın azaltılmasını gerektirdiği örnek verilebilir. Yüksek ısıdaki bir cismin hacmi,
normal koşullardaki hacminden daha büyüktür. Bu sonuç aynen düşük basınçta da ortaya
çıkmaktadır. Yani hacim, basıncın tersine büyür. Bir gaz tepkimesinde örneğin, çıkan ürünün
hacmi, giren maddelerin hacminden daha küçükse, artan basınç, dengenin sağ yönde
gelişmesini sağlar. Bu, amonyak sentezinde verimi arttırmak amaciyle kullanılmaktadır:
3H2+N2  2NH3
4.28
gibi (Breuer, 1997). Bir maddenin bir sıvıdaki erirliliği (çözünürlüğü) genel olarak artan ısı ile
yükselirken, artan basınçla düşmektedir. Bu nedenle yükseklerde su, deniz seviyesine göre
daha kolay (düşük ısıda) kaynar. Aynı şekilde artan basınçla andalüsit (ρ=3,2 g/cm3),
Al2SiO5 Al2SiO5
daha yoğun kiyanite (ρ=3,6 g/cm3) dönüşür.
Şekil 4.4
Le Chatelier ilkesinin açıklanması (Gill, 1993).
4.29
Kendiliğinden gerçekleşen kimyasal olaylarda, tepkimeye katılan bileşenlerin serbest entalpi,
tepkime ürünlerinin serbest entalpisinden küçüktür. ∆G değeri, tepkimeyi meydana getiren
enerji, bir tepkimenin kendiliğinden olup olamıyacağının bir ölçüsüdür ve basınca, maddenin
haline, bileşenlerin oranlarına ve ısılarına bağlıdır. Burada G, tepkime ürünleri ile tepkimeye
giren bileşenlerin serbest entalpilerinin farkına eşittir. Bu durum matematiksel olarak,
G=cGC+dGD+...-aGA-bGB
4.30
eşitliği ile gösterilmektedir.
Termodinamik eşitliklerinden tepkimeye giren maddeler ve denge halinde de hangi maddelerin çıktığı hesaplanabilmektedir. Değişimlerin tüm olası tepkimeleri, koşullar biliniyorsa,
kestirilebilmektedir. Ancak termodinamik de bir tepkimenin hızını ve işleyişini önceden belirliyememektedir. Tepkimeye katılacak maddelerin yüksek oranları durumunda, tepkimenin
gerçekleşmesi olasılığı yüksektir. Aksi durumda, sonuç beklenemez.
Bu konuda bazı jeokimyasal çalışmalar mevcuttur. Örnek olarak jadeitin (NaAl2O6) oluşumu
verilebilir. Jadeit, yüksek özgül ağırlıklı bir başkalaşım mineralidir. Yüksek özgül ağırlığı,
yüksek basınç çağrışımı yapmaktadır. Oluşumu sırasında meydana gelebilecek tepkimeler
şöyle sıralanabilir:
NaAlSi3O8  NaAlSi2O6 + SiO2
4.31
albit
jadeit
kuvars
NaAlSiO4 + NaAlSi3O8  2NaAlSi2O6
4.32
Nefelin
NaAlSiO4 + SiO2  NaAlSi2O6
4.33
Bu bileşiklerin ayrı ayrı ∆H değerleri ölçüldükten ve standart entropileri de hesaplandıktan
sonra,
dG=dH-T.dS
4.34
çıkarılabilir. Araştırmalar 25 oC'de ve 1 bar basınçta 1. tepkimenin jadeiti vermiyeceğini
(tersine tepkime), 2. ve 3. denklemlerde ise, soldan sağa bir ayrışmanın olacağını ve jadeitin
burada meydana geleceğini göstermiştir. Bu ortamda albit, nefelin+albit ile nefelin+kuvars'tan
daha dayanıklıdır ve basınç önemli olmamaktadır. Buna göre tepkime hızı ve aktivasyon
enerjisi gibi etkenler daha önemli rol oynamaktadır (Mason ve Moore, 1985).
Isı ve basıncın serbest entalpisine etkileri azdır. Basınç ancak çok yüksek olduğunda önemli
rol oynıyabilir. Termodinamik verilerden petrojenetik sonuçlar çıkarılabilmektedir. Örneğin,
SiO2'ye az doymuş/doymamış kayaçlarda piroksen (Mg,Fe)SiO3 yerine olivin (Mg,Fe)SiO4
bulunur. Daha az SiO2 bulunduğunda albit (NaAlSi3O8) yerine nefelin (NaAlSiO4) oluşur.
SiO2'nin çok az olduğu kayaçlarda ise, ortoklas (KAlSi3O8) yerine lösit (KAlSi2O6) geçer. Bu
nedenle nefelin olivnle bulunur, ancak hiperstenle (Mg,Fe)SiO 3 bulunmaz. Çünkü
bunların serbest entalpisi,
nefelin+hipersten  albit + olivin’i
4.35
verir. SiO2 doyumsuzluğu, piroksen olivine dönüşmeden, albiti nefeline çevirir. Bu nedenle
bazalt, derinlerde bir plajiyoklas + olivin kayacı, yüzeylerde ise, bir nefelin + piroksen
kayacı olarak ortaya çıkmaktadır (Mason ve Moore, 1985).
4.4 Mineralojik-jeokimyasal sistemlerin pTx bağlılıkları
Minerallerin oluşumu ve beraberlikleri basınç, ısı ve derişime sıkı sıkıya bağlıdır. Bu bağlılık
sadece jeokimya için önemli değil, aynı zamanda diğer yer bilimleri dallarını da kapsamaktadır. Bu nedenle aşağıda bazı örneklerle yukarıda sayılan etkenlerin önemi açıklanmaya
çalışılacaktır. Bu etkenler 3 ana başlık altında toplanmaktadır (Rösler ve Lange, 1976):
1. Bir mineral hangi basınç ve ısı sınırlarında duraylıdır,
2. Hangi mineraller belli basınç ve ısı sınırlarında dayanıklı mineral birlikteliği yapabilir ve
3. Erirlilik (derişim) ile karışımlar, basınç ve ısıya bağlı olarak nasıl değişirler?
Esasında termodinamiğin kapsamına giren bu konular üzerindeki çalışmalar hakkında karışık
doğal sistemlerin incelenmesi yerine, laboratuvarlardaki basit sistemlerin incelenmesi ile de
önemli sonuçlar alınabilmektedir.
Cisimler, çeşitli maddelerin bileşiminden oluşurlar. Bunlar renk, yüzey özellikleri, yoğunluk,
iletkenlik ve çözünürlük gibi özeliklerle birbirinden ayırdedilmektedir. Aynı maddeler aynı
özelliklere sahiptir. Ancak büyüklük, kütle ve şekil farklılıkları madde özelliklerinden
sayılmamaktadır. Aynı şekilde eşitlikle aynılık da farklıdır. Eşitlik, özdeşlik anlamına gelir.
Aynılık, pratik amaçlar için kullanılır. Ayrıntılı incelemelerle aynı olan iki maddenin farklı
olduğunu görmek her zaman mümkündür.
Yüzeysel gözlemler dahi maddelerin her tarafı aynı olan homojen ve farklı olan heterojen
maddelere ayrıldığını göstermektedir. Homojen maddeler, örneğin, oksijen, su, elmas, tuz,
demir ve lastik gibi maddelerdir. Bu sistemler, ya saf maddelerden ya da bunların eriyik gibi
karışımlarından oluşurlar. Heterojen maddeler veya sistemler özellikleri farklı olan karışımlar
içerirler. Örneğin, buzlu su gibi. granitte çıplak gözle de camsı kuvars tanelerini, pembemsi
feldspatları ve gümüşümsü yapraklı mikaları ayırdetmek mümkündür. Bu olgu, heterojen
sistemlerin, değişik homojen maddelerden (fazlardan) meydana geldiğini kanıtlamaktadır.
4.4.1 Mineralijk sistemler ve özellikleri
a) Sistem
Sistem, özellikleri belli koşullarda (p, T, m) kesinlikle tanımlanabilen ve çevreleriyle fiziksel
veya sadece düşünülen sınırlarla ayrılabilen madde miktardır. Bu, jeokimyada örneğin, bir
kayaç veya hidrotermal bir eriyiktir. Belli elementlerin veya bileşiklerin devşirimi de olabilir.
Örneğin, FeS-O, MgO-Al2O3-SiO2 sistemleri gibi.
Sistemler çevreleriyle ilişkilerine göre açık veya kapalı sistemler diye ikiye ayrılır. Açık
sistemler, çevreleriyle ısı ve madde alış-verişinde bulunan sistemlerdir. Aksine kapalı
sistemlerin çevreleriyle ısı ve madde alış-verişleri olmamaktadır.
b) Denge durumu
Bir sistem dışarıdan etkilenmeden, kendiliğinden uzun zaman korunabilir ve hissedilecek
değişimlerin meydana gelmediği duruma kavuşabilir. Bu durumu sistemlerin denge durumudur. Denge durumunda molekül veya dönüşüm değişimleri olabilir. Denge durumundaki
bir sistem, dış koşulların değişmesine tepki gösterir. Ancak bunlar kalktığında eski durumuna
döner (bak. Le Chatelier ilkesi ve tersinir tepkime). Denge durumunda ∆G=0’dır (G, entalpi).
Maddelerin (fazların) hal değiştirmesi, sistemin tersinir olduğunu gösterir. Bazı maddelerin
moleküllerinin kinetik enerjisi, yüzeydeki kuvvetleri aşarak buharlaşırlar. Bu durumun
tersine, yani moleküllerin kinetik enerjilerinin yüzey kuvvetinin altına düşmesine ve sıvı hale
geçmelerine de süblimasyon denir. Dinamik denge durumunda buharlaşan ve yoğunlaşan
(kondenzasyon) molekül sayısı eşittir. Bu durumda sistem doygundur. Doygunluk derecesinin buhar basıncı her madde için farklıdır ve sınırları belli ısıdaki madde sabitesi olan 1 atm
basınç altında kaynama noktasını (derecesini) verir.
Bir sistemin doygunluk buhar basıncı p, T ısısına bağlı olarak değişir. Bu gösterim şekli faz
durumlarını (diyagramlarını) gösteren grafiklerdir. İki fazlı bir sistem 3 boyutta gösterilebildiği için daha çok fazlı sistemler ancak n boyutlu olarak gösterilebilmektedir. Bu
mümkün olmadığından, alanlara aktarılarak çizilirler (p-T, T-c ve p-c diyagramları gibi).
Mevcut fazlar, faz sınır çizgileriyle birbirinden ayrılırlar. Çeşitli fazların oluşması ısı, basınç
ve karışım (derişim) oranlarına bağlıdır. Aşağıda sunulan çeşitli faz diyagramları örneklerinde, Şekil 4.5’te olduğu gibi, yüksek basınç, düşük ısıda su fazı oranını arttırmaktadır.
c) Faz
Sistemler farklı fazlardan, madde hallerinden, meydana gelebilirler. Bir heterojen sistemin
homojen kısımlarına faz denir. Örneğin, sudaki buz ve granitteki kuvarslar birer fazdır. Fazın
her tarafı sınır yüzeyleriyle kaplıdır ve diğer fazlardan bu yüzeylerle ayrılır. Homojen sistemlerin ve gazların sadece bir fazı bulunur. Genel olarak katı, sıvı ve gaz fazları ayırt edilmektedir. Bunların yanında yüksek ısı koşullarında görülen plazma fazı da madde hallerinden
sayılmaktadır. Bu ayrıntılar keskin sınırlarla birbirinden ayrılmamaktadır. Bazı maddelerde
sıvı kristal fazı da (sıvı-katı arası) gözlenmektedir.
Bir heterojen sistemin bazı kısımları değişik fazlarda olabilmektedir. Buna bir sıvı-gaz karışımı olan sis sistemi örnek verilebilir. Duman hem katı, hem gaz fazlarını içerir. Buna karşın
bulanık su, katı ve sıvı kısımlara (fazları) sahip bulunmaktadır. Bir sistemin fazları, örneğin,
kaynatmakla, birbirinden ayrılabilir.
d) Faz diyagramları
Faz diyagramlarının tanıtılması için su en basit örneği teşkil eder. Buhar basıncı (1) ve erime
basıncı eğrilerinin (2) altında su buhar (gaz) halinde bulunmaktadır (Şekil 4.5). 2 ve 3
durumlarında katı (buz) haldedir. 1 ve 3 arasında da sıvı (su) haldedir. Eğriler üzerinde iki
halde birden bulunmaktadır. 3 eğrinin kesim noktasında da 3 hali birden korumaktadır. Bu
nokta, tripel noktası (üçlü nokta), (Tt=273,15 K = 0 °C) derecesine karşılık gelir.
Faz diyagramında maddenin durumu p ve T değişimine bağlı olarak okunabilmektedir. Buna
göre suya enerji verildiğinde (A’da) ve p sabit tutulduğunda, durum bir yatay (eş basınç =
izobar) doğru ile belirlenmektedir. 1 eğrisi ile su buharlaşır. B noktasından T sabit tutularak p
arttırıldığında dikey bir doğru hal değişimini vermektedir. Bunun 1 doğrusu ile kesim noktası
suyun sıvı ve gaz halini verir. Kritik nokta, artan p ve T yanında buhar basıncı eğrisinin
sonunu gösterir. Burada gaz ve sıvı haller artık ayırdedilememektedir. Bu noktadaki basınca
kritik basınç (p=22 MPa), ısıya da kritik ısı denir (Tk=647 K=374 °C).
0,008
100
374
T [°C]
P [MPa]
Su
22,13
3
0,10
0,007

B
Buz
2
TN
KrN
A
1
KN
Buhar
273,15 373,15 647
T [K]
__________________________________________________________________________
Şekil 4.5
Suyun faz diyagramı (uner=tek bileşenli sistem, Breuer, 1992). 1 Erime basıncı, 2 Buhar basıncı ve 3 Süblimasyon basıncı eğrisi. TN, Tripel noktası; KN, Kaynama noktası ve KrN, Kritik nokta (açıklamalar metinde).
Mineralojik faz diyagramları suyun faz diyagramından daha karmaşıktır. Örnek olarak bir iki
bileşenli (biner) forsterit (Mg2SiO4) ile fayalit (Fe2SiO4) sisteminin gösterilmesi yararlı olacaktır (Şekil 4.6a). Forsterit (fo) bakımından zengin olivin ateşe dayanıklı bir malzemedir. Atmosfer basıncı altında fo 1890 °C’de erir. Buna karşın Fayalit (fa) 1205°C’de erimektedir.
% 50 fo ve % 50 fa’ten meydana gelen x karışımı likidüs eğrisi üzerindeki x1 noktasına kadar
soğutulduğunda (1650°C) meydana gelen olivin, katı karışımının bileşimi solidüs eğrisi
üzerindeki y1 noktasına karşılık gelir. Bu bileşimdeki olivin % 80 fo ve % 20 fa bileşiminde
demektir ve başlangıç noktası x’teki olivinden fo bakımından daha zengindir. Daha soğutulan
olivin, hem arta kalan eriyik, hem de oluşan katı karışım fa’ca zenginleşir. Örneğin, yaklaşık
1570 °C’de oluşacak denge durumu x2’deki sıvıya karşılık gelen y2 noktasındaki katı karışımı
verir. Sistem 1440 °C’ye kadar soğutulduğunda çökelen olivin, % 50 fo, % 50 fa bileşiminde
bir katı karışım olacaktır (y3-x3). Böylece başlangıç noktasındaki bileşime varılmış olacaktır.
Doğal olivinlerdeki zonlanma, fo’ca zengin orta ve fa’ca zengin kenar kısımlar, magmanın
hızlı soğuduğunu gösterir. Kristalin bu zonlanması, kendisini saran ve arta kalan magmadaki
dengesizliğin işareti sayılmaktadır (Matthes, 2005). Yukarıdaki örnekte magma daha da soğutulursa, oluşacak kristaller x3’teki kristallerden fa bakımından daha zengin, fo bakımından da
daha fakir olacaklardır.
T [°C]
1890
1800
1600
Likidüs*
eğrisi

Olivi+magm
y1 a
T [°C]
x
a
Magma
x1
Magma S
x
x2
y2
1400
1400
y3
x3
Olivin
Solidüs 
eğrisi
1200
b
1550
S+Di
a
S+An
1270
Ötektiküm
1200
1205 °C
A ve B’nin ötektik karışımı
A saçınımları
B saçınımları
1000
0
Mg2SiO4
Forsterit
20
40
60
% Fe2SiO4
80
100
Fe2SiO4
Fayalit
0
20
40
60
80
100
CaMgSi2O6
% An
CaAl2Si2O8
Diyopsit
Anortit
Şekil 4.6
1 atm basınçta forsterit-fayalit, a (Matthes, 2005) ve diyopsit-anortit, b biner sistemleri (Rösler, 1988).
Şekil 4.6b’de karışmıyan iki kristalin oluşumu diyopsit-anortit sisteminde gösterilmektedir.
Sistemde 2 faz alanı ve bir homojen magma oluşmaktadır. Ötektikümda (ötektik nokta) 3
fazlı 4 alan birleşmektedir. Faz kuraluna göre (4.35) 3+F=2+2’den serbestlik derecesi F=1
bulunur. Buna göre ötektik nokta sadece dış basınç değişimine bağlıdır. Bu sabit ise, sistem
izobar ve invaryant (değişkensiz) demektir. Buna karşın magma alanında p, T ve x veya p
sabitse, T ve x serbest seçilebilirler. X noktasından itibaren magma liqidus üzerindeki a
noktasına kadar soğutulduğunda, ancak biraz diyopsit oluşur. Soğutmanın devam ettirilmesi
halinde diyopsit oluşumu artar, buna karşın ötektiküma ulaşıncaya kadar magma diyopsit
bakımından fakirleşir. Daha soğutulan magmada ısı düşmeden diyopsit ve anortit beraber
kristalleşirler. Isı, kristalleşme ısısı ile korunur. Ancak tüm sistem ötektik noktaya
geldiğinde, ısı düşmeye başlar. Eğer kristalleşen magma kısmı sistemden uzaklaştırılırsa,
magmatik ayrımlaşmada olduğu gibi (açık sistem) kristalleşmenin gidişi değişir ve sonund
________________
*Likidüs: p-T-x sisteminde doygun eriyiği kristalden ayıran eğri veya yüzey, sıvı eğrisi.
Solidüs: Doygun sistemde katı ve sıvı fazları tanımlıyan p-T-x eğrisi veya yüzeyi, katı eğrisi.
Ötektiküm (ötektik nokta): Magmanın en az 2 kristalin fazının dengede bulunduğu likidüsün en düşük noktası.
1390 °C’de eriyen saf diyopsit kütlesi kalır. Magmada kristalleşen fazlar, ötektiküm
noktasından itibaren saf kristaller oluşturur ve kayaç içine serpilirler. Örneğin, aktinolitte
saçınımlı koyu manyetit taneleri ile açık gri apatit kristalleri gibi.
Yer kabuğunun ulaşılabilen kısmındaki % 60 oranı ile feldspatlar, önemli bir mineral grubunu
oluşturmaktadır. Bunlar kimyasal bileşimleri bakımdan basit silikatlardır. Feldspatların
önemli bir kısmı bir üçlü (terner) sistemde, Or (ortoklas)-Ab (albit)-An (anortit), ifade
edilebilmek-tedir (Şekil 4,7). Or ile Ab arasındaki feldspatlara alkali feldspat, Ab ile An
arasındakilere de plajioklas denir. Or ile An arasındaki büyük karışım boşluğunda doğal
feldspatlar bulun-mamaktadır. Örneğin, Or:Ab:An=1:1:1 oranındaki bir doğal feldspat
bulunmamıştır.
Or, KAlSi3O8
Sanidin
Alkali
Feldspatlar
 900 °C
Na-Snidin
Karışım boşluğu
Anaortoklas
Albit Oligoklas Andesin Labradorit Bitovnit Anortit
NaAlSi3O8, Ab
Plajioklaslar [% Mol]
An, CaAl2Si2O8
Şekil 4.7
Feldspatların terner sistemdeki yerleri (Matthes, 2005, sadeleştirilmiştir).
Feldspatların kimyasal bileşiminin açıklanması için mol bileşenlerinden yararlanılmaktadır.
Örnek olarak seçilen Or10Ab70An20 bileşimindeki x noktası K-oligoklasa karşılık gelmektedir.
Feldspatların kimyasal bileşimi yanında Al ve Si’un tetraedr kristal yapısındaki dağılımları da
önemli rol oynamaktadır. Bu, K feldspatlarda oluşum ısısına ve sürecine sıkı sıkıya bağlıdır
ve yüksek ısı ürünlerinde (sanidin) düzensiz,. 500 °C altında oluşan mikroklinde ise,
düzenlidir. Plajioklaslarda bu durum Ab’ten (NaAlSi3O7) An’e (CaAl2Si2O8) değişir. Bu
değişim Na++Si4+ ile Ca2++Al3+ bağlantısı sonucu daha karmaşık bir hal almaktadır.
Plajioklaslarda da yüksek (Albit) ve düşük ısı (monalbit) modifikasyonlarına sıkça rastlanmaktadır. Yüksek ısı, düzensiz Al-Si, düşük ısı ise, düzenli Al-Si dağılımına neden olur.
4.4.2 Faz kuralı ve önemli termodinamik tanımlar
Dengedeki bir sistemin bileşenleri C (component), faz sayısı P (Phase) ve durum sayısı F
(Freedom=serbestlik derecesi) arasındaki ilişki belirler. Bileşenler, birbirinden faz sınırlariyle
sınırlanmış olacaklar. Bu nedenle modifikasyonlar ayrı fazlardır. Faz yasası, Gibbs faz kuralı
da denir, bir termodinamik sistemde elde edilecek faz sayısı P (mineral çaşidi) ile serbestlik
derecesi F’in (basınç, ısı ve derişim) toplamı, tepkimeye katılan C bileşenlerinin 2 fazlasını
ifade eder ve
P+F=C+2
4.36
şeklinde formüle edilmektedir. Görüldüğü gibi maksimum faz sayısı ancak minimum serbestlik derecesinin sağlanmasiyle elde edilebilmektedir (P= C+2-F). Bu da ancak ısı ve basıncın
sabit tutulması ile sağlanabilmektedir. Bu durumun doğada gerçekleşmesi oldukça zayıf bir
olasılıktır. Çünkü magmatik ayrımlaşma sırasında basınç ve ısı geniş sınırlar arasında
değişmektedirler. Bu nedenle bu iki parametre değişken olarak korunurlar ve iki serbestlik
derecesi ortaya çıkar. Bu durumda P=C demektir. Yani bir arada elde edilecek duraylı mineral
veya faz sayısı, tepkimeye katılan bileşenlerin sayısından büyük olamaz.
Kristalle buhar veya modifikasyonlar arasında denge bulunduğu zaman C=1 olur.
CaCO3 CaO+CO2
4.37
gibi bir ayrışma sırasındaki C =2’dir (CaO+CO2). Ancak bir fazdan (P=1, CaCO3) oluşan bir
sistemde C=1 olur. Faz yasasından (4.35): 1+F=1+2’den F=2 bulunur. Bu, sadece bağımsız
iki değişkenin, örneğin, p ve T’nin, seçilebileceğini göstermektedir. Burada x (derişim)
değişken değildir ve sistem 2 değişkenli’dir (divariant). Bileşen (C) iki faz halinde bulunuyorsa, kristalmagma veya modifikasyonlar gibi, faz kuralından, 2+F=1+2’den F=1 elde edilir. Bu durumda sistem 1 değişkenli’dir (univariant). 3 değişkenli sisteme terner sistem denir.
Faz kuralının önemi yerbilimlerinde büyüktür. Örneğin bu kuralla bir kayaçta bulunabilecek
maksi-mum mineral sayısı tespit edilebilmektedir. p ve T jeolojik ve mineralojik işlevlerde
sabit olmadıklarından, P<C alınır. Uçucu maddeler varsa (H2O ve CO2 gibi), P=C-n alınır (n,
uçucu bileşen sayısıdır). Bu kural,
P=B+Q-R
4.38
şeklinde mineralojik faz kuralı olarak kısaltılmıştır (B, sistemdeki molekül; Q, birkaç tepkimeye katılabilecek molekül ve R, sistemde meydana gelebilecek tepkime sayısıdır).
Çok farklı kimyasal bileşimine karşın magmatik kayaçlar sade bir mineralojik bileşim göstermektedirler. Sadece 7 kristalografik kristal sisteminin varlığı bu görüşü doğrulamaktadır. O,
Si, Al, Fe, Mg, Ca Na ve K’dan oluşan 8 bileşenli bir magmanın ayrımlaşması sonucu 8 mineral fazının meydana gelmesi zayıf bir olasılıktır. Zira bileşenlerin oranları ne olursa olsun,
birbirlerini etkiliyerek örneğin, yer değiştirerek, mineral sayısının azalmasına neden olurlar.
Ayrıca bir sistemde tüm iyonlar birbirlerini engelledikleri için aktif olamazlar. Dolayısı ile
seyrelmiş gözükürler. Derişim ölçü alındığında, tüm termodinamik yasalar sonsuz miktarda
seyreltme durumları için de geçerlidir. Bu yasaları gerçek durumlar için de ifade edebilmek
maksadiyle,
a=f.c
4.39
ile aktivite tanımlanmıştır. Bu ifadede a, aktiviteyi, c, derişimi ve f de ısı, basınç ve tüm mol
çeşitlerinin aktivitesine bağlı bir değişkendir. Bu suretle derişim yerine a da kullanılabilmektedir. Çok seyreltilmiş sistemlerde f=1 alınabilir (a=c). Gazların aktivitesine fügasyon
denir. Dengede bulunan fazlar arasındaki madde dağılımı Nerst Dağılım Yasası ile tanımlana
makta ve
k= 1
4.40
a2
eşitliği ile ifade edilmektedir. Burada k, ısıya bağlı dağılım katsyısını; a1, 1. fazdaki maddenin
aktivitesini ve a2: 2. fazdaki maddenin aktivitesini gösterir. Eriyen maddeler aynı fazdadır.
Maddenin sakımı yasası ile denge durumundaki bir sistemde tepkimeye giren ve çıkan
madde-lerin bağıntısını tanımlanmaktadır. Bir tepkimede giren maddeler arsında,
aA+bB ↔cC+dD
4.41
bağıntısı bulunmakta ve tepkimeye girenle çıkan maddelerin eşit olduğunu göstermektedir.
Yani,
k
C c Dd
Aa B b
4.42
şeklinde maddelerin oranları. k sabitesi ısıya bağlıdır. Basınç da önemli olabilmektedir.
4.5 Jeolojik termometre ve barometre
Jeolojik termometrenin temel fikri bir p-T koşulunda oluşan dengenin bu koşulların değişmesi
durumunda da sabit kalmasıdır. Örneğin, belli bir başkalaşım derecesinde oluşan bir mineral,
yavaş gelişen bir retrograt başkalaşım sırasında artık başka minerale dönüşemez. Hidrotermal
yataklarda derinlikle mineral birlikteliğinin değiştiği, örneğin, derinlikle kurşun derişiminin
azaldığı, ancak bakır, çinko ve demiri derişiminin arttığı eskiden beri bilinmekte ve birincil
derinlik farkı olarak nitelendirilmektedir.
Jeotermometri, ısı ile mineral bileşiminin değişimi, bugün güvenilir bir yöntemdir (Ehlers ve
Farley, 2003). Bunun için uygun, yani değişimi gösterecek örnek seçimi, karşılaştırmalar,
araziye uyum sağlıyan eşeğriler (izogratlar) ve saptanan değişimin analiz hataları oldukça
önemlidir. Bunların ısı ile basıncı belirliyen değişkenleri etkilememesine dikkat etmek
gerekir. Jeokimyasal işlevler esnasında bunları ölçmek genellikle mümkün olmamaktadır. Bu
nedenle değişimlerin saptan-ması için çoğunlukla bunların özelliklerine bağlı kalınmaktadır.
Bazı mineralojik olaylar, örneğin, faz değişimi, iz element derişimi, fiziksel görünümler ve
izotop alış verişi bir jeolojik olayın hangi ortam ve koşullarda meydana geldiğinin bir göstergesi olabilmektedir. Basınç, ısı ve derişim değişimlerine bağlı olarak minerallerin özellikleri
de değişir. Meydana gelen değişiklikler oluşum koşulları ve ortam hakkında önemli bilgiler
verebilirler. Bunlara en iyi örnek plajiyoklaslarda anortit içeriğinin ısı ile artması (Şekil 4.8).
Bunun yanında çok sayıda örnek sayılabilir. Silikatlarda biyotit-granat kimyasının değişimi,
sfaleritte (ZnS) demir oranının ısı ile artması, renginin koyulaşması, pirit-markazit (FeS2)
oluşumu ile arjantit (Ag2S), kalkozin (Cu2S) ve pirotinin (FeS) kristal şeklinin değişimi gibi
(Çizelge 4.1).
T (°C) Bitovnit Labradorit Andezin Oligoklas Albit
1000
90 An 70 An 50 An 30 An 10 An 100 Ab
900
800
700
600
500
400
0 10
Or
20
30 40
50 60 70
Albit (%)
80
90 100
Ab
Şekil 4.8
Jeolojik termometre olarak alkali feldspatlarla plajiyoklasların beraberliği (Barth, 1966, Rösler ve Lange,
1976’dan). Doğrular değişik ısılarda alkali feldspat ve plajiyoklasların denge durumunu gösterir. Anortit oranı
art-tığında, albit oranı düşmektedir. Düşük ısı derecelerindeki % 10 anortit oranı, yüksek ısı derecelerinde %
90’a çıkmaktadır.
Ca2Al3Si3O12(OH) (soizit)  3CaAl2Si2O8(anortit)+CaO+H2O
4.43
eşitliğinde artan metamorfizma derecesi ile plajioklasların Ca oranının arttığını ve soisit oranının azaldığını göstermektedir. Bu, soisitin anortite dönüşümü ile sağlanmaktadır. Buna karşın Al oranının düştüğü gözlenmektedir. Bu değişimden başkalaşım derecelerinin saptanmasında yararlanılmaktadır (bak. ayrıca Krauskopf, 1985).
Doğada çok sayıda mineral farklı ısı ve basınç koşullarında değişik kristal şekli (modikasyonu) göstermektedir. Bu durumda katı (duraylı) faz belli p-T koşullarına işaret eder. p-T
koşullarını saptamak için bunlardan birinin bulunması da yeterli olabilmektedir. Bazı durumlarda basınç, örtü tabakasından da çıkarılabilir. Fazların değişiminden, ısı ve basıncın saptanmasından önce eşdeğer eğrilerin belirlenmesinde yararlanılmaktadır. Çünkü dönüşüm koşulları petrolojik koşulların altında gerçekleşirler. Bu nedenle yüksek ısı değişim-leri, oluşum
ısısının alt sınırlarını gösterirler ve basıncın fonksiyonu olarak görülürler. Şekil 4.9’da bu
değişimlere ilişkin örnekler sunulmaktadır (bak ayrıca, Çağatay, 1985).
Çizelge 4.1
Jeotermometre olarak kullanılan bazı cevher mineralleri (Rösler ve Lange, 1976) .
Mineral
Arjantit
Kalkozin
Pirotin
Formül
Ag2S
Cu2S
FeS
Kükürt
S
Yüksek ısı
şekli
kübik
hekzagonal
-pirotin
-pirotin
monoklin
T (oC)
Düşük ısı
şekli
rombik
rombik
-pirotin
-pirotin
rombik
176
104
138
325
95
Jeokimyasal termo-barometre minerallerinde kristal içi iyon ve izotoplarla ve gaz
dengelerinin değişiminden yararlanılmaktadır. Bir mineraldeki element derişimi sadece p-T
koşullarına bağlı olmadığından, örneğin, derişim de rol oynadığı için, kesin p-T saptanması
ancak mineralizasyonun yaygın olması durumunda mümkündür. Bir eser elementin veya
element oranlarının değişimi, biyotitte Sc veya volframitte Mn/Fe oranının değişimi gibi,
güvenilir görülmemektedir (Möller, 1986). Bir araştırma sırasında birkaç eser element
değişiminin paralellik göstermesi gerekir. İncelenen elementlerin sadece beraber bulnması
yeterli olamaz. Bunların aynı zamanda aynı kökene (kojenetik) dayanması şarttır.
15
5
p [0,1 GPa]
p [0,1 GPa]
Aragonit
Kiyanit
6’lı koord.
=3,6 g/cm3
10
o A
3
oD
oC
oB
Silimanit
6’lı ve 4’lü koord.
=3,2 g/cm3
Kalsit
5
a
1
Andalüzit
6’lı ve 5’li koord.
=3,2 g/cm3
b
0
0
200
400
600
800 T [°C]
200
400
600
800 T [°C]
Şekil 4.9
Aynı bileşimdeki aragonit ve kalsit (CaCO3) a ile kiyanit (ditsen), andalüzit ve silimanitin (Al2SiO5) b duraylılık
alanları (Matthes, 2005 ve Rösler, 1988). Aragonit yüksek basınç, kalsit yüksek ısı mineralidir. Kiyanit yüksek
basınç, andalüzit düşük basınç, silimanit ise, yüksek ısı ve basınç ürünüdür. Ortam koordinasyonu ve özgül
ağırlığı  da etkilemektedir.
Örnek 4.3
1.
Faz kuralının uygulanması ve serbestlik derecelerinin hesaplanması: Şekil 4.5b’deki a ötektik noktanın
serbestlik dereci sayısı,
P=3 (3 faz, Di+An+magma)
C=2 (2 bileşen)’den faz kuralına göre
3+F=2+1
F=0
bulunur. Bu değişkensiz ve ötektik noktaya özgü bir denge durumudur. Yani denge durumu sadece p ve T’nin
özel durumuna bağlıdır ve mineral birlikteliğinin duraylılığı için p-T değişikliği olanağı bulunmamaktadır.
2.
Şekil 4.9b’de D noktasındaki serbestlik derecesi sayısının hesaplanması:
P=2 (2 faz, Ki+Sil)
C=1 (1 bileşen, Al2SiO5)
2+F=1+2’den,
F=1
elde edilir. Bu da bir univaryant koşulunu göstermektedir. Burada denge durumu bozulmadan sadece faz sınırı
çizgi üzerinde ve 1 yönde hareket edilebilir demektir. Kiyanit be silimanitin beraberliği hakkındaki kesin bilgiler
ancak p veya T ile ilgili verilerle mümkündür.
Alıştırma 4.1
1.
Şekil 4.8b’de A noktasındaki serbestlik derecesi sayısının hesaplayarak yorumlayınız. (Yanıt: F=2).
Kaynakça
1. Breuer, H., 1996: Dtv-Atlas zur Physik. Cilt 1, DTV-Verlag, Münih, 205 s.
2. Breuer, H., 1997: Dtv-Atlas zur Chemie. Cilt 1, DTV-Verlag, Münih, 263 s.
3. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s.
4. Çağatay, N. 1984: Jeokimya. Jeoloji Müh. Odası yayını 32, Ankara, 290 s.
5. Ehlers, T. A. ve Farley, K. A., 2003: Apatite (U-Th)/He thermochronometry: methods and applications to
problems in tectonic and surface processes. Earth and Planetary Science Letters 206/1-2, 1-14.
6. Fletcher, P., 1993: Chemical Thermodynamics for Earth Scientists. John Wiley and Sons, Inc., New York
7. Gill, R. C. O., 1993: Chemische Grundlagen der Geowissenschaften.. Enke-Verlag, Stuttgart, 293 s.
8. Krauskopf, K. B., 1985: Jeokimyaya giriş. İTÜ yayını 1308, İstanbul, 666 s.
9. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
10. Okrusch, M. ve Matthes, S., 2005: Mineralogie. Springer-Verlag, Berlin, 526 s.
11. Möller, P., 1986: Anorganische Geochemie. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg, New York Tokyo, 326 s.
12. Rösler, H. J., 1988: Lehrbuch der Mineralogie. VEB Verlag, 4. basım, Leipzig, 844 s.
13. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke-Verleg, Stuttgart, 675 s.
14. Sandvoss, E. R., 1989: Geschichte der Philosophie. DTV, cilt 2, Münih, 599 s.
15. Wikipedia, 2006: http://de.wikipedia.org/wiki/Entropie
5 ERİYİKLERİN ÖZELLİKLERİ
Yer bilimlerinde eriyiklerin önemi büyüktür. Eriyikler olmadan ayrışma, taşınma ve çökelme
mümkün olmaz. Yeryüzünün % 71’ini kaplıyan su, evrensel bir eriyiktir. Bunun yanında çok
sayıda asit, baz ve organik bileşik de etkin ve yaygın eriyiklerdir.
5.1 Suyun özellikleri
Dünyada en bol bulunan (1,4.1024 g) ve yaşamın kaynağı olduğu için önemi üzerinde durmaya
gerek olmıyan doğal sıvı, sudur. H ve O’in oldukça duraylı bileşiği suyun kimyasal formülü
H2O’dur. 105˚ ile oksijene tutunan hidrojen iyonlarının yarattığı dipol özelliğinden dolayı su,
en iyi eriyiktir (Şekil 5.1 ve 3.10). Erime ve kaynama sıcaklığı 0 ve 100 oC ile diğer eriyiklere göre yüksektir. Kuramsal olarak -100 ve -70 oC olan bu değerler, “öbek=cluster”ler (Şekil
5.1D) nedeniyle yükselerek suyu sıvı halde tutar. Düşük viskozitesi ile de en iyi akışkandır.
Kuvvetli yüzey gerilimi en iyi kapilar yayılmayı sağlıyor. Yüksek ısı kapasitesi [4,187 J g1 -1
K ] okyanuslarla iklimi düzenler ve canlı vücutlarında ısı ve madde taşır. Su, +4 °C’nin
altındaki ısıda genleşen tek maddedir. Yarattığı basınç, maddeleri parçalar (Şekil 9.1 ve 9.2).
Suya konulan bir maddenin iyonları arasındaki kuvvetli çekimler, suyun dielektrisite sabitesi
(ε = 78,54) nedeniyle, maddenin iyonları arasındaki çekim kuvvetleri azalır veya onları nötralize eden maddenin erimesine (çözülmesine) neden olur (Breuer, 1997). Yani,
NaCl (toz, iyon kafesi) → Na++ Clkat
sıvı (elektolit)
5.1
şeklinde çözülen tuz iyonlarının etrafı hemen su iyonları tarafından sarılır. Artı kutuplar (H)
anyonları, eksi kutuplar (O) da katyonları çekerek hidratasyona neden olurlar (bak 3.3e.).
Böyle bir sıvıya elektrolit denir. Elektrolitler elektrik yüklerinin eşitliğinden dolayı tarafsızdır. Suyun iletkenliği 4.10-8 S’tir (siemens). Bu, suyun saflığının saptanmasında kullanılır. En
küçük iyon değişimi dahi büyük ölçüde iletkenliği etkiler.
Yukarıdaki örnekte olduğu gibi, çözülen bir iyon kafesi enerji verir (iyon kafesi enerjisi U,
bak. 6.2.1). Hidratasyonla da hidratasyon enerjisi H serbestleşir. Bunlar, çözülen iyon ne
kadar küçük ve yükü de ne kadar büyükse, o kadar yüksek olurlar.
Şekil 5.1
Suyun özellikleri (Heinrich ve Hergt, 2002).
Yeryüzündeki su veya eriyikler aşağıdaki şekilde sınıflandırılmaktadır (Möller, 1986 ve
Barnes, 1997):
a) Jüvenil sular. Bunlar su küreye katılmayan birincil magmadan gelen sulardır.
b) Magmatik sular. Bu sular, magmalardan kaynaklanan sulardır. Bunlara formasyon suyu karışmış olabilir.
c) Meteorik sular. Bunlar atmosfer, litosfer ve hidrosferde dolaşan yağış sularıdır.
d) Formasyon/kanot suları. Bunlar çökellerde uzun süre bağlanarak kapanan büyük oranda atmosferik sulardır.
e) Başkalaşım suları. Başkalaşım sırasında yeni minerallerin oluşumu ile ortaya çıkan sulardır.
Bu sıvı çeşitlerine sıvı kapanımı sıvıları da eklenebilir. Gelecek konularda bunlar ayrıntılı
incelenecektir. Akar suların önemli bileşenlerinin derişimleri Çizelge 5.1’de görülmektedir.
Çizelge 5.1
Akarsuların ortalama bileşimleri (Gill, 1993).
Bileşen
HCO3Ca2+
Na+
ClMg2+
SO42K+
Derişim [ppm=mg/kg]
58,3
15,0
4,1
7,8
4,1
11,2
2,3
Molalite [10-3 mol/kg]
0,955
0,375
0,274
0,220
0,168
0,117
0,059
5.2 Çözünürlük ve derişim
Her madde suda erimez, kabın dibine çökelen katı bir miktar olabilir (heterojen sistem).
Örneğin, AgCl suda bir katı, bir de sıvı faz oluşturur. Sıvı faz eritebildiği kadar madde erittikten sonra, katı faz ile bir denge sağlanmış olur. Bu duruma doygun sistem veya doygun
eriyik denildiği yukarıda belirtilmişti. Bundan sonra sıvı daha çok eritmez, katı faz da
eridiğinden daha fazla erimez. Eriyen kısım iyon halinde bulunur. Bu durum kimyasal olarak,
veya
ve
Katı  iyonlu eriyik (elektrolit)
AB  A+ + BAgCl  Ag+ + Cl-
5.2
5.3
5.4
şeklinde ifade edilir. Erirlilik veya çözünürlük (L), birim doygun eriyikte bulunan erimiş
madde demektir. Birim hacim veya ağırlıktaki madde miktarına derişim (c, kosantrasyon)
denir. Bu kavramlar için kimyada çeşitli birimler kullanılmaktadır. Bunların başında (Breuer,
1997),
Mol m, molekül ağırlığının g ile ifadesidir. Örneğin, 1 m su (H2O):
2.1+16=18 g’dır.
5.5
Ağırlık oranı vb [%] gelir. vb, B madde ağırlığının toplam madde ağırlığına oranıdır:
vb=B.100 / v [%].
5.6
Molalite mb, B kısmı mol sayısının / kg eriyiğe oranıdır:
mb=B mol sayısı / kg eriyik
5.7
Molarite cb, B kısmı mol sayısının / toplam vt hacmine oranı demektir:
cb= B mol sayısı / toplam vt hacmi
5.8
Mol yüzdesi my, B kısmı mol sayısı .100 / toplam mol sayısı mt
my= mb.100/mt
5.9
demektir (bak. örnek 5.1).
Standart molalite ms, ms = 1 mol./ kg’dır.
5.10
Örnek 5.1
20 g NaCl’ün 0,5 l sudaki derişimi:
vb 
Ağırlık oranı
Molalite
0,020
.100  3,85%
0,020  0,500
20
[mol ]
58,4
mb 
 0,685[mol.kg 1 ] (58,4 NaCl’ün molekül ağırlığıdır)
0,5[kg]
20
58,4
.100  1,2 [%] (18 suyun molekül ağırlığıdır)
Mol yüzdesi m y 
20 500

58,4 18
olarak bulunur.
5.3 Denge sabitesi ve aktivite
A ve B maddelerinin tepkimesi sırasında 5.3’te gösterilen maddeler oluşur (iki yönlü, ayrışma
ve çökelme). Deneyimler zamanla çökelen ve çözülen maddeler arasında bir dengenin sağlandığını göstermiştir. Bu koşullardaki bir sistemde zaman birimi başına eriyen vi ile çökelen vg
iyon miktarları eşittir. Buna dinamik denge denir. Bunun jeolojideki önemi erozyon ve çökelme ile ifade edilebilir:
erozyon
CaCO3+H2CO3 ↔ Ca2+ + 2HCO35.11
katı
eriyik çökelme eriyik bikarbonat
Denge sabitesi veya katsayısı K,
aA+bB↔cC+dD
5.12
şeklindeki tepkimeler için kullanılır. K, tepkimeye giren A ve B ile tepkime ürünleri C ve D
için,
K=
c(C ) c c( D) d
c( A) a c( B) b
5.13
olarak tanımlanmaktadır (c, derişim). Derişim yerine aktivitelerin kullanılması tercih edilir.
a=f.c
5.14
şeklinde ifade edilen aktivite, tepkimeye giren etkin derişim demektir (c, derişim; f, bir
katsayıdır).
K, ısı ve basınca bağlı olarak değişir (Çizelge 5.2). Denge bozulması ile, örneğin A’nın
eklenmesi ile, aynı sabite ile yeniden denge oluşur. Örneğin,
[NaCl] ↔ Ag+]+[Cl-]
5.15
için denge sabitesi K,
[ Na ][CL]
[ NaCl ]
= sabit
KNaCl =
5.16
şeklindedir ve ısı artışı ile tepkime (5.15) solda gelişerek tuz oluşumu artar. Bunun gibi doygun heterojen sistemlerin denge sabiteleri çözünürlük L (erirlilik veya iyon çarpımı) ile ifade
edilir. L,
LNaCl = Na+].[Cl-] [mol2/l2]
5.17
olarak tanımlanmaktadır. Çünkü L, NaCl miktarına bağlı değildir (NaCl=1), yani eriyik, belli
basınç ve ısıda ancak eritebildiği kadar madde eritir.
Doygun eriyiklerde çözünürlük L, derişim c’ye eşittir. Yani,
L=[A+]
=c [mol/l]
5.18
L=[B-]
=c [mol/l]’dir.
L=c2 [mol2/l2]
5.19
ve
[A+]=[B-] olduğundan,
olarak elde edilir. Buradan da,
c= L
5.20
5.21
bulunur. Bu nedenle çözünürlük iyon çarpımına eşittir. Örneğin, NaCl için (Na+=Cl-), L’nin
birimi mol2/l2’dir. Ancak CaF2 için, L=[Ca2+]1.[F]2 olduğundan, L’nin birimi mol3/l3’tür.
Buna göre Fe(OH)3 için L’nin birimi mol4/l4’tür.
Eğer,
- [A+].[B-]<LAB ise, eriyik doymamış,
- [A+].(B-)=LAB ise, sistem dengede ve
- [A+].[B-]>LAB durumunda da sistem çok doymuş demektir.
5.22
5.23
5.24
Erirlilik formülünü kullanırken şu hususlara dikkat etmek gerekir:
1) Formül tüm zorla eriyen maddeler için geçerlidir.
2) AmBn şeklindeki tuzlar için,
denge sabitesi,
Örneğin,
veya
AmBn  mA+ + nB- geçerli ve
LAmBn  [A+]m.[B-]n'dir.
5.25
5.26
PbCl2  [Pb2+]+2[Cl-]
LPbCl2  [Pb2+]1.[Cl-]2
5.27
5.28
gibi.
3) Bir sistemde çökelme, ancak [A+].[B-] > LAB durumunda meydana gelebilir.
5.29
4) Bir AB doygun eriyiğine A iyonları verilirse, AB,
[A+].[B-]=LAB
5.30
oluncaya kadar çökelir (bak. Le Chatelier ilkesi). Doygun bir sistem seyreltildiğinde çökelti,
sistem tekrar doygun hale getirinceye kadar erir.
Çizelge 5.2
Isıya bağlı olarak bazı sülfitlerin çözünürlüklerinin değişimi (Rösler, 1988).
Isı (°C)
25
100
200
300
PbS*
1.10-29
4,5.10-10
4.10-7
1.10-7
*Çözünürlük L [mol2/l2]
ZnS
1,1.10-24
2,4.10-9
8.10-9
1.10-8
Ag2S**
1.10-51
2,3.10-12
4.10-10
1.10-6
FeS
4.10-19
1,2.10-6
1.10-6
1.10-6
CuS
4.10-28
1,1.10-12
5.10-11
1.10-9
**[mol3/l3]
Gazların sudaki çözünürlüğü de katı madde çözünürlüğüne benziyor:
CO2+H2O↔H2CO3
Gaz eriyik eriyik
5.31
eşitliğinde olduğu gibi tersinir zayıf asit tepkimeleri meydana gelir. Açık sular havadaki CO 2
ile dengede oldukları için hafif asidik olurlar ve erozyon için büyük önem taşırlar. Buna
benzer tepkimelerle suyun parçalanmasına (H++HCO3-) hidroliz denir. Gazların çözünürlüğü
katı maddelere göre ısı ve basınca daha kuvvetlice bağlıdır. Bu ve benzer özel konular için
özel kaynaklara baş vurulması önerilir.
Örnek 5.2
1. AgCl’ün bir sıvıdaki c derişiminin hesaplanması (Rösler ve Lange, 1976). L AgCl=1,6.10-10 mol2/l2’dir.
Çözüm:.
c  L AgCl
 1,6.10 10
 1,26.10 5 [mol / l ]
sonucu elde edilir.
2. Gümüş elde edilmesi (çökeltme): AgCl'ün bir eriyikteki çözünürlüğü LAgCl=1,6.10-10 mol2/l2’dir. Buna 0,5
mol2/l2 NaCl ekleniyor. Durumu inceleyiniz.
Çözüm:
LAgCl=[Ag+].[Cl-]
=1,6.10-10 mol2/l2’dir.
cAg derişiminin 1,26.10-5 mol/l olduğu bilinmektedir. Buradan:
cAg. 0,5 mol/l=1,6.10-10 mol2/l2 ‘den
mol 2
l2
cAg=
mol
5.10 1.
l
1,6.10 10.
=3,2.10-10 [mol/l]
bulunur. [Ag+] derişimi cAg=1,26.10-5 mol/l’den 3,2.10-10 mol/l’ye seyreltilmiştir. Burada çökeltilen Ag, büyük
ölçüde kazanılmıştır.
Alıştırma 5.1:
1. CaF2’in sudaki denge eşitliğini yazarak LCaF2=3,9.10-11 mol3/l3 için cCaF2 derişimini bulunuz.
Yanıt: cCaF2 = 2,14.10-4 mol/l = [Ca2+].
2. % 55,7’si kalsiyumkarbonat (CaCO3) ve % 44,3 magnezyumkarbonat (MgCO3) olan dolomit örneğinin mol
yüzdesi cb’yi hesaplayınız (Yanıt: cb=0,515).
5.4 Hidrojen derişimi (pH değeri)
pH değeri bir eriyiğin asitlik (H+ derişimi) veya bazlık (alkalilik, OH- derişimi) derecesini
gösterir. p, lat. pondus=kuvvet, H, hidrogenium=hidrojen kelimelerinden gelir (hidrojen derişimi). Çeşitli sıvıları bu özellikleri ile karşılaştırmanın bir ölçütüdür.
Su,
veya
H2O  H+ + OH5.32
+
H2O + H2O OH +H3O (oksinyum iyonu, [mol/l]) 5.33
şeklinde iyonlarına ayrışır. 25 oC'deki doğal saf suyun H+ derişimi 10-7 mol/l'dir. Bir H+ iyonu
1 OH- iyonuna karşılıktir. Dolayısı ile OH- iyonları derişimi de OH-=10-7 mol/l'dir. H+ ve OHkullanımı pratik olmadığından, bunların yerine pH değeri kullanılmaktadır. pH, hidrojen iyonu derişiminin negatif logaritmasıdır. Yani,
pH=-log [H3O+] (H3O+ aktivitesi)
5.34
+
[H ] derişimi demektir. Su için,
H3O+=[OH-]
=-log-pH
5.35
yazılabilir. Saf su için,
pH=pOH
=7
olduğundan,
pH+p0H=7+7
5.36
=14
bulunur. Bu nedenle pH değeri 1 ile 14 arasında değişir. Asidik sıvılar için pH<7, bazik (alkalik) sıvılar için 7<pH<14 arasındadır. Artan ısı ile asitlik artar (pH değeri küçülür). Ayrıca,
suyun iyon çarpımı,
[ H 3 O  ][OH  ]
[ H 2 O] 2
 K su
=sabit
1000

18
=55,55 [mol/l]
şeklindedir. Buradan,
[H3O+] [0H-] = K [H2O]2
= [1-7.]2
= 10-14 [mol2/l2]
= - log-pH
pH = 14
sonucu yeniden yazılabilir.
5.37
Örnek 5.3
[H3O+] derişimi 10-2 [mol/l] olan sıvının [0H-] derişiminin bulunması.
Çözüm: [H3O+] derişimi 10-2 olan sıvının pH değeri =-10-2 = 2 demektir. Buna göre OH- derişimi,
[OH  ] 
K su
[H 3O  ]
10 14
 2
10
=10-12 [mol/l]
= pOH
bazik sonucu elde edilir.
5.5 İndirgenme-yükseltgenme (redoks potansiyeli veya Eh-değeri)
Yükseltgen-indirgen sistem (redoks sistemi), elektron alan veya veren bir sistemdir. Bu sistemde bir elektron veren (yükseltgenen, oksitlenen) ve bir de elektron alan (indirgenen, redüklenen) iki madde karşı karşıya gelmektedir. Burada alınan ve verilen elektron sayısı eşittir:
veya
C+O2 ↔ CO2
Fe2+ ↔ Fe3+ + e+
H  2H + 2e-
∆H=1.648 kJ
2
5.38
5.39
5.40
gibi. Bu yükseltgenme tepkimelerinin tersi indirgenme tepkimeleridir. Yani,
veya
CuO+H2 ↔ Cu+H2O
Fe3+ + e- ↔ Fe2+
+
2H + 2e-  H2
5.41
5.42
5.43
şeklinde gerçekleşen tepkimeler gibi.
İndirgenme ve yükseltgenme kimyasal tepkimelerinin denge sabitesidir. Başka bir tanımla,
elementlerin değişik oksidasyon sayısı kazanması sırasında elektron alış-verişi ile ortaya
çıkan enerji değişiminin sayısal ifadesidir veya duraylılığın göreceli ölçütüdür. Enerji
değişimi, elementlerin, özellikle yan grup elementlerinin, birden fazla oksidasyon sayılı
olmalarından kaynaklanmaktadır. Örneğin, hep 2- oksidasyon sayılı bilinen O, perbileşiklerinde (N202) 1- ve 1+ oksidasyon sayılı bilinen H de metal hibritlerinde (LiH) 1 oksidasyon sayılı olabilmektedir. Fe, 2+ ve 3+; Mn, 2+, 3+, 4+ ve 7+; S, 2-, 0 ve 6+; V, 3+,
4+ ve 5+ oksidasyon sayılarını alabilmektedirler. Bu değişik oksidasyon sayılarını alabilmek
için iyonlar arasında yükselt-genme ve indirgenme potansiyeline karşılık gelen bir potansiyel
farkının mey-dana gelmesi şarttır. Bu fark, derişime bağlı olarak,
Eh=Eo+R.T/n.F.ln.(ind./yük.) [V]
5.44
şeklinde formüle edilen Nernst* eşitliği ile hesaplanabilmektedir. Formülde,
Eo, T=25 oC, p=105Pa (PH2) ve aktiflik=1 [mol/l] koşullarındaki redoks potansiyelidir. Buna
normal veya standart potansiyel de denir.
R, gaz sabitesi 8,31 [J/mol.K]
T, mutlak ısı [K]
n, redoks sırasında alınan ve verilen elektron sayısı.
F, Faraday** sayısı=96.484 [Coulomb***]
Sabitelerin denklemde (5.44) yerlerine konulmasiyle,
Eh=Eo + 0,059 . log K
= 0,059.log.PH21/2/[H+]
5.45
Eh = -0,059 pH
5.46
veya
eşitliği elde edilir (K= denge sabitesi = ind./yük. ve PH2 =105 Pa). Buradan da,
indirgenme ↔ yükseltgenme+e-
5.47
bulunur.
Görüldüğü gibi tersinir bir kimyasal tepkimede yükseltgenmeye karşılık bir indirgenme olması gerekmekte ve Eh, pH değerine bağlı bulunmaktadır. Doğada çok az element serbest halde
bulunmaktadır, çoğu MgO gibi oksit halindedir. Bu elementlerin kazanılması için bir tepkimenin gerçekleşmesi gerekir. Nernst denklemindeki Eo, yani normal veya standart potansiyel,
bir atomun elektron vererek iyon haline dönüşebilmesi eğiliminin ölçüsüdür. Elementlerin
Eo'ları büyüklük sırasına göre dizildiklerinde normal potansiyel dizisi elde edilir (Çizelge
5.3). Bu dizide,
2H+ + 2e-  H2
5.48
tepkimesi için Eo=0,00 [V] kabul edilmiştir. Buna göre,
H2O  1/2 O2 + 2H+ + 2eeşitliğinde,
tutmaktadır.
Eo=1,23 [V]
__________
* Walther Nernst (1864-1941) alman kimyacı,
**Michael Faraday (1971-1867 ingiliz kimyacı ve
***Charle de Coulomb (1736-1806) fransız fizikçi.
5.49
Diğer elementlerin Eo normal potansiyelleri buna göre hesaplanmıştır. Buna aktiflik sırası da
denir. Örneğin,
Zn  Zn2+ + 2e- [E0=-0,76 V]
Cu  Cu+ + eCu2+ + 2e-  Cu
E0=0,34 V]
Ag+ + e-  Ag
[E0=0,80 V]
2+
2+
+
Toplam Cu + Zn  Cu + Zn
1,10 [V] Ag +Cu  Ag + Cu+ -0,80 [V]
5.50
tepkimelerinde Cu2+, Zn'dan 2 elektron alarak serbestleşmektedir (Cu, Zn’dan aktiftir veya
soydur, Şekil 5.2). Tersine Ag+, Cu'dan 1 elektron alarak kendisi serbestleşmektedir (Ag,
Cu'dan aktifdir). Elektronlar yüksek potansiyelden düşük potansiyele akarlar (bak. normal
potansiyel dizisi).
Çizelge 5.3
Jeokimyada önemli tepkimelerin normal potansiyelleri (Mason ve Moore, 1985).
Tepkime
Co  Co + e*
Ni2+ + 2H2O NiO2 + 4H+ + 2e
Mn2+ Mn3+ + e
Pb2+ + 2H2O PbO2 + 4H+ + 2e
2H2O O2 + 4H+ +4e
Fe2+  Fe3+ + e
Zn Zn2+ +2e
Ni(OH)2 + 2 0H-  NiO2 + 2H2O + 2e
OH-  O2 + 2H20 + 4e
PbO + 2OH-  PbO2 + H2O + 2e
Co(OH)2 + OH- Co(OH)3 + e
S2- + 4H20 SO42- + 8H+ + 8e
H2  2H+ + 2e
NH3 + 9OH-  NO3- + 6H2O + 8e
Mn(0H)2 + 0H- Mn(0H)3 + e
Fe(0H)2 + 0H- Fe(0H)3 + e
Ag  Ag+ + 1e
2+
* e: Elektron.
3+
Eo [V]
1,84
1,75
1,51
1,46
1,23
0,77
0,76
0,49
0,40
0,25
0,20
0,14
0,00
-0,12
-0,40
-0,56
-0,80
Şekil 5.2
Elektrokimyasal potansiyeller (Breuer, 1997). ∆E=ECu-EZn= E0CU-E0Zn+(0,059/2).log[Cu2+/Zn2+]=1,10 [V].
İndirgenmiş düşük normal potansiyelli bir element, yükseltgenmiş yüksek normal potansiyelli
bir elementi indirger:
Fe2+ (0,77 V) + Mn3+ (1,55 V) Fe3+ + Mn2+
5.51
veya
1/2 H2 + Fe3+  Fe2+ + H+
5.52
gibi.
İndirgeme ve yükseltgeme potansiyeli, tepkimeye katılan elementlerin derişimine bağlıdır.
Yani H+ ve OH- iyonlarının bulundukları ortamda daha önem kazanır. Sistemdeki pH değişimi de önemli rol oynar (indirgeme ve yükseltgeme pot. değişimi). Dolayısiyle Eo uygulandığında buna dikkat etmek gerekir (Şekil 5.2).
İndirgeme ve yükseltgeme potansiyeli doğal ortamlarda (eriyiklerde) hangi tepkimenin en son
olabileceğini belirtir. Kuramsal olarak sulu eriyiklerdeki kimyasal tepkimeler suyun iki tepkime denklemleri arasında aranır. Bunlar,
ve
H2O  1/2O2 + 2H+ + 2e
2H+ +2e  H2
Eo=1,23V
Eo=0,00 V
5.53
5.54
tepkimeleridir. 1,23 V'tan yüksek potansiyelli yükseltgenmiş bir redoks çifti teorik olarak suyun oksijenini açığa çıkarır (5.53). İndirgenmiş bir indirgeme ve yükseltgeme çifti, Eo<0,00 V
ise, hidrojenini açığa çıkararak suyu ayrıştırmaktadır (5.54). Doğada bu olaylara rastlanmaz
(Şekil 5.3). Çünkü H ve O’i serbestleştirmek için hesaplanandan daha büyük bir enerji
gerekir. Ayrıca tortul işlevlerinde kimyasal tepkimeler suyun iki tepkimesiyle denetleni.
Eh [V]
Eh=1,22-0,059pH
1,2
Doğal suların alanı
0,6
Yağış suları
0,0
Okyanus suları
Sülfat indirgeyici bakterili sular
Eh=0,059pH
-0,6
2
4
6
8
10
12
14
pH
Şekil 5.3
Suyun duraylılık sınırlarını gösteren Eh-pH diyagramı. 5.47 vr 5.48 tepkimelerine göre çizilmiştir (Garrel ve
Christ, 1965, Möller’den, 1985, bak ayrıca Krauskopf, 1985).
Örnek 5.4
Gümüşün elde edilmesi:
İnce öğütülmüş gümüş cevheri bir sodyum siyanid eriyiğinde çözündürülür. Gümüş, gümüş siyanid kompleksi
olarak eriyik haline geçer. Temizlendikten sonra eriyiğe çinko tozu karıştırılır ve gümüş eriyikten elektrokimyal
olarak çöktürülür. Reaksiyona ilişkin kimyasal denklem
2Ag+ + Zn  2Ag  + Zn2+
şeklindedir. Ag, potansiyel dizisinde Zn’in altında yer almaktadır (Çizelge 5.3). Bu, Ag’nin daha aktif (soy)
olduğunu gösterir. Bu nedenle elektronlar Zn’dan Ag’ye giderler ve onu yansızlaştırırlar (nötr). Bu da Ag’nin
metal olarak çökelmesini sağlar. Artan Zn iyonları eriyikta kalır.
Yeryüzünde meydana gelen indirgeme ve yükseltgeme olaylarının veya kitle taşınmalarının
sonucu olarak oluşan kimyasal ve mineralojik değişimlerde ısı gradiyanları, mekanik enerji,
derişim ve elektrokimyasal potansiyel etkin olmaktadır. Mekanik veya kimyasal sistemler
ancak en düşük enerji içerikleri sırasında (denge) duraylıdırlar. Bunun bozulması halinde sistem duraylı değildir. Yeni dengelerin sağlanması, örneğin, modifikasyonların oluşumundan,
kaçınılmaz. Bazı önemli jeokimyasal tepkimelerin normal potansiyelleri Çizelge 5.3'te azalan
Eo değerlerine göre, başka bir deyişle, artan indirgeyici kuvvete göre, sıralanmıştır. Bunların
birçoğu, Pb2++H2O gibi, doğada ölçülmüş indirgeme ve yükseltgeme potansiyelleridir.
Kaynakça
1. Breuer, H., 1997: Dtv-Atlas zur Chemie. Cilt 1, DTV-Verlag, Münih, 263 s.
2. Barnes, H. L (edit.), 1997: Geochemistry of hydrothermal ore deposits. John Willey and Son Inc. , New
York-Chichester-Weinheim-Brisbane-Singapore-Toronto, 972 s.
3. Gill, R. C. O., 1993: Chemische Grundlagen der Geowissenschaften.. Enke-Verlag, Stuttgart, 293 s.
4. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 288 s.
5. Krauskopf, K. B., 1985: Jeokimyaya giriş (Aykol, A., İnan, K. ve Suner, F.’nin çevirisi). İTÜ yayını 1308,
İstanbul, 666 s.
6. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
7. Möller, P., 1986: Anorganische Geochemie. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg, New York Tokyo, 326 s.
8. Rösler, H. J., 1988: Lehrbuch der Mineralogie. VEB Verlag, 4. basım, Leipzig, 844 s.
9. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke-Verleg, Stuttgart, 675 s.
10. Rose, A. W., Hawkes, H. E. ve Webb, J. S., 1981: Geochemistry in Mineral Exploration. Academic Press, 2.
basım, Londra-New York, 657 s.
6 JEOKİMYASAL YAYILMA ETKENLERİ
6.1 Tanım ve sınıflandırma
Elementlerin yer kabuğunda yoğunlaşmalarını, seyrelmelerini ve yer değiştirmelerini belirliyen etkenler jeokimyesal yayılma etkenleri (migrasyon) olarak nitelendirilmektedir (Rösler
ve Lange, 1976). Jeokimyasal yayılma, elementlerin dağılması, yayılma yolları ve geçirdikleri
"özgeçmiş" anlamına gelir. Yayılmaya neden olan etkenler iki grupta toplanmaktadır:
1. İç yayılma etkenleri, atomların yapısına bağlı özelliklerden ve dış yörünge elektronlarından kaynaklanan etkenlerdir. Bunlar jeolojik gelişim sürecinde değişmezler.
2. Dış yayılma etkenleri, atom, iyon ve bileşiklerinin maruz kaldıkları ve ortam koşullarına
bağlı etkenlerdir. Bunlar jeolojik gelişim sürecinde değişebilirler. Tüm yayılma etkenlerini
bu iki grupta toplamak mümkün değildir. Başka şekilde de sınıflandırılabilir veya gruplara
ayrılabilir. Örneğin, gerçekleşmiş ve gerçekleşecek etkenler diye. Yayılma etkenleri aşağıdaki gibi özetlenebilir (Rösler ve Lange, 1976).
Seyrelmeyi hızlandıran etkenler
Yoğunlaşmayı sağlıyan etkenler
1. Dayanıksız kimyasal bileşik
Dayanıklı kimyasal bileşik
2. Düşük ergime ve kaynama dereceleri (gaz hali)
Yüksek ergime ve kaynama dereceleri
3. Düşük iyonizasyon potansiyeli ( hareketlilik)
Orta değerde iyonizasyon
4. Düşük oksidasyon sayılı (1-3)
Orta oksidasyon sayılı (2-4)
5. Çok küçük atom/iyon yarı çapı (küçük iyon kafesi Orta büyüklükte atom veya iyon yarı
çapı zor, büyük iyon kafesi kolay çözünür)
6. Tek sayılı atom ve grup numaraları, koordinasyon Çift sayılı atom ve grup numaraları,
ve oksidasyon sayısı
koordinasyon ve oksidasyon sayısı
7. Çok büyük atom hacmi
Küçük atom hacmi
8. Tuz ve bileşikleri kolay erir
Erirlilik düşük, sertlik yüksek
9. Ergime derecesini arttıran yüksek polarizasyon
--------
İç ve dış yayılma etkenlerinin araştırlması jeokimyanın en önemli görevlerinden biridir.
Bunlardan en evrensel etken ısıdır. Elementler yüksek ısıda gaz veya atom halinde bulunurlar.
Düşük ısıda ise, kimyasal bileşik oluştururlar. Bu bileşiklerden sayıları 3000'i bulan mineraller, yani elementlerin kombinasyonları, meydana gelmektedir. Bunlar normal koşullarda
dayanıklı olmalarından ziyade, çok çeşitlidirler. Elementlerin yayılmaları minerallerin özelliklerine bağlıdır.
6.2 İç yayılma etkenleri
Bu etkenler, 3. bölümde ve yukarıda anlatılan atomun yapısına bağlı etkenlerdir. Bunların başında elektron dizilişi ve özgül ağırlık gelmektedir. Bir elementin dağılımı elektron dizilişine
bağlıdır ve atom numarası ile değişir.
Özgül ağırlık, bir elementin yer çekimiinden dolayı yayılması için en önemli etkendir ( gravitatif ayrışma) ve
3
6.1
ρ = 3A/4 r3 [g/cm ]
formülü ile hasaplanır (A, atom kütlesini [g] ve r, atom yarı çapını [cm] gösterir). Elementlerin özgülağırlığı, periyodik sistemde atom ve iyon numarasiyle artar (bak. 3.2.2).
6.2.1 İyon kafesi enerjisi
Bir kristalin şekli, atomlarının en az potansiyel enerjiye sahip olacak şekilde yerleşmeleri ile
belirlenir. Bu eğilim, iyon kafes enerjisi ile açıklanmaktadır. Genelde U ile gösterilen iyon
kafesi enerjisi veya sadece kafes enerjisi, 1 mol'lük bir maddenin yapı taşlarına (atom veya
iyonlarına) ayrılması ve onları yeter mesafede tutması için gereken enerjidir veya 1 gramatomluk gaz halindeki bir maddeyi katı hale getirirken meydana gelen entalpi (H) farkıdır.
Örneğin,
ABkatı ↔ A+B,
H = ± U
U, iyon kafes enerjisidir. Geniş anlamda kafes enerjisi, bir kristalin iyon kafesinin 0 oC'deki
enerji içeriğidir. Bu, sonsuz mesafede uzak bulunan iyonların soğrulması için gereken enerji
demektir. Kafes enerjisi, ters elektrik yüklü iyonların aralarındaki mesafenin karesi ile değişen
çekim ve anyon yüklü iyonların da itme kuvvetinden kaynaklanır. Bu elektriksel çekme ve
itme kuvvetleri bir minimum potansiyel enerji dengesini oluştururlar. Kristal kafesi yapısına
katılan tüm iyonların oluşturduğu enerjilerin toplamı, kristal kafesi enerjisini verir. Kafes
enerjisi ne kadar büyükse, iyonlarına ayırmak için gereken enerji de okadar büyük olur.
İki bileşenli bileşiklerin kafes enerjilerinin hesaplanması için değişik yöntemler geliştirilmiştir. Bunlardan biri genel geçerliliği kabul edilen Born ve Lande yöntemidir. Bu yöntem
kristal oluşumunda rol oynıyan tüm önemli enerjileri dikkate almakta ve
U=  ( NAz k
zn
1
)(1  )
r
n
6.2
formülü ile ifade edilmektedir (Mason ve Moore, 1985).
U: Kafes enerjisi [J]
N: Avagadro sayısı [6,022.1023 atom/mol],
A: Madelung sabitesi [yapıya bağlı],
zk ve za: Katyon ve anyon yükü [eV],
r: Katyon ve anyon yarı çapı [pm]ve
n: İtme katsayısı [n10]
Eşitlikten anlaşılacağı gibi, r büyüdüğünde U kafes enerjisi sıfıra yaklaşmaktadır. Eşitlik
sadece biner bileşikler için geçerli olmakla beraber, kompleks bileşiklere uygulanması da
mümkündür. U, iyon yükü ile doğru, yarı çapı ile ters orantılıdı. Örneğin, aynı kristal yapıyı
gösteren NaCl’ün kafes enerjisi UNaCl= 755 J, MgO’nun de UMgO=3934 J’dür (Çizelge 6.1).
Yukarıdaki 6.1 formülünün sadeleştirilmesi ile,
n.z z
U=-256,1 ( k n )
6.3
rk  ra
şekline dönüştürülebilir (n, moleküldeki iyon sayısı; z, oksidasyon sayısı ve r iyon yarı
çapıdır).
Çizelge 6.1
I. ve II. grup elementleri bileşiklerinin oksidasyon sayısıle artan iyon kafesi enerjileri [J]
(Kaufmann ve Jecklin, 1969).
z=1+
NaF
NaCl
NaBr
NaI
KI
RbI
CsI
900
755
719
673
624
604
570
z=2+
MgO
3936
CaO
3531
SrO
3310
BaO
3129
MgS
3300
CaS
3022
BaS
2746
Kristal kafesi enerjisi, yukarıdaki tanımına gör, 1 mol kristal iyonlarını birbirinden ayırarak
sonsuz mesafede tutmak için gerekli enerji olduğundan, doğrudan ölçümü mümkün olmamaktadır. Süblimasyon ısısı (molekülleri atomlara çevirmek için gereken enerji) veya erime ve
oluşum ısısı olarak şimdiye kadar başarılamamıştır. Bunun için Born ve Haber’in deney
yöntemi ile termokimyasal olarak ölçülebilmektedir. Bu yöntemde kristal kafesi enerjisi
ölçülebilen ısı enerji olarak saptanmaktadır. Buna örnek olarak NaCl verilebilir ve aşağıdaki
çevrimle açıklanabilir (Mason ve Moore, 1985):
+U
NaCl  Na++Cl-Q 
 -I+E
-S-1/2D
Na+½Cl2  Na+Cl
Bu döngüde, 1. Önce 1 mol madde gaz halindeki iyonlarına ayrılır (Na++Cl-),
2. İyonlar nötr atomlara dönüştürülür (Na+Cl),
3. Bu atomlar 25°C’de ve 0,1 MPa basınçta standart duruma getirilir ve
4. Bu durumdaki elementler tepkimeye sokularak kristalin madde (NaCl) elde
edilir.
Bu raekasiyondaki öğeler aşağıdaki denklemlerle tanımlanabilmektedir:
NaCl=Na++ClNa++e=Na
Cl-=Cl+e
Na=Na
Cl=½Cl2
Na+½Cl2=NaCl
∆H=U, kafes enerjisi
∆H=I, iyonizasyon enerjisi
∆H=E, afinite
∆H=S, süblimasyon enerjisi
∆H=D, disosiyasyon enerjisi
∆H=Q, oluşum entalpisi.
Tepkimelerin son durumları başlangıç durumları ile aynı olduğundan, enerjilerin toplamı
sıfırdır:
U+E-I-S-½D-Q=0
6.4
veya
U=Q+S+I+½D-E
olarak elde edilir.
Bu döngü, kafes enerjisinin benzer karmaşık durumları için de hesaplama olanağını vermektedir. Ancak bu konulardaki veriler henüz çok az bulunmaktadır.
Kafes enerjisi ile ergime derecesi, erirlilik, sertlik ve minerallerin çökelme sırası arasında sıkı
bir ilişki bulunmaktadır. İyon geometrisi ve eşbiçimlilik de buna bağlıdır (kimyasal bağ
çeşitlerine bakınız). Kristal kafesi enerjisi magmatik ayrımlaşma sırasında aşağıdaki şekilde
değişir:
Kristalizasyon yönü
Başlangıç >----------------------------------->Son
Kafes enerjisi U1
Büyük
>-----------------------------------> Küçük
Zor egrirler
Kolay ergirlerr
a) Bowen dizisi
1
U [J]
Olivin
-20.515
piroksen
-16.747
amfibol
-16.328
biyotit
-15.910
feldspat
-12.142
kuvars
-12.560
b) Eriyiklerden kristal oluşumu
Mineral SiO2
U [J]
-6.280
1
SnO2
-5.895
FeS
-3.506
FeS2 (Zn, Fe)S
-3.506 -3.506
CuFeS2
-3.577
CuFeS2
-3.499
Cu3SbS3
-3.489
PbS
FeCO3
-3.004 -3.112
CaCO3
-2.411
Sistem açısından her zaman negatif
6.2.2 Eş biçimlilik (izomorfi) ve çok biçimlilik (polimorfi)
Eş biçimlilik, kimyasal formülleri benzer (analog) olan kimyasal bileşiklerin aynı kristal şekli
göstermelerine denir. TiO2 (brokit, rombik)--AlOOH (diyaspor, rombik), sadece benzer bir
yapıya sahip bulunmaktadırlar ve aynı kristal sınıfında kristalleşirler. TiO2 3 iyona (atoma),
AlOOH ise, 4 iyona sahip bulunmaktadır. Ancak -AlOOH’daki H iyonu kristal kafesinde
aralıklara girebildiği için özel bir konuma sahip olamamaktadır. Bu nedenle bunların eş tipteki
gibi kristal kafesleri aynı olamamaktadır.
Aynı kimyasal bileşim oranı ve aynı kristal şekli gösteren kristaller eş tip (izotip) olarak
netelendirilirler. Bunlara örnek olarak NaCl (tuz), PbS (galenit), ZnS (sfalerit, kübik), TiO2
(rutil), SnO2 (kasiterit, tetragonal), -FeOOH (götit)--AlOOH (diyaspor, rombik) gösterilebilir. Bunların iyonlarının kristal kafesindeki yerleşimleri farksızdır. Bu bileşikler 1 anyon ile
1 katyondan meydana gelir ve hepsi kübik kristal şekli oluşturmaktadır. Sadece aynı kristal
şekli gösteren eş biçimli kristallerden katı karışım oluşturmamaları ile ayrılırlar.
Eş biçimlilik, mineraller arasında çok yaygın bir olgudur. Minerallerin sınıflandırılmasında
temel alınmıştır. Buna dayanarak mineraller granat, amfibol ve spinel gibi çeşitli gruplara
ayrılmıştır. Eşbiçimin nedeni, yaklaşık aynı iyon yarı çapına sahip elementlerin aynı sayıda ve
aynı kristal yapıda kristalleşme özelliğini göstermeleridir. Burada aynı koordinasyon en
önemli etkendir. Bu konu için bazı karbonatlar en iyi örnek oluşturmaktadır (Şekil 6.1).
Görüldüğü gibi 2 oksidasyon sayılı elementlerin karbonatları trigonal ve ortorombik olmak
üzere iki eş biçim grup meydana getirmektedir. Kristal yapı, katyonun büyüklüğüne bağlı
bulunmaktadır ve Ca'dan
küçük katyonlar trigonal,
büyük katyonlar ise, ortorombik
Katyon değeri [z]
*RBO3 3
Sc
RCO3 2
Fe Mn Ni Mg
RNO3 1
Y
Ca
Li
70
La
Sr Pb
Na
80
90
100
Ba
K
110
120
130
140
Katyon yarı çapı rk [pm]
*R, katyon,
O Trigonal,
Ortorombik,
Şekil 6.1
İyon yarı çapının kristal şekline etkisi (Mason ve Moore, 1985).
kristal eklini oluşturmaktadırlar. CaCO3 ama her iki şeklide de kristalleşmektedir. Bu duruma
veya kristal özelliğine çok biçimlilik (polimorfi) denir. Bu şekilde oluşan kristal de çok biçimli kristaldir.
Benzer kimyasal formülün diğer bileşikleri bu karbonatlarla eş biçimlidir. Örneğin, NaNO3
kalsit (CaCO3, trigonal) ile, KNO3 de aragonit (CaCO3, ortorombik) ile eş biçimlidir. 3
oksidasyon sayılı boratlar da bunlara benzer.
Çok biçimde bazı istisnalar da vardır. Örneğin, AlPO4 (Berlinit), SiO2 ile eş biçimlidir. Formüller birbirine karşılık gelmemkete, ancak SiO2, SiSiO4 şeklinde düşünüldüğünde bir formül
benzerliği ortaya çıkabilmektedir. Bu, Al, Si ve P'un yarı çaplarının birbirine çok yakın olmalarından kaynaklanmaktadır (4'lü koordinasyon). Aynı şey FeTa2O6 (tantalit) ile TiO2 (Brokit)
arasında da gözlenmektedir. TiO2, TiTi2O6 olarak yazılabilir. Ti, Fe ve Ta'ın yarı çapları da
birbirine çok yakın büyüklüktedir (bak. Çizelge 3.2) ve 6'lı koordinasyon yaparlar.
Eş biçimlilik için kimyasal formülün benzerliğinden daha önemli olan, iyonların yarı çap
oranlarıdır. Yarı çapları farklı elementlerin eş tip minerali çok enderdir. Ca ile Mg buna örnek
verilebilir. Kimyasal özellikleri birbirine çok benziyen bu toprak alkali elementlerinin iyon
yarı çapları farkından dolayı (Ca2+ 114 pm, Mg2+ 86 pm), eş biçim mineralleri çok azdır.
Kurala göre en çok % 15'lik bir yarı çap farkı, normal koşullarda, bir iyonun diğeri yerine
geçmesini mümkün kılabilmektedir.
Eş biçim özelliklerinden nedeni ile mineraller birbirine karışarak (katı karışım) özellikleri
değişebilir (plajioklaslardaki anortit oranı ve ortoklas-albit katı karışımı gibi). Katı karışım
oranları ortam hakkında bilgi verebilirler. Öte yandan minerallerin (karışımların) sertliği,
parlaklığı, kırılma indisi ve yoğunluğunu da değiştirebilir.
Yukarıdaki tanıma göre çok biçimlilik, aynı elementin meydana getirdiği farklı yapıdaki
kristallerdir. Bu nedenle çok biçim demek, sadece bir kristal şeklinin olmadığı ve kimyasal
yapının tek etken olmadığı demektir. Aynı kimyasal bileşik değişik ortamlarda değişik yapılar
sunabilmektedir. Bu da araştırıldığında, oluşum ortamı ortaya çıkarılabilir. Örneğin, markazit
(FeS2, rombik) sadece asidik ortamda ve 450 oC'nin altında oluşabilir. Pirit (FeS2, kübik) ise,
ancak 450 oC'nin üstünde meydana gelmektedir. Bu farklılık oluşum koşulları hakkında
yeterli ve aydınlatıcı bir dayanaktır (Şekil 6.2). Örneğin, pirit cevher varlığının bir belirtisidir,
ancak markazit değildir (ısı düşük).
Eş biçimlilik ile meydana gelen mineraller birbirlerine dönüşmeleri (trsinir=reverzibel) enansiyotropi, dönüşmemeleri de (tersinmez=irreverzibel) monotropi olarak bilinmektedir. Birincisine kuvarsın tridimite, tridimitin kuvarsa dönüşümü (867 oC'de), ikincisine de markazit ile
pirit örnek verilebilir:
867 oC
Enansiyotropi: SiO2  SiO2
kuvars tridimit
450 oC
Monotropi: FeS2  FeS2
markazit pirit
6.5
Çok biçimli kristalleşmeler ve değişimler bir maddenin sıvı halinden katı hale dönüşmesine
benzetilebilir. Yüksek ısı ürünleri, yüksek basınç ürünlerinin tersine pek temiz ve dayanıklı
olamazlar.
Eş değer
derinlik [km] P [GPa]
300
10
Elmas
200
Grafit
5
100
0
0
0 1000 2000 3000
T [K]
a
P [MPa]
200
- logPS
5
Sfalerit
100
0
0
Markrzit
+ Pirit
Pirit
7,5
Vürtsit
10
200 400
T [°C]
600
b
800 600
T [°C]
400
c
Şekil 6.2
Enantropi a, elmas-grafit (Mason ve Moore, 1985) ve monotropi b, Fe-S-OH sisteminde markazit (FeS2)-pirit(FeS2) (Rösler ve Lange, 1976) ile S fügasitesine bağlı olarak vürtsit (ß-ZnS)-sfalerit-(ZnS) denge diyagramları c
(Möller, 1986).
6.2.3 Yer değiştirme (diyadohi)
Yer değiştirme, en önemli iç yayılma etkenidir. Bir kristalde veya kimyasal bileşikte bir atomun, iyonun veya molekülün başka bir atomun, iyonun veya molekülün yerine girmesi, diğer
bir deyişle, yerini alması, onu temsil etmesine yer değiştirme denir. Yer değiştirmede iyon
yarı çapları en önemli etkendir. Yükler eşit olmıyabilir. Bu durumda iyon kafesinin başka bir
yerinde bu yükü denkleştiribilecek başka bir iyon girebilir. Örneğin,
NaAlSi308 (albit) ile
CaAl2Si2O8 (anortit)
karşılaştırıldığında, Na1+ (116 pm) yerine Ca2+'nın (114 pm) girdiği ve bunun Si4+'nin (54 pm)
yerine Al3+'nın (68 pm) girmesini gerektirdiği görülür:
Ca2+ + Al3+  Na1++Si4+
2+3=1+4
eşitliğiyle yükler eşitlenmiş olur.
6.6
CaMgSi2O6 (diyopsit) Mg2+-Si4+'ün yerlerinin Al3+-Al3+ iyonlarınca alındığı çok görülür
(CaAl2SiO6, gibi). Kural olarak 1 oksidasyon sayısı fazlası olunca yer değiştirme zorlaşır,
ancak Zr4+'nın Mn2+'yı ve Y3+’nın Na1+’nın yerine geçtiğine, az da olsa, rastlanmaktadır. Bu
duru-mda yarı çaplar birbirine çok yakın demektir. Mineral formüllerinde birbirinin yerine
geçen elementler (Pb, Ag)S gibi parantezde ve derişim oranları sırasına göre yazılır (Burada
2Ag+, 1 Pb2+’nin yerini almıştır).
Elementlerin birbirinin yerine girmeleri çok çeşitlidir. Yer değiştirmeyi etkiliyen çeşitli fiziksel ve kimyasal değişkenler bulunmaktadır. Bunların en önemlileri iyon yarı çapı, elektronegativite, iyonizason potansiyeli ve bağlanma (adsorpsiyon, kompleks oluşturma) şeklidir.
Bunların yanında yer değiştirmede termodinamik koşullar da önemli rol oynar. Magmada
iyonar koordinasyon, sulu ortamda da kompleks oluşumu (Cl-, HCO3-, CO32- ve H2O) etkili
olmaktadır. Bu nedenle yer değiştirme, etkene göre aşağıdaki şekillerde olmaktadır (Rösler
ve Lange, 1976):
1. Saklanma: En yaygın yer değiştirme çeşididir. Burada yükleri eşit, yarı çapları birbirine
çok yakın iyonların birbirlerinin yerini almalarına denir: Hf4+'nın (85 pm) zirkonda
(Zr,Hf/SiO4) Zr4+'nın (86 pm) arkasına saklanması veya olivinde Ni2+ (83 pm) ile Fe2+’nın
(75 pm) Mg2+'nın (86 pm) arkasına saklanması gibi. Son iki element manyetitte de yer
değiştir-mektedir.
2. Yakalama: Yaygın bir yer değiştirmedir. Yakalamada yükleri farklı, yarı çapları yakın
büyüklükte iyonlar biribrinin yerine geçerler. Örneğin, monazitte (Ce,Th/PO4) Th4+'nın
(108 pm), Ce3+ (115 pm), feldspatlarda Sr2+'nın (132 pm) K+ (152 pm) ve Flüoritte
Y3+’nın (104 pm) Ca2+ (114 pm) tarafından yakalanmaları gibi. Burada yakalıyanın yükü
küçüktür. Bu nedenle yakalanan büyük yüklü iyonla kristal kafesi enerjisi artar ve kristal
sağlamlaşır.
3. Yakalanma: Küçük yüklü bir iz element iyonunun daha büyük yüklü bir ana elementi
temsil etmesine denir. Li+'nın Mg2+'nın ve F-'nin O2-'nın yerine geçmesi gibi.
I. Goldschmidt kuralları:
1. Birbirinin yerine geçecek iyonların yarı çapları farkı küçük iyon yarı çapının % 15'ini
geçemez.
2. Eşit yüklü iyonların küçük yarı çaplısı kristal kafesine tercihen alınır:
Ca2+‘nın (114 pm)
Sr2+‘ya (132 pm)
ve
Zn2+’nın (88 pm)
Cd2+’ya (109 pm)
tercih edilmesi gibi.
3. Yakın büyüklükte olan farklı yüklü iyonların yüksek yüklü olanı tercihen alınır:
Nb5+’nın (0,078 pm)
Ti4+’nın (0,075 nm)
yerine geçmesi gibi.
II. Ringwood kuralları
Magmatik işlevlerde elektronegativitenin etkisi:
a) Benzer yarı çaplı iyonlardan düşük elektronegavitesi olan iyon tercih edilir:
Na+'nın (116 pm, 0,9 eV)
Cu+'nın (91 pm, 1,8 eV),
Fe2+'nın (75 pm, 1,65 eV)
Cu2+'nın (87 pm, 2,0 eV) ve
K+’nın (152 pm, 0,8 eV)
Pb2+’nın (133 pm, 1,6 eV)
yerine girmesi gibi.
b) Yaklaşık elektronegativitesi olan iyonların küçük yarı çaplısı öncelikle iyon kafesine girer:
Rb+ (147 pm, 0,8 eV)
K+’ya (152 pm, 0,8 eV) ve
Co2+ (79 pm, 1,7 eV)
Fe2+’ye (75 pm, 1,65 eV)
tercih edilir.
Yer değiştirme ilişkisi atom numaraları farkı 1, 8 (8+1), 18 (18+1) ve 32 (32+1) olan
elementler arasında çok yaygındır. 3Li-12Mg-21Sc veya 22Ti-41Nb-74W gibi (köşegensel ilişki).
İyonizasyon potansiyeli farkı arttıkça, yer değiştirme ilişkisi azalır. Polarizasyonu düşük katyonlar, zor polarize edilecek anyonlarla bulunurlar.
Elementlerin yer değiştirme ilişkileri tamamen ısı ve basınca bağlıdır. Buna göre ortamlar
aşağıdaki şekilde sıralanabilirler:
1. Magmatik ortam (T ve p yüksek)
2. Metamorfik ortam (T orta, p yüksek)  İzomorfi ve yer değiştirme eğilimi artar.
3. Sedimenter ortam (T ve p düşük)
Mineraller arasında çok yaygın olan yer değiştirme den, mineraloji, kristalografi, metalürji ve
kimyada çok yararlanılmaktadır. Jeolojide elementlerin bu özelliğinden kökensel ilişkiler
hakkında bilgi sağlanmaktadır. Bunun yanında jeotermometre ve jeobarometre olarak sıkça
başvurulmakta ve sedimantayon işlevlerinde bu sayede çökelme sırası saptanabilmektedir.
Metalürjide işleme, elde etme ve alaşım üretiminde önemli etken olmaktadır. Bu olgudan
dolayı kafes sabiteleri birbirine çok yakın olan Au (ao=0,478 nm) ve Ag'nin (ao=0,4086 nm)
alaşımı yapılmaktadır. Mineraloji ve kristallografide Mg3Al2(SiO4)3 (pirop) ve Fe3Al2(SiO4)3
(almandin) örneklerinde olduğu gibi mineraller birbirlerinden ayırdedilmekte ve sınıflandırılmaktadır. Aynı esas forsterit (Mg2SiO4) ve fayalit (Fe2SiO4) için de geçerlidir (olivinin
tayini). Ayrıca diyadohi elektroteknikte yarı iletken (transistör sanayii) ve kimyada yapay
mineral üretiminde temel teşkil etmektedir
6.2.4 Işınetkinlik (radyoaktivite)
Radyoaktif çekirdekler nötron sayısının fazlalığından dolayı duraylı (stabil) değildirler.
Bunlar,
dN = -Ndt
6.7
-t
6.8
veya
N = No.e
eşitliğine göre nötrondan türiyen çeşitli parçacıklar yayarak duraylı çekirdeklere dönüşürler.
Bunun sonucu olarak 222Rn ve 206Pb gibi bazı elementlerin derişimi artarken, 238U ve 232Th
gibi bazılarının da azalır. N, Parçalanmamış atom sayısı, No, t=0 iken aktif atom sayısı, λ
parçalanma sabitesi (zaman birimi başına parçalanan aktif çekirdek=parçalanma hızı) ve t,
zaman. t1/2 yarılanma süresidir. Yani aktif atom sayısının yarıya inmesi için gerekli zamandır.
 ile t1/2 arasında =0,693:t1/2 bağıntısı vardır.
Işınetkinlik, yukarıda gösterildiği gibi, elementlerin artması veya azalması bakımından büyük
önem taşır. Radyometrik yaş tayini, ortam ve köken araştırmalarında oldukça yararlanılmaktadır.
Yerin bugünkü ısısı artık ısı olmadığı, büyük ölçüde ışınetkinlik ile meydana gelen ısı olduğu
savunulmaktadır (Jacobshagen ve diğ., 1999). Gravitatif büzüşme sonucu yer çekimii de etkili
olmaktadır. Bu, metamorfizmanın meydana gelmesi ve yeni minerallerin oluşması veya
başkalaşması için önemlidir. Bazı nüklidlerin verdiği güncel ısı enerjileri hesaplanmıştır.
Buna göre 238U 41, 235U 1,7, 232Th 42 ve 40K 18 [1018 J/yıl] enrji yaymaktadır. Yerin
oluşumundan beri ürettiği enerji miktarı çeşitli araştırmacılara göre 1,6.1031-2,81031 J arasında
tahmin edilmektedir.
6.3 Dış yayılma etkenleri
Dış yayılma etkenleri, maddelerin, onların atom ve iyonlarının maruz kaldıkları, jeolojik
dönemlerle değişebilen ve ortama bağlı etkenlerdir. Yer çekimi, güneş enerjisi ve radiaktif ısı
bu etkenlerdendir.
6.3.1 Yer çekimi (gravitasyon) enerjisi
Yer çekimi kuvveti en önemli dış yayılma etkenlerindendir. Bu, Newton çekim yasasına göre
her atom kütlesine, kütle ile doğru, aradaki mesafenin karesiyle ters orantılı etki eden bir
kuvvettir.
Yer çekimii ivmesi (bo) bir vektördür. Yerin kütlesinden ve merkezkaç kuvvetlerinden meydana gelen q ve değişen yer çekimi b1 kuvvetlerinden (güneş ve ayın tesiri) oluşur:
  
b0  b1  q
6.9
Merkezkaç kuvvet ekvatorda en yüksektir ve yer çekimi ivmesinin ancak % 3,4'ü kadardır.
Bu, kutuplarda sıfırdır. Yerin uzayda yer değiştirmesinden kaynaklanan ivme değişikliği, çok
küçük olduğundan, dikkate alınmaz (değişiklik=g/40.106).
Yer çekimii kuvveti, jeolojik olaylarda, dolayısıyle elementlerin dağılmasında ve yerleşmelerinde büyük rol oynar. Yer çekimiinin etkileri şöyle sıralanabilir:
- Yerin ayrımlaşması (jeosferlerin oluşu),
- Özellikle bazik magmaların ayrışması,
- Özellikle sıradağların aşınması, taşınması,
- Hafif element ve gazların atmosferde toplanması ve onu oluşturmaları ile
- Bazı tektonik olaylar
Yer çekimii yalnız dış yayılma etkeni olmadığından, yerde her şey yalnız çekim yasalarına
göre düzenlenmemiştir. Evrensel çekim yasasına göre,
K=ko
m1 .m 2
r2
6.10
şeklindedir. ko, çekim sabitesi [6,67.10-11 m3 kg-1 s-2], m1, m2, irbirini çeken kütleler ve
r, kütleler arasındaki mesafedir.
Yerküreye en yakın elipsoid jeoid denir. Yerin sıvı haliyle aldığı şekle de normal sferoid
denir (dönü elipsoidi). Böyle bir şeklin basıklığı 1:297 oranındadır. Yerin bir kısmı için jeoide
en yakın elipsoide referans jeoid denir. Bu elipsoidin uluslararası ekvator yarı çapı
a=6,378,4 km, kutup yarı çapı b=6,356,9 km olarak hesaplanmıştır. Yarı çaplar farkı D=21
km'dir. Yerin şekli normal bir elipsten ziyade bir armuda benzetilmektedir. Zira güney kutbu
içe basık, kuzey kutbu da dışa doğru az kabarık durumdadır.
Yerin şekli bir dönü elipsoidi olarak kabul edildiğinde, yer çekimiinin yeryüzündeki normal
dağılımı γ olarak tanımlanır ve enlemlere göre uluslararası aşağıdaki formülle hesaplanmaktadır:
γ=Gekv(1+a.sin2α - b.sin2(2 α))
6.11
-3
2
-6
2
=978,0327(1+5,3024.10 .sin α - 5,8.10 sin (2α)) [mGal].
Buna göre ekvatordan kutba doğru yer çekimi 978,0327'den 983,2 Gal'e yükselmektedir
(1 Gal=1 cm/s2 =1000 mGal [=0,981 G]; ß, enlem derecesi). Örneğin,
γ68,5N = 9,81 [ms-2] (Narvik/Norveç)
γ59,25N = 9,80 [ms-2]’dir (Stokholm/İsveç).
Bir ß enleminin P noktasından 1 km kuzeye veya güneye gidilmesi halinde yer çekimi artışı,
Q=0,812.sin2 mGal/km'dir.
6.12
Yerden yüksekliğe göre değişim ise, her 100 m'de G/3.104 kadardır.
6.3.2 Güneş ve kozmik enerji
Güneşin yeryüzüne yaydığı ısı enrjisi, yeryüzündeki bazı jeokimyasal olayların meydana
gelmesinde önemli rol oynamaktadır. Özellikle ısı farkından meydana gelen hacim deşişikliği
suyun donmasına, kayaçların parçalanmasına ve ayrışarak dağılmasına neden olmaktadır.
Canlıların yaşam ritimleri de bu enerjiye bağlı bulunmaktadır.
Yapılan hesaplamalar Orta Avrupa ülkelerinde güneşten gelen enerji 76 J/cm2 s civarındadır.
Bu, tüm yeryüzü için yaklaşık 1016 J/s'dir (Jacobshagen ve diğ., 2000). Bu da yerküreninin
yaydığının yaklaşık 10.000 katına karşılık gelmektedir. Yıllık ortalama ısı farkı 2-3 oC,
gece-gündüz farkı ise, yaklaşık 10-20 oC arasında değişmektedir. Buna dayanarak yıllık ısı
farkı sabit kabul edilir.
Yeryüzünün bir noktasına gelen maksimum ısı miktarı
W=C r2 sinh
6.13
formülü ile hesaplanır. Burada c, solar sabite [0,46 J/cm2.min]; r, zahiri güneş yarı çapı [km]
ve h, güneş yüksekliği [o] demektir. Bu hesaplamalara göre güneşin yerküreye yaydığı yıllık
enerji, insanların kullandığı yıllık enerjinin yaklaşık 30.000 katı kadardır. Bu enerji ile
dünyaya gelen kızmik madde miktarı (ısı, ışın, meteorit v. s.) da 3.000 ile 20.000 t arasında
değişmektedir.
6.3.3 Hidrojen derişimi pH’nın önemi
Bir sıvının pH değeri hidroksitlerin çökelmesini sağlar, dolayısiyle element yayılmasını
kontrol eder. Hidroksitlerin seyrek eriyiklerde çökelmeye başlamaları onların doğal ortamdaki
pH değerine bağlıdır. Deniz suyu hafif bazik (pH8), nehir suları ise hafif asidiktir (pH6).
Önemli bazı iyonların ortamın pH değerine göre çökelme sıraları aşağıda verilmiştir. Görüldüğü gibi çökeleme sırası iyon yükü ile ters orantılıdır.
İyon
Ti4+
pH
1,4-1,6
Fe3+
2-3
Zr4+
Al3+
Fe2+
3
4,1-5 5-5,1
Ni2+
6
Mn2+
6,7
Mg2+
Ca2+
8-8,8 10-10,5
Fe3+'ün erirliliği Fe’nin hareketliliği ve çökelmesi için çok önemlidir. Fe[OH]3'ün erirliliği
L=[Fe3+].[OH-]3
6.14
şeklinde ifade edilir (bak. 5.9). Buradan,
Fe3+=L/[OH-]3'tür,
6.15
yani Fe3+ derişimi bazlığın küpü ile ters orantılıdır. Öte yandan sulu eriyiklerde,
[OH-]=Ls/[H+]’dır,
6.16
(Ls, suyun iyon çarpımıdır). Bu değer 6.12’de yerine konulduğunda,
Fe3+=L.[H+]3/[Ls]3
6.17
bulunur. Bu da Fe3+ derişiminin asitliğin küpü ile doğru orantılı olduğunu göstermektedir.
Normal koşullarda L ve Ls sabittir. Dolayısıyle Fe3+ derişimi H+'nın veya pH'nın küpü ile
orantılıdır.
Örneğin, 18 oC'de L=10-38,6 ve Ls=10-14,2 ise,
L/Ls3=10-38,6/[10-14,2]3
=104
bulunur. Bu, pH=7 için, L=10-17 ve pH=6 için ise, L=10-14 [mol Fe3+/l]'dir.
Doğal sularda Fe3+'ün yanında Fe2+ de Fe(OH)2 olarak bulunur ve pH değerine bağlı olarak
aşağıdaki toplam demir derişimlerini vermektedirler:
pH
8,5
3
Fe [mg/m ] 3.10-8
8
4.10-7
7
4.10-5
6
5.10-3
Görüldüğü gibi demirin pH değeri 6 olan bir sıvıdaki erirliliği, pH değeri 8,5 olan bir eriyiktekinin 100.000 katı kadardır. Bu yüzden hafif asidik olan nehir suları denize döküldüklerinde
tüm demirlerini az bazik deniz suyunda kaybederler. Bu nedenle nehirler de demir derişimi 1
ppm iken, deniz suyunun demir içeriği çökelme nedeniyle yaklaşık bunun %1'i (0,008 ppm)
kadardır.
pH değerleri, Al ve Si'nin topraktaki hareketlilikleri ile tekrar çökelmeleri için bilhassa önemlidir. Şekil 6.3'te görüldüğü gibi pH=4 olduğu zaman Al kolayca eririyip taşınırken, Si çok az
etkilenmektedir ve Al'ye göre yoğunlaşmaktadır. Tersine pH 5-9 arasında olduğunda, Si erimeye başlamaktadır, Al erimez. Si eritilerek sular tarafından taşınır. Buna karşın Al ayrışmanın yerinde derişerek laterit ile boksit yataklarını oluşturur.
Şekil 6.3
Bazı oksit, hidroksit ve karbonatların 25 oC'de pH değerine göre erirlilikleri (Rösler ve Lange, 1976 ve Mason
ve Moore, 1985).
Al ile Si'nin erirlilikleri 4<pH<8 için pek farklı değildir. Hangi ana kayaçtan, ama değişik erime koşullarında, kaolinitin (kil) veya montmorilinitin oluştuğu açıklanamamaktadır. Muhtemelen iki faz da dengede değil, aksine bir duraklamadadırlar. Diyagramdaki Al(OH)3 dengede
olduğuna işaret etmektedir. Bu koşullar sıcak ve yağışlı iklimlerdeki boksitlerde de gözlen-
mektedir. Büyük olasılıkla bu iklimlerde ayrışma yıkanıp götürülmeden, yeni ayrışma maksimuma varır.
6.3.4 Yükseltgenme ve indirgenmenin etkisi
pH’nın element hareketliliğine etkisi oldukça büyüktür. Suyun iki tepkimesi de katyon içermektedir ve pH değerine çok bağlıdırlar. Eo, normal koşullarda 0,06 V/pH değeri şeklinde
azalır. Volkanik yöre sularının pH değeri sıfır olabilmekte ve tersine alkalik yörelerin sularının pH değeri de 10'a varabilmektedir (Şekil 5.2). Genel olarak doğal suların pH değerleri
4-9 arasındadır. Şekil 6.4'te pH değerine göre su denklemlerinin normal potansiyelleri okunabilmektedir. Bu, tabii sıvılardaki tepkimelerin normal potansiyellerini de vermektedir.
Örneğin, Şekil 6.4’teki 5. tepkimenin potansiyeli (-0,41 V), 8. tepkimenin de (+0,81 V) tutmaktadır (= -1,22 V su tepkimelerine göre ve pH=7 iken, bak. 5.37 ve 5.38).
Eh
2,0
1,8
1,6
1,4
1,2
1,0
0,8
0,6
0,4
0,2
0,0
-0,2
-0,4
-0,6
-0,8
-1,0
Co 2+/Co3+
Ni2+/Ni4+
Mn2+/Mn3+
Pb2+/Pb4+
O2
H2O
Fe2+ /Fe3+
N3-/N5+
H2O
Pb/Pb2+
H2
Fe/Fe2+
2
4
6
8
pH
10
12
Ni2+/Ni4+
O 2/H2O
Pb2+/Pb4+
Co2+/Co3+
Fe2+/Fe3+
Mn2+/Mn3+
N3-/N5+
Pb/Pb 2+
H 2O/H2
14 Fe/Fe 2+
Sol tepkimeler (asidik ortam)
1. Co2+ = Co3++e
2. Ni2+ +2H2O = NiO2+4H++2e
3. Mn2+ = Mn3+ +e
4. Pb2+ +2H2O = PbO2+4H++2e
5. 2H2O = O2+4H++4e
6. NH4+ +3H2O=NO3- +10H+ +8e
7. Fe2+ = Fe3+ +e
8. H2 =2H+ +2e
9. Pb = Pb2+ +2e
10. Fe = Fe2+ +2e
Sağ tepkimeler (bazik ortam)
1. Co(OH)2+OH- =Co(OH)3+e
2. Ni(OH)2+2OH- =NiO2+2H2O+2e
3. Mn(OH)2+OH- =Mn(OH)3+e
4. PbO+2OH- =PbO2+H2O+2e
5. H2+2OH- =2H2O+2e
6. NH3 +9OH- =NO3- +6H2O +8e
7. Fe(OH)2 +OH- = Fe(OH)3 +e
8. H2 =2OH- =2H2O +2e
9. Pb+2OH- = PbO+H2O +2e
10. Fe = Fe2+ +2e
Şekil 6.4
Bazı kimyasal tepkimelerin pH’ya göre indirgenme ve yükseltgenme potansiyellerinin değişimi (Mason ve
Moore, 1985).
Değişik oksidasyon sayılarına göre elementerin erimeleri, taşınmaları ve çökelmeleri ortama
hakim indirgenme ve yükseltgenme potansiyellerine çok bağlıdır. Asidik ortamda örneğin
PbO'yu PbO2'ye (platnerit) yükseltgemek için gerekli yüksek potansiyel, bunun tercihen bazik
ortamda olabileceğine işaret etmektedir. Çünkü daha az normal potansiyel gerektirir (Şekil
6.4, 4. tepkime). Bazı tepkimelerin de hızları düşmektedir. Bu, bir ortam ne kadar bazikse,
oksidasyon o kadar kolay olur anlamına gelir. Örneğin, demirin pH=3 civarında Eh değeri
pH'ya pek bağlı görülmemektedir. Dolayısiyle asidik ortamda Fe2+ bileşikleri, Fe3+ bileşik-
lerinden daha dayanıklıdırlar. Ancak Eh'nın çok düşük (negatif) veya çok asidik olduğu ortamlarda Fe2+ bileşikleri çökelebilirler, havada kolay kolay oksitlenmezler. Diyagramdan diğer
elementler için de aynı düşünceler yürütülebilir. Örneğin, neden Mn gibi bazı elementlerin
serbest bulunmadıkları sonucu çıkarılabilir.
Elementlerin sedimantasyon işlevlerinde ayrışmaları ve çökelmeleri indirgenme ve yükseltgenme özelliklerine önemli ölçüde bağlıdır. Örneğin, birbirine çok benziyen Fe, Ni ve Co elementleri ana yatakta bir arada bulunurken, ayrışma yoluyla bu elementler birbirinden ayrılarak ikincil yataklarda ayrı zonlarda çökelmiş olarak bulunurlar. Üç elementin indirgenme ve
yükseltgenme potansiyelleri farklı olduklarından, ancak değişik ortamlarda daha yüksek bir
değerliliğe yükseltgenebilirler. Fe2+ hafif bazik-asidik ortamda Fe3+'e yükseltgenebilirken, Co
bazik ortamda dahi daha yüksek potansiyel gerektirmektedir. Ni ise, Ni3+'ya yükseltgenebilmesi için, suyun oksijenini almaya gereken potansiyelden daha yüksek potansiyel gerektirmektedir. Bu nedenlerle NiO2 mineral olarak bulunmaz ve ancak oksidasyon zonlarında
Fe2O3 oluştuktan sonra asidik ortamda Ni garnierit (Ni, Mg)2 [(OH)/Si2O5] ve Co da stainierit
(Co00H) olarak oluşabilmektedir. Bu üç elementin ayrışması çok ayrışmış ultrabazik
kayaçlarda, Fe3+ laterit, Ni garnierit ve Co da stainierit olarak, izlenebilmektedir.
Aynı şekilde Fe de Mn'dan ayrılmaktadır. Ana minerallerde birbirinin yerine geçen Fe ve Mn,
ayrışma sıvıları tarafından birbirinden ayrılırlar. Çünkü Fe2+'yi Fe3+'e yükseltgemek için
gerekli potansiyel, Mn'ı MnO2'ye yükseltgemek için gerekli potansiyelden düşüktür ve Fe2O3
çökelir. Mn ise, çok oksitleyici ortam onu MnO2 olarak çöktürünceye kadar eriyikte kalır.
Eh-pH diyagramları çeşitli mineral fazlarının duraylılık sınırlarını saptamak için oldukça
önemli yardımcı gereçlerdir. Mn-H2O sisteminde neden saf Mn’ın bulunmadığı anlaşılmaktadır. İndirgeyici ortamda Mn bileşikleri asidik eriyik olarak ortaya çıkarlar ve pH değerinin
8’in üzerine çıkması halinde Mn(OH)2 olarak çökelirler (Şekil 6.5). Bunlar sadece normal
koşullar için geçerlidir. Doğadaki eriyikler genelde daha az derişiktir ve çökelmeleri için
gerekli pH’nın daha yüksek olmasını gerektirirler (bak. denge durumu). Dış koşulların oksitleyiciliği arttıkça Mn2+ iyonunun alanı düşük pH tarafına doğru daralır. Bu daralma ile
Mn(OH)2 (pirokroit), Mn3O4 (hausmanit) ve MnOOH (manganit) MnO2’den (pirolüzit) ayrılırlar. Yüksek oksitleyici ortamda MnO2 tüm pH alanında duraylıdır.
Diyagramda permanganatların doğada duraylı olmadığı da görülmektedir. Çünkü permanganat bileşikleri oksijen vermek suretiyle MnO2’ye dönüşürler. Diğer elementlerin birbirinden
ayrı ayrı çökelmeleri de bu esaslara dayanmaktadır. Örneğin, Pb, Mn, Fe, Ni ve Co gibi
birbirine yakın elementlerin ayrılarak çökelmeleri ve değişik bileşiklerinin oluşması gibi (bak.
Şekil 6.4). Tüm bu tepkimelerde Eh, pH, ısı, basınç ve derişimin yanında katalizatörlerin
rolünü de unutmamak gerekir. Katalizatörler, aktivasyon enejisini düşürerek tepkimenin
oluşumunu kolaylaştırır.
Eh
1,2
O2
H2O
[MnO4]-
0,6
0,0
MnO2
MnOOH
Mn3O4
Mn2+
H2O
H2
Mn(OH)2
-0,6
-1,2
Mn
2
4
6
8
10 12
14 pH
Şekil 6.5
Mn-H2O sisteminin Eh-pH diyagramı (Mason ve Moore, 1985).
İndirgenme ve yükseltgenmenin yer bilimlerindeki önemi bakımından sülfitli yatakların oksidasyon ve semantasyon bölgeleri iyi bir örnektir (Şekil 6.6). Burada I çözünme bölgesinde
serbestleşen elementler, II oksidasyon bölgesinde yükseltgenirek oksitleri oluştururken, III
semantasyon (birikme) bölgesinde sülfitlere dönüşürler. Buradaki tepkimeler şöyle sıralanmaktadır:
Yüzeyden kayaçlara sızan su, havadaki oksijenle piritteki, Fe’yi,
2H2O+7O2+2FeS2→ 2Fe2+SO4+2H2SO4
6.18
eşitliğinde olduğu gibi, çözerek piritin bözulmasına neden olur. Bunu aşağıdaki tepkimeler
takip eder ve sonunda piritçe zengin kayaç, limonitçe zengin demir şapkaya dönüşür:
2H2O+15O2+4FeS2 → 2Fe23+(SO4)3+2H2SO4
H2SO4+½O2+2FeSO4→ Fe23+(SO4)3+H2O
2Fe23+(SO4)3+4H2O → 2FeOOH+3H2SO4
5H2O+7½O2+2FeS2 → 2FeOOH +4Fe2+SO4
Pirit
limonit (demir şapka, ing. gossan)
6.19
6.20
6.21
6.22
Şekil 6.6
Bir hidrotermal bakır damarında yüzeyden sızan ve yer altı suyun etkisi ile oksidasyon ve semantasyon
bölgelerinin oluşumu: I Oksidasyon bölgesi, II Semantasyon bölgesi ve III Birincil bölge.
Ayrıntılı bölümler:
1 Yıkanma bölgesi, 2 Demir şapka (gossan, Fe’ce zengin), 3 Yeni Cu sülfid oluşum bölgesi, 4 Geçiş bölgesi, 5
Yer altı su düzeyi, 6 Cu, Ag ve Au gibi soy metallerin zenginleşme (semantasyon) bölgesi ve 7 Birincil
(değişmemiş) bölge (Matthes, 2005).
Oksidasyon bölgesinde (Şekil 6.6/I) demire karşın bakır, saf bakır (Cu), küprit (Cu2O),
kalkopirit (CuFeS2) ve limonitten meydana gelen koyu renkli karmaşık ayrışma ürünlerine
dönüşür. Karbonatlı kayaçlar veya havadaki CO2 bunları mavi azürite (Cu3[OH/CO3]) ve yeşil
malakite (Cu2[(OH)2]/CO3)) çevirir. Bu renkler maden yataklarının varlığına dikkat çekerler.
Bu sayede eskiden beri çok sayıda maden yatağı bulunarak işletilmiştir. Bu minerallerin
yanında kalkozin (Cu2S) ve kovelin (CuS) gibi Cu’nun 1 ve 2 oksidasyon sayısı ürünleri de
yoğun bir şekilde gözlenebilir.
Bunun altındaki sementasyon bölgesinde (Şekil 6.6/II), yer altı su düzeyi bölgesinde,
metaller aktiflik sırasına göre çökelirler. Fe, sülfat (FeSO4) olarak bölgeden uzaklaşır. Buna
karşın bakır, sülfit olarak çökelir. Bununla ilksel kalkopiritin yerini Cu’ca daha zengin
kalkozin, kovelin ve bornit (Cu5FeS4) alır. Buradaki bazı önemli tepkimeler şöyledir:
14CuSO4+5FeS2+12H2O → 7Cu2S+5FeSO4+12H2SO4
kalkozin
6.23
7CuSO4+4FeS2+4H2O→7CuS+4FeSO4+4h2SO4
covelin
6.24
Bu elektrokimyasal tepkimelerle özellikle yağışlı bölgelerde ekönomik önemi büyük yataklar
oluşabilmekte ve eskiden beri işletilebilmektedir.
6.3.5 Sorpsiyon, kolloidler ve iyon alış-verişi
Sorpsiyon (soğurma), bir maddenin başka bir madde tarafından alınması demektir. Adsorpsiyon, absorpsiyon, ve kemosorpsiyon gibi çeşitleri vardır. Jeokimyada önemli olan adsorpsiyonda (yüzeye tutumma) gaz veya eriyik halindeki bir madde katı bir maddenin yüzeyinde,
kimyasal tepkimeye girmeden, çökelir. İyon alış-verişi olduğunda adsorbe eden maddenin
yüzeyinde değişmeler meydana gelir.
Geçici olan adsorpsiyonun nedenleri kuvvettli çekim, yüksek derişim veya basınçla iyon
değişimidir. Burada bir madde diğer bir madde tarafından kimyasal tepkime olmadan seyreltilir veya içine alınır (etkisi azaltılır).
Kolloidler, çeţitli cinsten 10-3 ile 10-6 mm arasında tane boyuna sahip maddelerdir. Bunlar
tedricen gerçek eriyiklerden süspansiyonlara geçiş sağlarlar. Kolloid parçacıkları yayılım
ortamı veya eriyiği tarafından ayrılırlar. Başlıca çeşitlerine katı/gaz (duman), sıvı/gaz (buhar,
sis) ve sıvı/sıvı (emülziyon) örnek verilebilir. Sedimantasyon olayları için katı/sıvı sistemleri
önem taşır. Bunlar da sol, jel ve pasta diye sınıflara ayrılımaktadır.
Sol, parçacıkları katı, dağılma ortamı sıvı olan maddelerdir. Dağılma ortamı su olanlara
hidrosol, gaz olanlara da aerosol denir.
jel, daha katı olduğundan, zor akar (asıltı). Taneler oldukça incedir, sıvı içinde ağsı yapı oluşturan maddelerdir. Pastalar ise, içindeki parçacıkların derişimi yüzünden akmıyan, plastik kil
gibi, bir sistemdir. Kolloidler,
a) Büyük parçaların ufalmasıyle,
b) Küçük parçacıkların (moleküllerin, iyonlarin) birleşerek büyükçe parçacıkları meydana
getirmeleriyle oluşurlar.
Deneyler ikinci olanağın daha önemli rol oynadığını göstermiştir. Bunlar kristal oluşturabildikleri gibi, amorf da olabilmektedirler. Kristaller özellikle anorganik kolloidlerden oluşurlar.
Kolloidler suda ters özellikte iki gruba ayrılırlar: Hidrofil (suseven) 1. grupla su molekülleri
arasında kuvvettli bir çekim kuvveti vardır. Su, kolloid özelliğin korunmasına yardım eder.
Hidrofob (susavar) 2. grupla su molekülleri arasında hiçbir çekim kuvveti bulunmamaktadır.
Dolayısiyle daha daha iri tanelidir ve kolay erirler. Dış koşulların değişmesiyle
dağıldıklarında yeniden oluşamazlar. Hidrofillerde bu mümkündür. Örneğin, Al(OH)3
hidrofil, SiO2 hidrofobtur.
Kolloid parçacıklarının etrafında bir elektrik alanı bulunur. Bu alan ya parçacığı saran ortamın
iyonlarının çekiminden (adsorpsiyon), ya da parçacığın kendi iyonizasyonundan kaynaklanmaktadır. Parçacıkların bir kısmı, ortama bağlı olarak pozitif, bir kısmı da negatif yüklü
olabilmaktadır. Bunların bazıları örnek olarak aşağıda verilmiştir:
Pozitif yüklü kolloidler
Al(OH)3
Fe(OH)3
Cr(OH)3
TiO2-Hidrat
ThO2-Hidrat
ZrO2-Hidrat
Kil mineralleri
Negatif yüklü kolloidler
SiO2
Fe(OH)2
V205-Hidrat
MnO2-Hidrat
Humus kolloidi
Sülfid solü
Kuramsal olarak tüm kolloidler dayanıksızdır. Elektrik yükleri kolloid durumunun korunmasını sağlar, ancak elektrolit olmıyan bir ortam gerektirirler. Bazıları çok geniş bir fizikokimyasal etki alnında da dayanıklıdırlar.
Jeolojik olaylar için özellikle kolloid şekilde kalanlar önemlidir. Organik olanlar bunların
önemli bir kısmını oluşturmaktadır. Yaptıkları en önemli görev, başka yollarla taşıması mümkün olmıyan çeşitli anorganik kolloidlerin uzak mesafelere taşınmasını sağlamaktır.
Humus bu tip kolloidlerdendir. Çok yaygın olan, SiO2 kolloidinin taşınmasında bile bunların
rolü büyüktür. SiO2 genelde iyon eriyiği olarak ayrışır, taşınşr ve çökelir. Kolloid parçacıklarının en önemli özelliklerinden biri başka parçacıkları adsorpsiyon yoluyla bağlamaktır.
Adsorpsiyonun Van der Waal ve kimyasal bağ çeşitleri ayırdedilmektedir. Bunların ikisi de
paralel gerçekleşe-bilmektedir. Birincisi gevşek, ikincisi sıkı bağlanmayi sağlır. İyon alışverişi de olabilmektedir. Tane büyüdükçe adsorpsiyon azalır. Eğer adsorbe edilen parçacık
(madde), adsorbe edenle zor eriyen bir bileşik teşkil ediyorsa, adsorpsiyon kolaylaşır. Öte
yandan adsorpsiyon derişimle artar ve yüksek yüklü iyonlar öncelikle adsorbe edilirler.
Adsorpsiyon vasıtasıyle iyonlar doğal sulardan alınırlar. Örneğin, K+'un montmorilinitten illit
oluşuncaya kadar adsorbe edilmesi gibi. As, Mo ve S kompleksleri de eriyiklerden tercihen
alınırlar. Bu nedenle bu elementler Fe ve Mn sedimanter yataklarında zenginleşirler. Suların bunlardan arınması da denizlerin doğal olarak bazı zehirlerden korunması anlamına gelir.
Bu toplanma sayesinde hidrosfer jeolojik tarih boyunca büyük miktarda Cu, Se, As ve Pb
gibi toksik maddelerden korunabilmiştir.
Örnek 6.1
Galenitte (PbS), Ag1+ ve Sb3+’nın Pb2+ ile yer değiştirme eşitliğini yazınız.
Çözüm: Ag1++ Sb3+→2Pb2+
1+3 = 2.2
4=4
ile yükler eşitlenmiş olur.
Alıştırma 6.1
V3+ (r=74 pm, EN: 1,35 V), Zn2+ (r=74 pm, EN: 1,6 V) ve Cu2+ (r=72 pm, EN: 2,0V)’dan hangisi öncelikle
kristal kafesine alınır? (Yanıt: 1. V, 2. Zn, 3. Cu).
Kaynakça
1.Belousova, E. A., Griffin, W. L., O’Reilly, S. Y. ve Fisher, N. I., 2002: Apatite as an indicator mineral for
mineral exploration: trace-element compositions and their relationship to host rock type. J. Geochem.
Explortaion 76/1, 45-69.
2.Jacobshagen, V., Arndt, J., Götze, H.-J., Mertmann, D. ve Wallfass, C. M., 1999: Einführung in die
geologischen Wissenschaften. Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 432 s.
3. Kaufmann, H. ve Jecklin, L., 1969: Grundlagen der anorganischen Chemie. Birkhaeuser, Stuttgart, 143 s.
4. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enke-Verlag, Stuttgart, 340 s.
5. Okrusch, M. ve Matthes, S., 2005: Mineralogie. Springer-Verlag, Berlin, 526 s.
6. Möller, P., 1986: Anorganische Geochemie. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg, New York Tokyo, 326 s.
7. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke-Verleg, Stuttgart, 675 s.
7 UYGULAMALI JEOKİMYA
7.1 Jeokimyasal arama ve inceleme yöntemleri
Jeokimyasal arama ve inceleme çalışmalarından amaç, belli element veya hammaddeler bakımından ümitli sahaları yüzeyde saptamaktır. Bunun için çalışmalara yüzlekte yarma açmak, oluşuğa işaret eden veya farklı olan yerleri ve özelliklerini saptamakla başlanır. Sadece
yönlendirici amaçlı bu çalışmaların sonuçlarından büyük kesinlik beklenemez.
Son yıllarda jeofizik yöntemleri yerine gittikçe artan oranda jeokimyasal arama çalışmaları
uygulanmaktadır. Jeokimyasal rama çalışmalarının esası, bir yatakta veya bölgede
zenginleşmiş elementlerin çevrelerine de yayılmış olmaları ilkesine dayanmaktadır. Sırf
bu amaç için geliştirilmiş analiz yöntemleriyle ümitli sahalarda ve yakın çevrelerinde ekonomik derişimde olmıyan çok ender eser elementlerin dahi (Hg, As ve Sb) 1 ppm’den düşük
değerleri de saptanabilmektedir. Bu elementler iz sürücü element olarak da kullanılmaktadır.
Çünkü bunların değişimi ana elementlerinkinden daha belirleyicidir (Govett, 1997).
Jeokimyasal araştırmalarda yerin en üst tabakalarından veya bunların çok az derinliklerinden
(1 m) birkaç g kayaç malzemesi alınmaktadır. Akarsu sedimanları, su, gaz, bitki ve külleri
de örneklenebilmektedir (Şekil 7.1). Su örnekleri genelde hemen yerinde kolorimetrik olarak
analiz edilirler. Kayaç örnekleri için bugün artık uçan (helikopter) veya sürülen (minibüs)
gezici laboratuvarlar ve taşınabilen aygıtlar (RFA, X-RD, UV) yaygınlaşmıştır. Bunlar örneklerin arazi çalışmaları sırasında hemen değerlendirilmesini ve çıkan sonuçlara göre çalışmaların planlanmasını ve yönlendirilmesini sağlamaktadır. Aynı zamanda çok miktardaki örnek
malzemesinin taşınmasını da gereksiz kılmaktadır.
Yer bilimleri araştırmalarında, örnek almaya geçmeden önce, çalışmaların amacı, kapsamı ve
yöntemlerinin ayrıntılı tanımlanması gerekir. Bunun için yapılacak çalışmalar, örnek almadan
elde edilecek sonuçlara kadar olan hazırlama, işleme ve analiz aşamalarının tümü belirlenir,
ana kitle (matriks) ve derişim sınırları saptanır. Bir atık yığınının metal içeriklerinin analizi
için örnek alma, bir hayvanın ciğerindeki eser elementlerin analizi için örnek alma farklıdır
(bak. 3213 sayılı Maden Yasası ve ilgili örnek alma yönetmelikleri). Örnek almak sorumlu bir
iş olduğundan, kesin kurallara bağlanmıştır. Örneğin, doğal taş ve topraklardan örnek almak
için TS EN ISO/IES 17025, su için TS EN ISO 5667-3 ve gazlar için de TS EN ISO 10882-2
normları geçerlidir.
Bitki

BİTKİ JEOKİMYASI
Toprak seviyeleri
A
B
C




TOPRAK JEOKİMYASI
SU VE
MİNERAL
JEOKİMYASI
Örtü tabakaları
Ayrışmış
Birincil kayaç
Ayrışmamış
ATMOSFER VE
ÇEVRE
JEOKİMYASI
KAYAÇ JEOKİMYASI
Cevher

Şekil 7.1
Jeokimyasal arama yöntemlerinin uygulanma alanları.
Alınan bir katı madde örneğini uygun bir yöntemle analiz edilebilir hale getirilmesi için
sıvılaştırılması (atomik absorpsiyon), bazı eser elementlerce zenginleştirilmesi (eser element
analizi), ayrılması (faz/mineral analizleri) ve hatta gaz haline getirilmesi gerekebilir (hidrit
analizi). Ancak bu saptamalardan sonra spektroskopi, titreleme veya başka uygun bir analiz
yöntemi seçilebilir. Bunların sonuçları artık bir maddenin varlığı, derişimi ve değişimi
hakkında bilgi veren nitel veya nicel verilerdir. Bunlarla sonuçların hata payı ile yöntemlerin
uygunluğu saptanabilir ve kritik değerlendirilebilir. Çok ileri düzeydeki teknik donatıma
rağmen bugün de maddeden doğrudan analize varmak olası değildir.
7.2 Örnek alma
Örnek alınması ve hazırlanması jeokimyanın temelini oluşturur. Bunun yanında mükemmel
bir kimyasal analiz yöntemi de onun kadar önemlidir. Örnek alımındaki hatalar yanlış
verilere, dolayısıyla yanış sonuçlara götürür ve hazırlanmasındaki bu hatalar çoğu kez
görülmezler. Yanlış sonuç ve kararlara varmamak için örnek alınmasına (tazelik, yer v.s.),
hazırlanmasına ve analiz edilmesine büyük titizlik göstermek şarttır. Örnek alma çeşitleri,
yöntemleri; örnek miktarı ve sayısı jeokimyasal çalışmanın amacına göre değişir (Wilke,
1975).
Örnek, bir bütünü temsil eden parça olduğundan, jeolojik koşullara matematik ve istatistiksel
ilkelere uygun olarak alınır ve bileşimleri mümkün olduğu kadar değişmeden analize hazır-
lanır. Hazırlama sırasında özellikle dikkat edilecek hususlar organik maddeler, kurutma, sedimanlarda kapanım sıvıları ile suda eriyen tuzların ayrılması, karbonat ve silikatlarda asitlerle bazı minerallerin ayrılması gibi işlemlerdir. Örnek alma yöntemleri çok yönlüdür ve
amaca göre değişir. Katı maddelerin örnek çeşitleri ve alma yöntemleri aşağıda özetlenmiştir.
Şekil 7.2 G’de örnek alma ve hazırlama safhaları görülmektedir.
Örnek malzemesinin alınması için kullanılabilen yöntemlerin çeşitliliği değişik örnek gruplarının ve çeşitlerinin yaygınlaşmasını ve gelişmesini sağlamıştır. Örneğin, açık yüzeylerin
örneklenmesi, maden yataklarının içinin örneklemesinden farklıdır. Örnek alma değişik şekil
ve ilkeler doğrultusunda sınıflandırılmaktadır. Örneğin, düzenli veya düzensiz örnek alma
gibi. Düzenli örnek almada çalışmanın amacına ve hammadde çeşidine göre belli ilkelere
bağlı kalınarak örnek alınır. Örneğin, ağ şeklinde belli aralıklarla örnek alma gibi (Şekil 7.3).
Düzensiz örnek almada ise, rastlantısal örnek alınır. Bilinmiyen araştırma bölgelerinde uygulanır. Yaygın örnek alma yöntemleri aşağıda özetlenmiştir (ayrıntılar için bak. Çelebi, 2006):
I. Alınış yöntemlerine göre örnek alma
a) Düzenli
b) Düzensiz
II. Alındıkları yere göre örnek alma (Ia)
a) Parça
b) Nokta
c) Oluk
d) Karot
e) Kırıntı
f) Özel örnek
g) Gözlem ve fiziksel özelliklere göre örnekleme
III. Temsil ettikleri yere göre örnek alma (Ib)
a) Tek
b) Karışık
c) Grup
d) Küme örneği.
Şekil 7.2
Örnek alma ve analize hazırlama (Schwedt, 1996).
7.2.1 Düzenli örnek alma
Yaklaşık düzenli jeolojik yapılarda eğim ve doğrultuya dik kesitler şeklinde alınır (Şekil 7.3
ve 7.4). Bu şekilde alınan örnekler ayrıntılı çalışmalara daha uygun olabilmektedir. Örnek
alıcısının sübjektif etkisinden az etkilenirler. Bu nedenle güvenirlik dereceleri yüksektir.
a) Parça örneği: Mostradan koparılan sistematik olmıyan örnektir. Renk, kristal yapısı ve kayacın tazeliği çok yanıltıcı olabilir. Alıcının etkisi büyük olmakla beraber, ucuzluğu nedeniyle, bu örnek alma yöntemi bazı kurumlarca en iyi örnek alma yöntemi olarak kabul
edilmektedir.
b) Nokta örneği: Geometrik olarak kesitlere veya alana dağıtılan noktalardan alınır (Şekil 7.3
ve Şekil 7.2 H.).
a
b
c
Şekil 7.3
Maden yataklarından düzenli örnek alma şemaları (nokta örnekleri). Taralı kısım, kömür veya cevher damarıdır.
a, Oluk örnekleri, b ve c, nokta örneği yüzeyleri (Gocht, 1983).
c) Oluk örneği: Belli aralıklarla mineralizasyona açılan yarıklardan alınan örneklerdir.
Örneğin, 3x10x100 veya 1/2x3x10x200 cm boyutundaki dikdörtken veya üçken prizma
şeklinde, doğrultu ve eğime dik açılan yarıklardan alınırlar (Şekil 7.4). Örnek miktarı
önemlidir. Örneğin, 8-10 kg örnek miktarı, olası hata oranını düşürebilir.
31
32
33

58

5m

59
60
2,5 m
 a
b
_____ ___
___ ________
/////////|_|///// c
/////\ /////////////// d
Fc=2x5 cm, Fd=3x6x1/2 cm (Fc =Fd 10 cm2)
Şekil 7.4
Oluk örneği yerleştirme şekilleri ve boyutları. a, Yatay cevherleşmede dikey oluk; b, Dikey (homojen) cevherleşmede yatay oluk. c, Yumuşak cevher veya kayaçta, d, Sert cevher veya kayaçta oluk şeklini göstermektedir.
d) Karot örneği: Sondaj karotları boyunca baştan sona kadar (düzensiz cevherleşmelerde) veya gerekli görülen derinliklerden alınır (Şekil 7.5). Kısa bir protokolle tanımlandıktan sonra, karbonatların asitle işlemi, UV, t seti ve renk reaksiyonları gibi, yarılanarak arşivlenirler. Karotun sondajdaki yeri belli olduğundan, çok önemlidir. Karot
veriminin v > % 80’den büyük olması gerekir.
Şekil 7.5
Sondaj karotları (alüvyon). Boyuna yarılanarak örnek alınır (sandık boyu ~ 1 m).
e) Kırıntı örneği: Sondaj kırıntısından alınır. Sondajdaki yeri kesin belli olmadığından, sadece formasyonların belirlenmesinde kullanılır. Ait oldukları sondaj derinlikleri, uzayda
sistematik dağılmış olduklarından, büyük yararlar sağlarlar. Her sondajdan alınan kırıntı
örnekleri bir oluk örneğine benzetilebilir. Ancak sondajların da oluk gibi cevher doğrultusuna dik olması gerekir. Örneğin, kurutulması ve yarılanması (<2 kg) zaman alır.
f) Özel örnek: Jeokimyasal çalışma gereği çeşitli metotlarla alınır. Örneğin, karot içi örneği
(sıvıdan etkilenmeden spiral ile alınır) ve tanımlanmış mineral örneği (dişçi matkabı ile) v.
s. gibi.
g) Gözlem ve fiziksel özelliklere göre örnekleme: Bu örneklemeye ağsı ve damar tipi
cevherleşmelerde belli uzunluk veya alan içindeki cevher veya değerli madde oranının
ölçülerek hesaplanması örnek verilebilir. Manyetizma (manyetit, ilmenit), iletkenlik
(sülfürlü cevherleşmeler), flüoresans (şelit, flüorit), fosforesans (fosfatlar) ve radyoaktivite
(U, Th) gibi özellikler de iyi sonuç verebilmekte ve sıkça yararlanılan yöntemlerdir. Bu
yöntemler ucuz ve kolaydır, ancak örnek alınmadığından, denetimi olanaksızdır.
7.2.2 Düzensiz örnek alma
Yol, dere ve tepe sırtları boyunca alınırlar. Bilinmeyen jeolojik yörelerde ve genel aramalar
için uygundur. Bu şekilde alınan örnekler, örnek alıcısının çok etkisinde olurlar. Dolayısı ile
güvenirlikleri dereceleri düşük kabul edilmektedir.
a) Tek örnek: Teker teker parçalar halinde, belli aralıklarla, az-çok homojen mineralizasyonlardan alınan örneklerdir. Burada örnek alıcısının rolü oldukça büyüktür (güzel örnek
almak gibi).
b) Karışık örnek: Mineralizasyonun tüm kesimlerinden alınır. Belli bir stratigrafik aralık,
veya mineralizasyon düzeyi gibi.
c) Grup örneği: Birkaç karışık örnekten meydana gelir. Örneğin, aynı stratigrafik aralıklara
ait örnekler birleştirilir, örnek miktarı büyütülür, ancak sayısı azaltılır.
d) Küme (yığın) örneği: Toplanmış kümelerden alınır. 5., 10. ve 12. kürek veya ölçek gibi.
İşletmelerde başvurulan bir örneklemedir.
7.2.3 Örnek sayısı ve miktarı
Alınacak örnek sayısı, aralıkları ve miktarları yapılacak çalışmanın kapsamına ve incelenen
sahaya göre değişir. Jeokimyasal özellikler hakkında bilgiler edinmek için en az 15-20 örnek
analizi gereklidir. Bu sınırlı bir analiz sayısından, örneklem denir. Örnekleme karşın örnek
evreni veya popülasyon, sonsuz örnek sayısı içerir. Jeokimyasal çalışmalarının çeşitli
safhaları için Çizelge 7.1’deki örnek sayı ve aralıklarının göz önünde bulundurulması yararlı
olacaktır (Şekil 7.2. H.). En iyi örnek aralığı varyogramlarla bulunur (bak. Çelebi, 2004).
Çizelge 7.1
Çeşitli jeokimyasal arama aşamaları için önerilen kesit ve örnek aralığı ile örnek sayısı (Rösler ve Lange, 1976).
Arama safhası
Ölçek
Bölgesel arama
1:106-2.105
İnceleme safhası
1:105-25.103
Değerlendirme safhası 1:104-1.103
Kesit aralığı
[km]
10-1
1-0,25
0,1-0,01
Örnek aralığı
[m]
100-50
50-20
20-5
Örnek sayısı
[1/km2]
1-10
80-200
500-20.000
Örneklerin değerlendirilmesi için element içerikleri veya içirimleri (tenörleri) en önemli etkendir. Bunlar örnekler arasındaki dağılım yasalarını gösterirler. Bu sonuçları düzenli (eş
yönlü = izotrop, ayrı yönlü = anizotrop) ve düzensiz dağılımlar (devirli, düzensiz) olmak
üzere iki grupta toplamak mümkündür. Bu gruplandırma incelenen alanın, örneğin bir maden
yatağının, morfolojik şeklini belirlemeye yararlar. Bu, bir maden yatağı incelenmesinin ne
kadar masraflı olabileceğini önceden tahmin edilmesi için gereklidir. Genelde düzensiz dağılımları nedeniyle damar tipi yataklar, magmatik ve sedimanter yataklardan daha masraflı
olmaktadır.
Ölçülen örnek miktarları da önemlidir. Bir örnek kısmı ne kadar çoksa, özgün maddeye ne
kadar benziyorsa ve ne kadar çok ölçülecek element içeriyorsa, sonuç o kadar az hatalı olur.
Bunun tersi daha çok hata payı içerir, dolayısiyle güvenirlik dereceleri düşer.
Örnek almada alınacak örnek sayısının ve miktarının matematiksel bir tanımı bulunmamaktadır. Ancak örneklerden elde edilen sonuçların istatistiksel yöntemlerle incelenmesinde
değişkenlik katsayısı v’den (variation),
s
v= .100 [%]
x
7.1
yararlanılabilir (s, standart sapma; x , ortalama değer). Buna göreceli standart sapma da
denir. Sakıncası, ilk veriler (s ve x ) için ön çalışma gerektirmesidir. Buna göre dağılımlar,
v < 20
çok düzenli,
20 < v < 40 düzenli,
40 < v < 80 düzensiz ve
v > 80 çok düzensiz
olarak sınıflandırılabilirler. Buradan da alınacak örnek sayısı tahmin edilebilir. İstenen kesinlik derecesine (P) veya hata payına (α=100-P) göre en az örnek sayısı n yaklaşık hesaplanabilmektedir. Bu amaçla,
n=(v.t/P)2
7.2
formülü kullanılır. t, normal dağılım için t sınamasının örnek sayısına bağlı bir kat sayısıdır.
Örneğin, P = % 95 kesinlik derecesi için t=2’dir (GDMB, 1980).
Buna dayanarak en az örnek miktarı da [kg],
mmin=0,06.a
7.3
ifadesiyle bulunabilir (a, en büyük tane boyu [mm], bak. Şekil 7.2 I.).
Bir maden yatağında açılacak sondajların her biri aynı zamanda birer örnek sayılabileceğinden, açılacak en az sondaj sayısı da bulunabilir (aynı zamanda bak. Çelebi, 2004).
Örnek 7.1
9 sondajın açıldığı Pınarbaşı (Bulam)/Adıyaman Maden Yatağı’nda % 90 kesinlik derecesi olan rezervlerin
bulunması istenmektedir (P=% 90 kesinlik, α = ±%10 hataya karşılık gelir). Açılan sondajlarla yatakta x =24,65
Fe [%] hesaplanmıştır. Bu değerin standart sapması s = ±15,67 Fe’dir [%]. Bu kesinlik derecesi için t testi
(cetvelden) 1,691 değerini göstermektedir (±10 hata payı=±0,1). Buna göre gerekli sondaj sayısı (6.2; Çelebi ve
diğ., 2004 ve Büyükkıdık, 1984),
n=[(15,67/24,65) (1,691/0,1)]2
=(0,64.16,91)2
=10,822
=117
bulunur. Sonuç, düzensiz bir cevherleşmeyi (v=0,64) ve 117-9=108 sondajın daha yapılması gerektiğini
göstermektedir. Aksi taktirde bu yatakta kesin rezerv olmıyacaktır.
Alıştırma 7.1
Örnek 7.1’i P=% 95 (t=2) için yeniden hesaplayınız.
7.2.4 Örneklerin analize hazırlanması
Örnek miktarı amaca göre değişmekle beraber uygulamada 1-2 kg kadar alınır. Yarılanan
örneğin yarısı analize, yarısı da arşive gönderilir. Örnekler hazırlanırken çeşitli etaplardan
geçirilerek öğütülür. Öğütme önemli bir işlemdir. İnce öğütme (<0,063 mm) için çeşitli
aletler (öğütücüler) kullanılır. Bunların önemlileri laboratuvar kırıcıları, çeneli ve konik
kırıcılar (kaba kırıcı) ile tokmaklı, bilyalı veya çubuklu öğütücülerdir (ince öğütücü). Bu
aletlerden çeşitli oranlarda, çok az da olsa, aşınma ile bir karışma olabilmektedir. Ana elementler için önemli olmıyan bu karışımlar, iz elementler, örneğin Co, Ni ve Ti, için önemlidir
ve öğütücü seçiminde dikkate almak gerekir. Tane iriliğine göre elenerek sınıflara ayrılan
örneklerde elek yapısına da dikkat edilmelidir. (örneğin, perlon elekler tercih edilebilir).
Bazen tam kayaç (bulk) analizleri yanında tek mineral analizleri gerekebilir. Bu amaçla mineraller birbirinden manyetik ayırıcılarla manyetik özelliklerine göre, yüzdürme, ağır sıvı ve
sedimantasyonla özgül ağırlıklarına göre sınıflandırılırlar. Bu işlemler sırasında mineral tane
serbestleşmesine, yani tanelerin birbirinden ayrıldığı büyüklüğe, mutlaka dikkat etmek gerekir. Yan kayacından ayrılamıyan değerli hammaddenin ekonomik önemi olamaz. Çoğu
zaman birkaç g değerli bir hammadde kazanmak için birkaç kg, hatta birkaç t kayaç veya
cevher öğütmek gerekir. Minerallerin manyetik özellikleri (süseptibiliteleri) ve özgül
ağırlıkları çeşitli kaynaklardan alınabilir (Şekil 7.6). Ağır sıvı ayıraçları ve özellikleri için de
aynı kaynaklardan yararlanılabilir. Bitki, sıvı ve gazlardan örnek almak özel bir konudur.
Bunlara değinmek, bu notların kapsamını aşar (Brooks, 1995).
7.3 Analiz yöntemleri
7.3.1 Genel bakış
Bir analitik ölçme ilkesinin temeli tanımlanmış bir kimyasal parçacıktan geçen belli dalga
boyundaki ışığın soğurulması gibi doğal yasalardır. Bir analitik işlev genelde birkaç adımdan
meydana gelir. Böylece incelenen madde ve özellikleri hakkında, önceden belirlenen hedefler
doğrultusunda, çeşitli bilgiler elde edilir.
Jeokimyada element (bileşen) ölçme yöntemleri oldukça önemlidir. Analiz yöntemleri klasik
yaş kimya ve aletsel analiz yöntemlerine ayrılır (Şekil 7.7). Yaş kimya yöntemlerinden gravimetri (ağırlık ölçme, örneğin, CaCO3’e HCl ekleme) ile volümetri (titreleme) sade ve güvenilirliklerinden dolayı kabul görmektedirler. Bunların tamamlayıcıları olarak microprobe
(nokta) ve faz (mineral) analizleri de kullanılmaktadır. Aletsel analiz yöntemlerinin en önemli yöntemi emisyon spektral analizidir (ışığın yayılması veya soğurulması). Ayırma yöntemleri sıvı-sıvı, katı-sıvı gibi faz ayırma işlemine (kromatografi) dayanır. Elektriksel (elektro-)
analiz yöntemleri, elektrik akımı kullanılarak yapılan yöntemlerdir.
Şekil 7.6
Örneklerin analize hazırlanması: a) Manyetik ayıraç ilkesi, b) Manyetik ayıraç aygıtı ve c) Yüzdürme-batırma
(flotasyon) hücresi çalışma şeması.
Mikro kimyasal analizler pratikte az uygulanırlar. İyi tarafı arazide de uygulanabilmesi ve
0,1 g kadar örneğin bile analize yetmesidir. Klasik renklerinden öğütülmemiş bir örnek
parçasında örneğin, kalsit ve dolomit veya feldspatla plajiyoklas ayırdedilebilmektedir.
Analiz yöntemi seçiminde analizcinin örnekler hakkında muhakkak bilgi sahibi olması gerekir. Aynı zamanda örnek tipi, beklenen elementler, yaklaşık derişimleri ve örnek alma ile
hazırlama sırasında olası hata paylarını da en azından tahmin edebilmelidir.
Analiz yöntemi seçiminde en önemli faktör aranan element ve derişimidir. Zira her metodun
elemente ve element topluluğuna göre değişen minimum saptama derişimleri vardır. Bazı
yöntemler ana element analizi (yaş kimya analizleri gibi), bazıları da iz elementler (örneğin,
spektral analiz) için uygundur veya ancak onları analiz eder. Genelde çok duyarlı yöntemler
ana element analizlerine uygun değildir.
Elementlerin tayin sınırları elemente ve yönteme göre değişmektedir. Normal koşullarda 10-4
ppm'e (0,1 μg/kg), özel yöntemlerle 10-12 ppm'e (1 ag/kg; a = atto = 10-18) de inilebilmektedir.
Analiz değerleri (içirim = tenör) öncelikle g/g, ml veya mol cinsinden verilir. Ölçüm sayısı p
ile gösterilecek olursa, duyarlılık üslü kemiyet olarak 10p olur. Buna göre ana elementler 10-2
(= % = 1/100) ile; eser elementler ppm (part per million = g/t = 10-6 = % 10-4) veya ppb (part
per billion = mg/t = 10-9 = % 10-7) ile gösterilir. Yaygın analiz yöntemleri Şekil 7.7'de verilmiştir. Bunların tümünün burada açıklanması mümkün değildir. Bu nedenle daha sıkça kullanılan bazı yöntemler üzerinde durulacaktır.
Şekil 7.7
Analiz yöntemleri sistematiği (Schwedt, 1996).
7.3.2 Kimya- ve fizikokimyasal analiz yöntemleri
Yaş kimyasal analiz yöntemlerinin en önde gelenleri Gravimetri ve volümetridir. Özellikle
SiO2 ve Al2O3 seri şekilde ve yeteri kesinlikle volümetrik saptanmaktadır. Fe, Ca, Mg ve Al
elementleri ve Fe2+ ile Fe3+ gibi iyon analizleri öncelikle bu yöntemle yapılmaktadır. Bu yöntemlerin ayrıntılarına burada inilmiyecektir. Gerektiğinde özel analitik kimya kaynaklarına
başvurulmalıdır.
7.3.3 Aletsel analiz yöntemleri
Aletsel analiz yöntemleri özel ölçüm tekniklerini ve aygıtlarını gerektirirler. Çoğu kez bunlar
için bilgisayara gereksinim duyulur. En yaygın kullanılan atomik absorpsiyon spektrometresi
(AAS) bir klasik iz element tayin yöntemidir. Bu gün bu ICP (inductively coupled plasma) ile
birleştirilmiştir. Buna paralel olarak laser ablation gibi yeni yöntemler de önem kazanmaktadır.
7.3.3.1 Soğurma (atomik absorpsiyon)
Atomik absorpsiyon spektrometresi (AAS), jeokimyanın en önemli analiz aygıtıdır. Dünyada
yapılan analizlerin yaklaşık yarısı bu yöntemle gerçekleşmektedir (Gundlach, 1981). Özellikle
jeokimyada önemli olan alkali (K, Na), Toprak alkali (Mg, Ca, Sr, Ba), ağır metaller (Fe, Ni,
Co, Mn, Cu, Pb, Zn) ve özel donatımla (grafit fırını) Hg, As, Se ve Pt gibi elementler için de
uygundur.
Bu yöntemde çözülmüş sıvı örnek maddesi yüksek sıcaklıktaki (2.550 K) bir alevin içine
püskürtülür (Şekil 7.8). Isı, moleküller arasındaki kimyasal bağları bozarak atomların serbestleşmesini (atomize olmasını) sağlar. Alevin içinden bir görünüm veya morötesi ışın (rezonans
ışın) geçirildiğinde atomlar bunları soğurur (soğurur) ve tayf veya çizgiler oluşur. Her elementin çizgisi yaydığı ışının dalga boyu ile orantılı olduğundan, elementler tespit edilebilir.
Işın kaynağı olarak katot lambaları kullanılır. Bunlar ayırtkan ışın üretirler (her element için).
Anottan katottaki maddeye enerji verildiğinde, ısınan katottaki element atomunun dış yörünge
elektronları bir üst enerji seviyesine yükselirler. Enerji kesilip eski yörüngelerine döndüklerinde, aldıkları enerji serbestleşir. Atom ne kadar çoksa, o kadar ışın soğurulur. Bu da elementin örnekteki miktarıyla uyumludur.
Bu yöntemin üstünlükleri, yüksek tespit sınırı (duyarlılığı), bozucu etkenlerin olmayışı, hızlı
oluşu, az örnek miktarı, çok sayıda elementi (ağır elementi) analizi etmesi ve aletin basit oluşudur.
Lamba
Mercek Sektör Alev
Püskürtücü
Güç kaynağı
Emisyon kısmı
Mercek
Yarık Tayf seçimi
Algılayıcı
Sayaç
Kapilar sıvı
Gaz
Örnek
Absorpsiyon kısmı
Ayar kısmı
Şekil 7.8
Atomik absorpsiyon spektrometresinin şematik yapısı (Rösler, 1988).
Fotometrik kısım
7.3.3.2 Laser ablation
Laser’ler, yoğun ve keskin demetlenmiş monokromatik ışık üreten aygıtlardır (LASER, light
amplification by stimulated emission of radiation, Şekil 7.9, 1.). Nd-YAG katı madde ve
eximerlaser (UV) gibi türleri bulunmaktadır. Bunlar hem tüm kayaç, hem de mikro alan
analiz maddelerinin nitel ve nicel analizi için buharlaştırılmasına yararlar. Analiz için ışın
katı madde örneğinin 10-400 μm çapında bir noktasına odaklanır (Şekil 7.9, 3.).
Buharlaştırılan kayaç örneğinde analiz edilecek bir element, odaklanan bir laser ışını ile
atomize edilerek (~1012W/cm3 enerji ile atom veya iyon haline getirilerek) hızlandırılırlar (10100 eV/iyon, Şekil 7.9, 2.). Bu atom veya iyonlar atomik absorpsiyon (AAS), optik
emisyon spektrometrisi (OES), laser spektrometresi (LEI, laser enhanced ionisation) veya
kitle spektrometresine (MS) gönderilebilmektedir. Elde edilen sinyal yoğunluğu, analiz
edilecek element derişimi ile orantısından yararlanılarak analiz yapılır.
Örneğin buharlaşması ile oluşan atom bulutundan frekansı analiz edilecek elementin rezonans çizgilerine ayarlanmış bir laser ışını geçirilir. 3 temel ilke ile analiz edilecek maddeden
geçen bir absorpsiyon analizi (LAAS, laser atom absorption spektrometry), flüoresans (LIF,
laser indüklenmiş flüoresans), iyonizasyon ürün iyonu veya elektronları ışını elde edilir. Bu
iyonizasyonda termik parçacıkların çarpışması (LEI, laser enhanced ionisation), elektrik
alanı (FILS, feld ionisation laser spektrometry) ve foto iyonizasyonu (RIS, resonance ionisation spektrometry) ayırt edilmektedir. İyonizasyonun son türü kitle spektrometresi ile kesintisiz izotop ölçümünde kullanılmaktadır (RIMS, resonance ionisation mass spektormetry).
Şekil 7.9
Laser spekrometresi (1. ve 2., Schwedt, 1996) ve şematik çalışma ilkesi (3.).
Laser spektrometrelerle katı maddeler (~100 MW/cm2) hızlı, ucuz ve hiçbir şey bulaşmadan
analize hazırlanırlar. Yöntem, örnek hazırlamayı gereksiz kılmakta ve 3 boyutlu bileşen
dağılımı hakkında da bilgi sağlamaktadır. Bu, analitikte büyük önem taşır. Bu nedenle laser
ile katı maddelerden dilimler halinde ve gerektiği kadar madde (target) kazılması çok kısa
sürede uygulamaya konulmuştur (dilimin kazıldığı maddeye substrat, toplandığı kaba da
recipient denir). İlk önce laser, kazılan maddenin iyonizasyonu ve uyarılmasında, ancak şimdi
yukarıda sayılan değişik analiz yöntemlerinde kullanılmaktadır.
7.3.3.3 Elektron mikroskopu
Elektron mikroskoplarında ışık yerine elektron demeti kullanılarak çözünürlük (görüntü)
elde edilir. İlke olarak optik mikroskopa benzer. Elektron demetini saptırmak veya odaklamak
amacı ile kullanılan mercekler, elektrostatik veya elektromanyetik merceklerdir (Şekil 7.9).
En sade elektrostatik mercek, iç içe eş eksenli iki silindir veya arka arkaya yerleştirilmiş iki
levhadan oluşur. Elektrik verilerek bu silindirler arasında bir potansiyel farkı yaratılır.
Potansiyele bağlı olarak merceklerin odak noktaları değiştirilebilir ve ayarlanabilir. Görüntü,
örnekteki atomların elektronlarının saçılımı ile oluşur ve optik mikroskopa karşın gerçek
görüntüdür. Bu nedenle gözlenen örnek kısmı flüor ışıl (flüoresans) üretilerek doğrudan gözlenebilir veya fotoğrafı çekilebilir. Ağır atomlar, elektronları daha kolay saçılıma uğrattıklarından, örnekteki ağır atom oranına göre görüntünün kontrastı (koyuluğu) da artar. Bir görüntü yaklaşık 500.000 defa büyütülebilir.
Elektron mikroskoplarının nokta (microprobe, MP, Şekil 7.10a), çarpma kuvveti (atomic
force microscope, AFM, Şekil 7.10b), taramalı (scanning electron microscope, SEM; bir
SEM görüntüsü Şekil 7.11’de görülmektedir) ve yüksek gerilimli gibi çeşitleri
bulunmaktadır.


Elektron kaynağı
Mercek
Mercek
Manyatik kondansör
merceği
Fotodiyot
Elektron ışını
Örnek aydınlatıcısı
Manyetik objektif
Yansıtıcı objektif
Röntgen ışını
Röntgen spektrografı
Ekran
Elektronik
ayarlar
Örnek
a
Örnek
Piezo
elektriksel ayarlar
b
Şekil 7.10
Elektron mikroskopu (EM) çalışma ilkesi. a, nokta EM (Rösler, 1988) ve b, çarpma kuvveti EM (Wickramasinghe, 1989).
Bunların her biri kendine özgü çalışma ilkelerine sahiptir. Örneğin, elektron tünelleme
(izolatörden elektron geçirme), laser kuvveti ve geçişli (transmission elektron microscope,
TEM) gibi. Bunların hepsi piezo elektrikle (kuvars kristallerinin basınç altında kutuplaşmasından yararlanma) çalışmakta, elektronik devrelerle kuvvetlendirilmekte ve nm veya atom
büyüklüğüne inebilmektedir (Wickramasinghe, 1989 ve Breuer, 1996). Örneğin, çarpma kuvveti mikroskopunda elmaslı uc örnek yüzeyine bir atom boyu kadar yaklaştırılarak elektronların örneğe geçişi sağlanır. Adını bu çarpma kuvvetinden alan mikroskopun çalışma ilkesi,
piezo elektrik esasına dayanır, örneklerin yüzey durumunu ve bileşimini saptamaya yarar.
Elektron mikroskopu ile örneklerin hem nitel, hem de nicel kimyasal bileşimi saptanabilmektedir. Ayrıca elementlerin dağılımları da tek tek yüksek bir ayırma gücü ile, ayarlanabilen
bir hat boyunca veya alanda (1 µm2) akım şiddetine göre saptanabilmektedir. Mineraloji ve
metalürjide sıkça baş vurulan bir inceleme yöntemidir. Elektron demetinin geçtiği yolda
vakum bulunması gerektiğinden, canlı örnekler elektron mikroskopta incelenemezler.
Nötron aktivasyon yöntemiyle tüm elementler en düşük derişimde dahi saptanabilmekte ve
ölçülebilmektedir. Örnekler bir atom reaktöründe nötron bombardımanına tabi tutulurlar. Bu
işlem sırasında ölçülmesi istenen elementin yeni oluşan izotopları γ ışını yayarlar. Bunların
elemente özgü yarılanma süresi ve enerjilerinden derişim ölçülür. Ancak bu yöntemin
uygulanması karışık donatımı nedeniyle sadece büyük araştırma merkezlerinde mümkündür.
Şekil 7.11
Taramalı (SEM) elektron mikroskopu geri yansıma elektron görüntüsü, Pınarbaşı (Bulam)/Adıyaman apatitli
manyetit yatağı (Çelebi ve diğ., 2005). Manyetit (açık gri) ve kuvarstan (koyu gri) oluşan matriks içinde apatit
(1), klorit (2/şamozit) ve muskovit (3).
Kütle (mass) spektrometre ile izotopların niceliğinin saptanması, organik bileşiklerin yapılarının belirlenmesi, gezların ve karışımların nitel ve nicel olarak çözümlenmesi araştırmalarında sıkça kullanılan bir analiz yöntemidir. Mineralojide özellikle izotop araştırmalarında
yararlanılır.
Kayaç ve cevher örneklerinin mineral bileşiminin saptanmasında röntgen difraktometre (XRD), kullanılmaktadır. Toz haline getirilen örneklerden X ışınları geçirilir. Her mineralin bir
X ışını kırma açısı bulunduğundan, ölçülen açıdan mineral tayın edilir. Eskiden kataloglarla
bulunan mineral, bugün otomatik olarak belirlenmektedir.
Bu anlatılan analiz yöntemleri laboratuvarlar için yapılan araç ve gereçlerdir. Bunlara paralel
olarak doğrudan doğruya arazide analiz yapan ve bu maksatla üretilen, taşınabilir aygıtlar da
bulunmaktadır. Arazide, yarmalarda, galeri ve sondajlarda, hafif karotlarda analiz yapma
olanağı yaygınlık kazanmaktadır. Bunların bazılarında radyoaktif izotoplar enerji kaynağı
olarak kullanılmaktadır (Cf, yapay Californiyum elementi gibi). Aynı zamanda radyoaktivite
de ölçülmektedir (γ-log, Geiger-Müller sayacı).
7.4 Jeokimyasal analiz sonuçlarının değerlendirilmesi
7.4.1 Standart örnekler
Analitik yöntemlerin ve yeni analizlerin denetimi için uluslararası laboratuvarlarda analizi
yapılmış kayaç örnekleri, jeokimyasal standart örnekler, kullanılır. Bunların belirleyici ana,
yan ve iz element miktarları ile izotop oranları kökensel karşılaştırılmada kullanılırlar. Kullanılan standart örneklerin başında G-1 (granit) ve W-1 (diyabaz) gelmektedir. Bu tip örneklerin sayısı 100'ü aşmaktadır.
Analiz sırasında önce standartlar analiz edilir. Derişimi belli standart örneklerin derişimine
göre daha hiç ölçülmemiş örneklerin derişimi okunur veya bulunur. Buna kalibrasyon
(ayarlama) denir. Eskiden bir x-y düzleminde çizilen D kalibrasyon doğrusundan absorbansa
(okunana değer) göre bulunan değerler, bugün bilgisayarla yapılmaktadır.
7.4.2 Matematik- ve istatistiksel yöntemler
Son yılların yer bilimlerindeki önemli gelişmelerden biri yer bilimlerinin matematikselleştirilmesi ve bilgisayarın yaygın kullanılmasıdır. Diğer bilim dallarına göre gecikmiş olan
bu işlev, hızla yaygınlaşarak geniş uygulama alanı bulmuştur. Bundan amaç, çeşitli
özelliklerin standardize edilmesi ve matematiğin kesin ifade tarzının yerleşmesidir.
Analizler sonucu elde edilen verilerin amaca uygun ve doğru olarak değerlendirilmesi şarttır.
Bunun için,
- Veri çeşidi ve seçilen değerlendirme yöntemini uygunluğuna,
- Jeokimyasal ve istatistiksel bağıntıların ortaya çıkarılabilmesi için uygun örnek alınmasına,
- Eksik veya gereksiz verinin toplanmamasına ve
- İstatistiki homojenliğin korunmasına
dikkat edilmesi gerekir.
Çoğu kez aynı maddeden çok özellik araştırılır. Bunları mümkün olduğu kadar azaltmak
yararlı olacaktır. Ancak özellikler arası bağıntılar bozulmuyacak veya ona göre inceleme
metodu seçilecek. Bu nedenle oranlar, karakteristik katsayılar v.s. alınmalıdır.
Verilerin matematiksel işlemlere tabi tutulabilmeleri için ilk önce liste ve çizelgeler hazırlanır.
Bunları sınıflara veya gruplara ayırmak, çalışmaları ve gözlemleri kolaylaştırır. İstatistik
yöntemlerinin temel öğeleri Şekil 7.12’de görülmektedir. Ayrıntılı bilgi için Çelebi (2004) ve
jeolojide kullanımı Tüysüz ve Yaylalı (2005) ile Davis (2002)’den yararlanılabilir.
7.4.2.1 İstatistiksel ölçütler
Bir araştırmacının en önemli görevlerinden biri, analiz sonuçlarını değerlendirmesidir. Bunun
için ilk önce hazırlanan bir liste ile önemli etkenler saptanır, inceleme yöntemleri ve yolları
seçilir. Bazı ölçütlerin, örneğin ortalama değerin, hesaplanması ile ön bilgiler edinilebilir. Bu
gibi ön bilgiler ve bazı önemli değişkenler ancak istatistiksel yöntemlerle incelenebilir ve bir
veya birkaç ölçüt elde edilebilir. Bu konuda klasik istatistik yöntemlerden çan eğrisi, bağıntı,
bağınım ve varyans analizleri önemli inceleme yöntemlerini oluşturmaktadır. Jeokimyada
öncelikle kullanılan bazı matematiksel ölçütler aşağıya çıkarılmıştır.
a) Aritmetik ortalama x
x ile gösterilen aritmetik ortalama değeri, bir örneklemin ölçülen değerlerinin toplamının
örnek sayısına bölümüdür. Ağırlıklı, geometrik ve harmonik ortalama gibi çeşitleri bulunmaktadır. n sayıdaki xi analiz değerlerinin aritmetik ortalaması, xi değerleri toplamının örnek
sayısı n’ye bölümü ile elde edilir. Bu, matematiksel olarak,
n
x
x
i
1
7.4
n
ile ifade edilir. Aritmetik ortalama değerinin hesaplanması kolaydır ve tüm değerleri kapsar.
Başka değerlere çevrilmesi, örneğin, ağırlıklı değere, mümkündür. Ancak uc değerlerden çok
etkilenir, ortalama değeri gerçekten bir gözlemin bulunmadığı bir noktaya yerleştirebilir (bak.
Şekil 7.12 A.).
b) Değişke (Varyans) s2
Ortalama değer tek başına önemli özellikleri açıklamaya yetmez. Bunun etrafında değerlerin
saçınımı da önemli rol oynar. Değişke, saçınımların ortalama değerinin karesidir ve
n
s2 
 (x
i 1
1
 x) 2
n 1
7.5
eşitliğine göre bulunur (saçınımların toplamı sıfır olduğundan, kareleri alınır). Paydadaki n-1
ifadesi, serbestlik derecesidir ve sadece az örnek sayısı için önem taşır. Değişkeye ortalama
hatanın karesi de denir.
o Analiz değerleri, • Standart sapma
Şekil 7.12
İstatistiksel değerlendirmenin temel öğeleri. A’da absise paralel doğru, aritmetik ortalama değeri gösterir
(Schwedt, 1996).
c) Standart sapma s
Bir analiz yöntemin kesinlik derecesi (üretkenliği) değişkenin kare kökü olan standart sapma
ile verilir. Ortalama değerin geçerlilik sınırlarını belirler. Bu nedenle bunun bir ölçütüdür.
Standart sapma s,
s
( xi  x ) 2
n 1
7.6
formülü ile hesaplanır. Standart sapmanın ortalama değerden büyük olmaması lazım. Aksi
taktirde değerler çok saçınımlı veya düzensiz demek olur (bak. 7.2, değişkenlik katsayısı ve
Şekil 7.10 A, dolu noktalar). Standart sapma ne kadar küçük ise, kesinlik derecesi o kadar
yüksektir. Diğer önemli istatistiksel ölçütler Çizelge 7.2’de derlenmiştir.
7.4.2.2 Normal dağılım (Gauss Eğrisi)
Yeterli sayıdaki ölçüm değerinin yinelenme oranının x büyüklüklerine bağlılığı, genelde
normal (Gauss) bir dağılımı gösterir (Şekil 7.12 B.). Bu eğrinin x   tepe noktası aritmetik
ortalama değere karşılık gelir. Eğrinin genişliği, standart sapmayı (rastlantısal hata) veren
dönü noktalarının teğetleri ile sınırlanmıştır. Tüm ölçüm değerlerinin % 68’i bu x  
aralığına düşer. Rastlantısal hatalı bir değerin x  2 aralığına düşme olasılığı (istatistiksel
güvenirlik) % 95’tir. Bu olasılık aralıklarına güvenirlik (güven) aralığı denir. Eğrinin en
önemli özellikleri simetrik (normal) şeklinden ve düşük standart sapma σ sahibi göreceli
sıklık dağılımından meydana gelir. Her pozitif hataya karşı aynı değerde bir negatif hata
bulunur. Bir normal dağılımda x  3 dışında ortalama değerden sapan değerlerin oranı
sadece % 0,26’dır.
Yeterli istatistiksel güvenirlikle ölçülebilen en küçük değer, analiz yönteminin duyarlılığına,
sınır değerine ve standart sapmasına bağlıdır. Şekil 7.12 C1’de görüldüğü gibi, saptama sınırı
WN doğrusu üzerindeki bir değer, örneğin, bir elektronik ölçümün üst sinyali (hışırtıyı) göstermektedir. Bunun standart sapması Sb‘nin en az 3σ değerinde ve xb sınır (ölçülemiyen)
değeri üzerinde olduğu görülmektedir (Şekil 7.12 C2). Ölçüm sınırında ancak değerlerin %
50’si ölçülebilmektedir. Diğer yarısı sınır değerleridir. Bu nedenle 2. eğrinin sdece yarısı
duyarlılık alanı (koyu alan) içinde bulunmaktadır. Bir ölçüm değeri ancak x E = xb+6sb
şeklinde verilebilirse, % 99,7 olasılıkla (P) sınır değerinden ayırt edilebilir (Şekil 7.12 C2).
WE ölçüm, yE saptama sınırındaki analiz değeridir. Bu, anlamlı bir şekilde sıfırdan farklı ölçülebilecek en az örnek miktarını ifade eder. Gösterilen 3 eğri, sınır, ölçüm ve saptama sınırı
değerlerinin dağılımını gösterir. 2. grafik bir fotometrik analiz örneğini göstermektedir.
İstatistiksel hatalar gerçek değerden pozitif veya negatif sapmalara neden olur. Bu hata
türünden kaçınılamaz. Analizi değerinin kesinlik derecesini bozar, ancak doğruluğu değil
Bölme, tartı ve ölçüm hataları bu hatalardandır. Buna karşın sistematik hatalarda, değerler
bir yönde kayarlar (Şekil 7.12 D1). Sistematik hataların kaynağı kap, kimyevi madde,
çözündürme ve zenginleştirme sırasındaki kirlenmelerdir. Şekil 7.12 D2-5 istatistiksel
(rastlantısal) ve sistematik hata kavramlarını açıklamaktadırlar
Çizelge 7.2
Önemli istatistiksel ölçütlerin matematiksel tanımları.
Değişkenini adı
Matematiksel tanımı
Açıklama
n
1. Ağırlıklı ortalama
xa ,
xa 
m x
i 1
n
m
i 1
2. Geometrik ortalama xg,
3. Ortanca (medyan) xo,
i
m, örnek aralığı
i
x g  n x1 .x 2 ...x n
Tek sayılı dizi için orta değer
xo = x ( n 1) / 2
xo = ( ( x n / 2
4. Tepe değer (modal değer) xt,
xt = f(x)max
5. Değişkenlik kat sayısı v,
v
6. Çarpıklık (asimetri) g,
i
 x n1 ) / 2
Çift sayılı dizi için orta değer
En sık yinelenen değer
s
.100
x
1 n x x 3
g  ( i
)
n i 1
s
1 n xi  x 4
( s )  3
n i 1
7. Basıklık (exess)
e
8. Sınıf sayısı (histogram) k,
k = 1+log n/log 2
= 1+3,32.log n
9. Bağıntı katsayısı r,
r
10 Bağınım doğrusunun eğimi (tg α) a*,
a
11. Kesim parçası (intersept) b,
b=
s xy
sxy, katışıksız değike, sx, sy, stand. s.
s x .s y
s xy
Genel doğru denklemi: y=b+ax
s 2y
y  ax
*Bağınım (regresyon) katsayısı da denir.
Bir analiz dizisinin ortalama değeri x ’in incelenen maddenin gerçek değeri μ’ye yaklaşık eşit
ve maddeyi temsil etmesi gerekir. Örnek alma hatasının analiz hatasından büyük olması
nedeniyle, örnek alma hatasının toplam hata oranın % 75’ini geçmemesi durumunda, örnek
alma hatasız kabul edilir (sö/sa=1,3; sö, örnek hatası; sa, analiz hatası). Bir örneklemin x
özelliğinin s standart sapması için,
s  so  sa
2
2
geçerlidir. Yani toplam hata, kısmi hataların toplamına eşittir.
7.7
Örnek7.2
Gümüşlü mangan cevher örneklemindeki,
a)
b)
c)
d)
İstatistiksel ölçütlerinin hesaplanması,
Sıklık dağılımının normal dağılımla karşılaştırılması,
Gümüş (Ag) ile kurşun (Pb) bağıntısının saptanması ve
Kurşunun mesafe ile değişiminin incelenmesi.
Örnek çözümünde verilenler:
Örnek No. Örnek aralığı [ m] Ag [ppm]
Pb [Pb]
Aralık x Tenör
Değişke
log Ag
n
li
xi
yi
xi.li
(xi - x )2
log x i
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
1,0
1,2
1,3
2,0
1,6
1,5
1,2
1,1
1,0
1,4
1,7
2,2
1,0
1,8
1,5
1,6
1,3
1,4
1,6
1,5
1,5
11
13
14
2
15
17
50
35
6
24
12
25
18
3
7
40
9
4
5
4
1
0,20
0,22
0,23
0,16
0,26
0,28
0,45
0,40
0,11
0,30
0,09
0,26
0,35
0,02
0,15
0,30
0,26
0,15
0,08
0,14
0,12
11,00
54,60
18,20
4,00
24,40
25,50
60,00
38,50
6,00
33,60
20,40
55,00
18,00
5,40
10,50
64,00
11,70
5,60
8,00
6,00
1,50
16
4
1
169
0
4
1225
400
81
81
9
100
9
144
64
625
36
121
100
121
196
1,04
1,11
1,15
0,30
1,18
1,23
1,70
1,54
0,78
1,38
1,08
1,40
1,26
0,48
0,85
1,60
0,95
0,60
0,70
0,60
0,00
Toplam 21
30,40
315
4,53
442,50
Çözüm:
a) İstatistiksel ölçütlerinin hesaplanması,
n
Aritmetik ortalama x

x
i 1
i
n
11  13  14  ...  1

21
315

21
 15,00 ppmAg
3506,00
--
n
Değişke
s2 
 (x
i 1
i
 x) 2
n 1
(11  15) 2  (13  15) 2  (14  15) 2  ...  (1  15) 2

21  1
16  4  1  ...  196

20
3506

20
= 175,30 ppm2 Ag
Standart sapma
s  175,30
= ± 13,24 ppm Ag
Buna göre ortalama değerin geçerlilik sınırları,
x = 15 ± 13,24 ppm Ag veya,
1,76 < x < 28,24 ppm Ag’dir.
s.100
x
13,24.100

15
v
Değişkenlik kat sayısı
= 88,27[%].
Böylece Ag değerlerinin çok düzensiz olduğu ortaya çıkar.
Geometrik ortalama
g g  n x1 .x 2 .x3 ...x n
 2111.13.14...1 xg=nx1.x2...xn
= 9,92 ppm Ag
Bulunur. Geometrik ortalama (9,92 ppm) aritmetik ortalamadan (15 ppm) çok küçük çıkmıştır. Genelde geometrik ortalama daha gerçekçi kabul edilir. Çünkü dağılım tipinden veya uc değerlerden az etkilenir.
n
Ağırlıklı ortalama
xa 
 x .l
i 1
n
i
l
i 1
i
i
11.1  13.1,20  14.1,30  ...  1.1,50.
1  1,20  1,30  ...  1,50
488,20

14,56

= 14,56 ppm Ag
Görüldüğü gibi ağırlıklı ortalama, aritmetik ortalamaya çok yakındır. Ağırlıklı ortalama aritmetik ortalamaya
tercih edilir ve öncelikle hesaplamalarda kullanılır.
Tepe değeri xt 2 defa yinelenen 4’tür. Dolayısı ile xt= 4 ppm Ag’dir.
Ortanca xo= 12 ppm Ag’dir. Bu, büyüklük sırasına göre dizilen değerlerin 11. değeridir.
Açıklama: 4 değeri 2 defa tekrarlanmaktadır. Bu, sayı kümesi için geçerlidir. Sıklık dağılımında değerler
gruplandırıldığı için başka tepe değeri ortaya çıkabilir (bak. Çelebi, 2005). Bir dağılımın çok tepeli
olması halinde tepe değeri verilmez.
Bunun gibi çarpıklık g, yassılık e, Pb-Ag bağıntı katsayısı r ve bağınım doğrusu y eşitliği gibi değişkenler de
hesaplanabilir.
Alıştırma 7.2
Aşağıdaki veri kümesinin sıklık dağılımını çizerek irdeleyiniz (Ergani-Maden Cu cevheri, n=15).
Verilenler [ppm Cr]: {100-92-22-75-65-110-80-40-13-30-55-95-50-60-70}.
7.5 Mineral formüllerinin hesaplanması
Kayaç ve mineralleri meydana getiren bileşenler veya elementler, değişik derişimde bulunurlar. Yeryüzünde altın gibi saf element veya mineral bulmak olası değil. Her metal, mineral
ve kayaç her zaman için belli oranda başka bileşenler bulundurur. Örneğin, Al, havada hemen
oksitlenerek bir oksit tabakası ile kaplanarak korunur. Aksine demir paslanarak bozulur.
Bir Mineralde C derişimi %1’in üstünde bulunan elementlere ana element denir (bak. 2.5.3).
Bunlar mineralin formülünde, CuFeS2 (kalkopirit) gibi gösterilirler. Bazı elementler eser halde, yani C derişimleri %0,1 ile %1, arasında bulunur. Örneğin, PbS’teki (galenit) Ag (gümüş)
gibi. Bu elementlere de yan element denir ve mineral formüllerinde gösterilmezler. Bu
nedenle PbS kurşunun yanında aynı zamanda önemli bir Ag mineralidir (PbS’te Ag % 0,8‘e
kadar çıkabilir). C derişimi % 0,1’in altında olan elementlere de eser veya iz element denir.
Kayaç veya mineral analizlerinden elde edilen ana element sonuçları genelde % ağırlık, yan
ve eser elementler de ppm olarak verilir. Bu sonuçlar bir oksit cinsinden hesaplanarak mineral
formülleri bulunabilmektedir. Bunun için bulunan % ağırlıklar ve mol oranları, katyon ve
anyon oranlarına çevrilerek hesaplanır. Bu maksatla kullanılan yöntem aşağıya çıkarılmıştır:
a) Mol oranı: mo = ağırlık / molekül ağırlığı [%]
b) Atom oranı: ao = ağırlık / atom ağırlığı [%]
c) Katyon oranı ko = mol oranı . katyon sayısı
d) Anyon oranı: ano = mol oranı .anyon sayısı
Hesaplamalar için izlenecek yol:
1. % ağırlık ve atom ağırlıkları bir listeye yazılır.
2. Bu % ağırlıkların atom veya molekül ağırlıklarına bölümüyle atom veya molekül miktarı
bulunur.
3. Ondalıklardan kurtarmak için bu sayı 100 veya 1000 ile çarpılır.
4. Atom veya molekül miktarlarıyla stökiyometrik değerin bulunur.
Örnek 7.3
Emplektit (CuBiS2) formülünün hesaplanması (Rösler, 1988).
Analiz sonucu [%] Cu = % 19,20,
Bi = % 62,30 ve
S = % 18,50
Çözüm: Analiz değerleri, atom ağırlıkları ve çözüm için gerekli veriler bir çizelgede derlenir:
Verilenler (veri çizelgesi)
Element
Ağırlık [%]
a
b
Cu
63,50
Bi
208,90
S
32,10
Toplam
Cu+Bi+S = % 100
= 11.769
11.769
2.982
% 100
X
Atom ağırlığı
c
19,20
62,30
18,50
100,00
Atom miktarı
(c : b) x 10.000
3.024
2.982
5.763
11.769
Kat sayı
d
1
1
2
4
X = 2.982x100/11.769’dan,
Xcu = 2982x100/11769  25,
XBi = 2982x100/11769  25 ve
Xs = 5763x100/11769  48
bulunur. Buna göre aranan mineral formülü, Cu25Bi25S48’dir.
48 ile 25'in ortak çarpanı yaklaşık 25 olduğundan: 25:25=1 Cu, 25:25=1 Bi ve 48:252 S elde edilir. Cu25 Bi25
S50 sadeleştirilerek,
CuBiS2
elde edilir.
% 100'den gidilerek de formül bulunabilir. Örneğin,
Cu+Bi+S= % 100   50+25+25 =  % 100
veya
2S=1Cu+1Bi
= % 50, 2S+S2 CuBiS2
gibi.
Alıştırma 7.3
Atom ağırlıkları Cu: 63; Fe: 56 ve S: 32, analiz değerleri Cu: 23; Fe: 41 ve S: 36 [%] olan mineralin formülünü
ve adını bulunuz.
Kaynakça
1. Breuer, H., 1996: Atlas zur Physik. dtv, Band 1, Münih, 205 s.
2. Brooks, R. R., 1995: Biological systems in mineral exploration and processing. Ellis Horwood, New YorkLondon-Toronto-Tokyo-Sidney-Singapore, 538 s.
3. Büyükkıdık, H. ve Aras, A, 1984: Adıyaman-Çelikhan-Pınarbaşı apatitli demir madeni jeoloji raporu.
Yayınlanmamış MTA raporu 1803, Ankara, 24 s.
4. Çelebi, H., 2004: Jeolojide matematik- ve istatistiksel yöntemler. Yayınlanmamış ders notları, Mersin
Üniversitesi, Mersin, 93 s.
5. Çelebi, H., Helvacı, C. ve Uçurum, A., 2005: Bulam (Pınarbaşı) Apatitli Manyetit Yatağı’nın Vanadyum,
nadir toprak elementleri ve flüor açısından incelenmesi ve ekonomikliğinin araştırılması. Tübitak projesi,
YDABAG-10Y119, Anakara, 84 s.
5. Çelebi, H., 2007: Maden Yataklarının Aranması, İncelenmesi ve Değerlendirilmesi ders notları, Mersin, 128
s.
6. Davis, J. C., 2002: Statistics and data analysis in geology. John Wiley and Sons. Inc., 3. basım, New YorkChichester- Brisborn-Toronto, 638 s.
7. GDMB, 1980: Probenahme. Verlag Chemie, Weinheim-Deerfield Beach-Basel, 384 s.
8. Gocht, W., 1983: Wirtschaftgeologie und Rohstoffpolitik. 2. basım, Springer Verlag, Berlin-HeidelbergNew York-Tokyo, 295 s.
9. Govett, G. J. S., 1997: Handbook of exploration geochemistry. Elsevier, Amsterdam-New York, 461 s.
10. Gundlach, H., Van den Boom, G. ve Koch, G., 1981: Geochemische Prospektion. Bender (yayınlıyan), 1981:
Angewandte Geowisswnschaften I, Enke Verlag, Stuttgart, 311-369.
11. Reimann, C., Filzmoser, P. ve Garrett, R. G., 2002: Factor analysis applied to regional geochemical data:
problems and possibilitie. Applied Geochemistry 17/3, 185-206.
12. Rösler, H. J., 1988: Lehrbuch der Mineralogie. VEB Verlag, 4. basım, Leipzig, 844 s.
13. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke Verleg, Stuttgart, 675 s.
14. Schwedt, 1996: G., 1996: taschenbuch der Analytik.Thieme Verlag, Tübingen, 241 s.
15. Tüysüz N. ve Yaylalı, G., 2006: Jeoistatistik. KTÜ yayını 220, Trabzon, 382 s
16. Wickramasinghe, H. K., 1989: Raster-Sonden-Mikroskopie. Spektrum der Wissenschaft 12, 62-71.
17. Wilke, A., 1973: Verfahren zur Probenahme aus Erzen (Konzentraten) und und ähnlichen Rohstoffen.
Analyse der Metalle 3., 3. basım, Springer Verl., Berlin-Heidelberg, 82-170.
Jeokimya ilkeleri
138
II KISIM: JEOKİMYASAL ORTAMLAR
Genel bakış
Jeokimyasal ortamlar Yerküre’yi meydana getiren katı, sıvı ve gaz katmanlarıdır. Katı
ortamlar litosfer, manto ve çekirdektir (Şekil 2.6). Sıvı ortam okyanuslar ve gaz halindeki
ortam ise, atmosferdir. Her ortam çeşitli bileşenlerden oluşur. Örneğin, litosfer kayaçlar-dan,
bunlar da mineral ve moleküllerden meydana gelir. Bunun gibi okyanuslar su ve buz-dan
(H2O), atmosfer de gazlardan (N2+O2) oluşmaktadır. Bu ortamların özellikleri, oluş-tukları
temel bileşenlerde (elementlerde) saklıdır. Şekil II.1 çeşitli jeokimyasal ortamları, Şekil II.2
de bunları oluşturan kimyasal ana elementlerinin karşılaştırmalı dağılımını göstermektedir.
Buna göre ortamların özgülağırlığı içten dışa doğru hızla düşmektedir. Yer kabuğunun
oluşumu ve element dağılımı için bak. ayrıca konu 2.5 ve Çizelge 2.6.
Şekil II.1
Jeokimyasal ortamların bütünlüğü (Schwedt, 1996).
Yerküre’nin tarihi sürekli çarpışan dış ve iç jeolojik kuvvetlerle belirlenmiştir. Yer-küre’nin
üzerinde etkili olan dış kuvvetler ayrışma, taşınma ve çökelmedir. Buna karşın yerin
derinliklerinde yeni kayaç kütlelerinin oluşmasında etkili olan olaylar da iç kuvvetlerdir.
Oldukça çeşitli kayaç türlerinin oluşması belli işlevlere bağlıdır. Kayaçların yapı ve
bileşimlerinin incelenmesi, bu kayaçların oluşmasını ve gelişmesini sağlıyan işlevlerin
Prof. Dr. H. Çelebi
139
açıklanması ve sınıflandırılması sonucuna götürür. Bunun için ilgili kayacın kökeninin ve
mineral bileşiminin saptanması gerekir. Buna göre kayaçlar 3 önemli temel sınıfa ayrılmaktadır. Bunlar,
a) Kor (magmatik),
b) Çökel (sedimanter) ve
c) Başkalaşım (metamorfik)
kayaçlarıdır. Kor kayaçları, mantodan gelen ergimiş silikat malzemesinin katılaşması;
başkalaşım kayaçları, mevcut kor kayaçlarının veya çökellerin yeniden kristalleşmesi ve
çökeller de anorganik ve organik malzemenin yığışması ile oluşurlar. Yer kabuğunda
meydana gelen silikat ergimeleri veya magmalar, ya yerin derinliklerinde, ya da volkanik
etkinliklerle yeyüzüne çıkarak sertleşirler. Derinde kalan örtülü magmatik kayaçlara derinlik
kayaçları veya plüton denir. Bu kayaçlar daha sonra tektonik olaylarla veya aşınma ile
yeyüzüne çıkabilirler. Yeyüzüne çıkarak sertleşen magma ürünlerine de yüzey kayçları denir.
Bu kayaçların birbirine dönüşümü veya kayaç döngüsü hakkında Şekil II.3 özet bilgi
vermektedir. Çökeller, yeyüzünde ısı, kimyasal veya mekanik etkenlerle oluşurlar. Buna
karşın kor kayaçları yerin mantosundaki ısı ve basınç sonucu meydana gelirler. Başkalaşım
kayaçları ise, yine yerin derinliklerinde artan ısı ve basınçla kayaçların birbirine, örneğin,
bazaltın amfibolite, dönüşmesi ile oluşurlar (bak. ayrıca Şekil 2.8 ve plaka tektoniği).
Şekil II.2
Yerküre katmanlarının temel bileşenleri (Breuer, 1994).
140
Jeokimya ilkeleri
Çökeller
Sertleşme
Sertleşme
Ergime Basınç
Taşınma
Ayrışma
Taşınma
Isı
Magma
Ergime
Ayrışma
Katılaşma
Kor
kayaçları
Basınç
Başkalaşım
kayaçları
Isı
Şekil II.3
Kayaç döngüsü. Çökeller, dış; kor ve başkalaşım kayaçları da iç olaylarla şekillenirler.
Şekil II.4 yukarıdaki çeşitli kayaç türlerinin yaklaşık oluşum koşullarını göstermektedir. Buna
göre çökeller yüzeyde, düşük ısı ve basınçta; kor ve başkalaşım kayaçları ise, derin-de,
yüksek ısı ve basınç altında oluşurlar. Bu oluşum kuşulları, kor kayaçlarının mineral ve kimyasal
bileşimini de belirlemektedir.
Şekil II.4
Çeşitli kayaç türlerinin oluşum koşulları (Jacobshagen ve diğ., 2000).
Prof. Dr. H. Çelebi
141
8 MAGMATİK KAYAÇLARIN JEOKİMYASI
8.1 Giriş
Magmatik kayaçların ana malzemesi magmadır. Magma, gaz ve sıvı da içeren ergimiş kayaç
malzemesidir. Soğumuş magmaların oluşturduğu kayaçlara magmatit denir. Mag-maların yer
kabuğunun çatlak ve yarıklarından, baca haline gelmiş yollardan yeyüzüne ulaşan kısımları
lav adını alır. Lavların soğuması ile oluşan kayaçlar, püskürük (eks-trüziv) kayaçalardır.
Bunlar, magmanın yeyüzünde incelenebilen kısımlarını oluştururlar.
Magmaların geçmişi uzun ve karmaşıktır. Doğrudan incelenmeleri mümkün değildir. Ancak
lav olarak yeryüzüne çıkabilen az kısımlarının incelenmesi mümkündür. Bu neden-le
magmaların fazları kesin bilinememektedir.
Magmaların kimyasal bileşimleri oldukça farklıdır. Az veya çok, hemen hemen tüm elementleri içerebilen magmalar, mineralojik olarak büyük bir çoğunlukla silikatlardan oluşmaktadırlar. Isı dereceleri 500 ile 1500 ˚C arasında değişmektdir (Şekil II.3). Basınçları da
oldukça farklıdır. Magmaların en önemli özelliklerinden biri akışkanlıklarının (viskozite)
sağladığı hareketlilikleridir.
Birincil magmalar granitik ve bazaltik magmalar diye ikiye ayrılmaktadır. Granitik magmalar örtü tabakası aşınan derinlik kayaçlarını meydana getirirler ve bunların % 95'ini
teşkil eden en yaygın kayaçlardır (Şekil 8.3). Buna karşılık bazaltik magmalar püskürük veya
yüzey kayaçlarının % 98'ini oluşturmaktadırlar. Bunlar bazen karaların büyük kısımlarını
kaplarlar. Bunlara plato bazaltları ve okyanus sırtı bazaltları örnek verilebilir.
8.2 Magmatik kayaçların mineralojik bileşimi
Mineralojik olarak magmatik kayaçlar en çok feldspatları içerirler. Bunların K ve Ba
grubunun sanidin, ortoklas, mikroklin ve adülar mineralleri ile Na ve Ca grubunun plajiyoklas grubu mineralleri en yaygındır. Magmanın ısıya bağlı ayrımlaşmasına bağlı mineral
oluşum sırası Şekil 8.1’de görülmektedir. Burada olivinle yaklaşık 1500 ˚C’te başlıyan
kristalleşme, muskovitle yaklaşık 500 ˚C’te bitmektedir. Magmatik kayaçların en yaygın
minerallerinin kimyasal formülü, kristal şekli ve ortalama mineralojik sıklıkları Şekil 8.2’de
verilmiştir. En az bulunan titan mineralleri (% 1,5) ve fosfatlardır (% 0,60).
Jeokimya ilkeleri
142
Şekil 8.1
Kor kayaçlarında ısıya bağlı mineral oluşum sırası (Altaba ve diğ., 1995; bak. ayrıca Şekil 4.9).
Genel olarak doğada mümkün olduğu kadar az çeşitli yaygın kayaç veya mineral oluşum
eğilimi hakimdir. Örneğin, bilinen 100 kadar silikat veya Al-silikattan sadece yaklaşık 30
tanesi yaygındır. Bunların da ancak feldspat, kuvars, amfibol ve mika gibi birkaç mineral
çeşidi gerçekten yaygın görülmektedir. Bu minerallerin bazıları ancak yüksek ısıda oluşabilirler. Bu tür mineraller, örneğin, olivin, magmatik kayaçların oluşumundan sorum-ludur
(Şekil 8.3c). Bazıları da ancak mevcut kayaçların yeniden kristalleşmesi ile meydana
gelebilirler. Bunlar da başkalaşım kayaçlarını oluştururlar. Amfibolün, bazaltların; mikaşislerin de örneğin, killerin başkalaşımı ile oluşmaları gibi. Son olarak çökeller, magmatit
veya başkalaşım kayaçlarının bozunması, taşınması ve başka yerde çökelmeleri ve sertleşmeleri ile oluşurlar. Killer örneğin, bu tür kayaçlardır.
Kuvars doğada ısı ve basınca bağlı olarak tridimit, kristobalit, koezit, stişovit gibi modifikasyonlar (değişiklikler) gösterir ve SiO2 olarak, ultramafik kayaçlar hariç, hemen hemen her
kayaçta meydana gelir.
Proksenler zincir yapılı silikatlardır. W1-p(X,Y)1+pZ2O6 genel formülü ile tanımlanırlar.
Burada W: Na, Ca; X: Mg, Fe2+, Mn; Y: Al, Fe3+, Ti ve Z: Si, Al'dur. Bunlara örnek olarak
enstatit, (MgSiO3); hipersten, (Mg, Fe)SiO3 ve diyopsit, (Ca, Mg)SiO6 gösterilebilir.
Çift zincir yapılı amfibollerin kimyasal ve mineralojik yapıları daha da karışıktır. Genel
olarak (WXY)7-8 (Z4O11) (O, OH, F) formülüne uygunluk gösterirler. Burada W: K, Ca; X:
Mg, Fe2+, Mn; Y: Ti, Al, Fe3+ ve Z: Al, Si'dur. Amfibollere örnek olarak tremolit, Ca2(Mg,
Fe)5 (Si4O11)2.(OH)2 ve ribekit, Na2(Fe2+, Fe3+)2 (SiO4O11).(OH)2 sayılabilir.
2 değerlikli element bileşiklerinin teşkil ettiği olivinin (Mg, Fe)2 SiO4 en iyi örnekleri
Forsterit, (Mg2SiO4) ve fayalit, (Fe2SiO4)'tür.
Prof. Dr. H. Çelebi
143
Şekil 8.2
Magmatik kayaçların mineralojik bileşimi (Heinrich ve Hergt, 2002).
a Granit
b Diyabaz
c Gabro (makro ve mikroskop altında)
d Bazalt
Şekil 8.3
Magmatik kayaç örnekleri (Symes, 2003). Diyabaz. Granitin; bazalt da gabronun yüzey kayacıdır.
144
Jeokimya ilkeleri
Mikalar magmatik kayaçların önemli bir kısmını oluştururlar. Bunların en ilginç özelliği
tabakalı yapı göstermeleridir. Genel formülleri W(X,Y)2-3Z4(OH, F)2 şeklindedir. W: Na, K;
X, Y: Al, Mg, Fe2+/3+ ve Z: Al ve Si'u ifade ederler. Bunlardan muskovit,
KAl2.(AlSi3O10).(OH)2 ve biyotit, K(Mg,Fe)3.(AlSi3O10).(OH)2 en yaygın olan mikalardır.
8.3 Magmatik kayaçların kimyasal bileşimi
Magmatik kayaçların kimyasal bileşimi oldukça çeşitlidir. Ana elementlerin başında Si ve Al
gelmektedir. Bunların sınırları % 30-80 SiO2 ve % 0-20 Al2O3 arasında değişmektedir.
Ortalama olarak 10 bileşen kimyasal bileşimlerinin % 99'luk kısmını oluşturmaktadır.
Aşağıdaki çizelgede bu bileşenlerin ortalama değerleri verilmiştir [%]. Diğer oksitlerin
değerleri % 1'in altındadır:
SiO2 TiO2
59,14 1,05
Al2O3
15,34
Fe2O3
3,04
FeO MgO
3,80 3,49
CaO
5,08
Na2O
3,84
K2O H2O Toplam
3,13 1,15 99,06
Bu bileşenlerden SiO2’nin yer kabuğundaki sıklık dağılımı iki maksimum göstermektedir
(Şekil 8.4). Birinci maksimum (% 52,5) bazaltlara, ikinci maksimum da granitlere (%73,0)
karşılık gelmektedir. Diğer önemli element oksit ve karşılaştırmalı mineral dağılımları
Çizelge 8.1'de verilmiştir.
Bir kayaçta bulunan önemli element derişimi o kayaç veya mineralin özelliklerini belirler. Bu
elementlere veya minerallere ana element veya ana mineral denildiği yukarıda belirtil-mişti
(bak. 2.5.3). Bazı mineral veya elementler de çok az miktarda kayaçta bulunurlar. Bunlar da
yan element veya mineraldir. Çizelge 8.1’de görüldüğü gibi kireçtaşları dışında tüm
kayaçlarda SiO2 baskındır. Magmatik kayaçlarda feldspat ve plajiyoklaslarla piroksen-ler
yaygın iken (Ca, Al, Na, K), başkalaşım kayaçlarında plajioklas, amfibol ve kuvars (Al, Fe,
Na, K) öne çıkmaktadır. Tortul kayaçların ağırlıklı bileşenleri kuvars, kil mineralleri (Al) ve
kalsittir (Ca).
Şekil 8.4
Magmatik kayaçlarda SiO2'nin dağılımı (n=5159; Rösler ve Lange, 1976).
Prof. Dr. H. Çelebi
145
Çizelge 8.1
Çeşitli kayaçlarda ana element oksitleri ve minerallerinin dağılımı (Altaba ve diğ., 1995).
Magmatik kayaçlarının reaksiyon dizileri düzenli ve düzensiz diye ikiye ayrılmaktadır
(Bowen tepkime ilkesi). Gerçekte düzensiz reaksiyon dizisi kendi içinde bir düzenlidir. Çünkü
bu minerallerin hepsi katı karışımlardır.
8.4 Magmanın ayrımlaşması
Aşağıda bir bazaltik magmanın ayrışımı şematize edilmiştir. Buna göre olivin ve bitovnit ilk
ayrışan fazlardır. Magmanın soğuması ile bunlar çevrelerindeki eriyiklerle birleşerek
piroksenlere ve labradorite dönüşürler. Ayrışmanın tam olmaması halinde magma,
proksen-labradorit-bazalt veya gabro
olarak kristalleşir. Şayet ayrışma tam gerçekleşirse, sistemden ayrılan olivin ve bitovnit
sonucu kalan magmanın piroksen ve labradoriti hornblend ve andezine dönüşürler. İyi bir
ayrışmanın sonunda tüm mineral serisi tamamlanarak SiO2'ce zengin bir eriyik kalır. Bu
ayrışma sonucu oluşan minerallerin kristal kafes hacimleri sona doğru büyür (tetraedr, zincir,
band, tabaka). Örneğin, forsteritin hacmi 0,294 nm3 iken biyotitinki 0,979 nm3'tür (Mason ve
Moore, 1985).
146
Jeokimya ilkeleri
Düzensiz ayrışma
Minmeral
Olivin
|
↓
Piroksen
↓
Amfibol
↓
Biyotit
Yapı
Na, K/Al
İzole
0
SiO4 grubu
Düzenli ayrışme
Si/Al
Si/Al
∞
1
Zincir
Çift zincir
Tabaka
Na, K/Al
0
Mineral
Bitovnit
|
↓
Labradorit
↓
Andezin
↓
Oligoklas
K-feldspat
Muskovit
Kuvars
↓
Zeolit
↓
Hidrotermal mineraller
8.4.1 Ana element ayrışması
Ana ve iz element dağılımı magmatik ayrışma sırasında elementten elemente büyük değişiklik
göstermektedir (bak ayrıca 2.5.3). Şekil 8.5'te görüldüğü gibi Si, Al, Na ve K dışındaki tüm
ana elementler ayrışmanın sonuna doğru azalır. Bunlara uyumlu element denir. Ayrışma
sırasındaki ısı ve basıncın düşmesine uyum sağlamıyan, aksine artan Si, Al, Na ve K da
uyumsuz elementlerdir. Buna en iyi örnek Si'dir. Özellikle Si ile Al, yarıçap-larının yakın
büyüklüklerinden dolaya, birbirlerinin yerine geçerler. Piroksenlerde Si yerine sınırlı geçen
Al, biyotitte 1/4’ünün yerine geçebilmektedir. Aksine düzenli ayrımlaşmada Si/Al oranı
1/1’den (anortit) 1/3’e (albit) düşer. Al’in Si’nin yerini alması oksijen yüklerini azaltır ve
minerallere dayanıklılık kazandırır. Na ve K iki dizide de sona doğru düzenli artış gösterir.
Bu tepkimeler, magmatik kristalizasyon sırasında en önemli elementlerin ayrışması hak-kında
önemli bilgiler vermektedir: Erken kristalleşen olivin ve Ca-plajiyoklaslar (an ve by), çok az
SiO2 bünyelerine alırlar ve bu bileşenin magmada zenginleşmesine neden olur-lar. Buna
karşın olivin çok miktarda Mg’a; plajiyoklas da Ca’a gereksinim duyar. Bu da bu bileşenlerin
sıvı fazda seyrelmesi sonucunu doğurur. Kristalleşme, aynı zamanda Mg/Fe oranını da
değiştirir. Çünkü bu oran, olivinde ayrıldığı magmadan daha yüksektir. Magma-tik
ayrımlaşma sırasında olivine ve diğer Mg-Fe mineralleri kendi ayrımlaşma dizilerini
oluştururlar. Bunların erken ayrışanlarında Mg, geç ayrışanlarında da Fe etkindir. Kristalleşmenin ilerliyen aşamalarında ilk önce olivin duraylı faz olarak proksenlerden ayrılır. Bunu
takiben ayrışan plajiyoklas ve ojit, kalan magmadan öncelikle Ca’u alarak Si, Na ve K’un
artmasına neden olurlar. Önce plajiyoklaslara alınan Ca’un azalan derişimi sonucu Na’un
Prof. Dr. H. Çelebi
147
plajiyoklaslara alınması artar. Na’un bir kısmı da bu sırada duraylı faz olarak beli-ren
hornblendlerle amfibolitlere geçer. Biyotit ve K feldspatları oluşturan K, eriyikte en çok kalır.
Böylece uygun koşullarda ayrımlaşan bir bazaltik magma, sonunda granit bileşi-minde asidik
kayaçlar meydana getirebilir. Çok plütonda gözlenen bu ayrımlaşmaya fraksiyonel
kristalleşme denir. Bunun en iyi örneği Skaergard Plütonu’nda (Norveç) görülür.
Şekil 8.5
Magma ayrımlaşması sırasında ana element derişiminin değişimi (Mason ve Moore, 1985).
8.4.2 Eser element ayrışması
Magmatik kristalleşmenin termodinamiği, kristallşmeye katılan iyonların özellikleri, derişimi,
basınç ve ısı koşulları ile belirlenir. A bileşenini içeren bir magmadan bunun ayrılması için,
termodinamik yasalarına gore, A’nın kimyasal potansiyelinin eriyiğin potansi-yelinden küçük
olması gerekir. Buna karşın kristalleşme, “yüksek düzen” demektir. Kristalleşme ile atomlar
bir düzene gore yerleşirler. Ancak magmadaki durum böyle değildir. Rastlantısal dağılan
iyon-ların düzen dereceleri düşüktür. Buna göre kristalleşme, enerji ve entropi değişimi
demektir.
Jeokimya ilkeleri
148
Bir iyonun kristale giden yolu, eriyikteki derişimine ve gireceği kristaldeki uygun yerine
bağlıdır (bak. 6.2.3, Goldschmidt Kuralları). Buna örnek olarak feldspatlara giren Ca ile Na
ve erken kristalleşen olivine giren Mg ile Fe örnek verilebilir. Ca2+, Na+’a karşı yüksek yükü;
Mg2+ da güçük iyon yarıçapı (0,072 nm) nedeniyle F2+’ye (0,077 nm) göre tercihen olivin,
piroksen, amfibol ve mikalara alınır.
Elementlerin birbirlerinin yerini almasında elektronegativite de önemli rol oynar. Burada
örneğin, kristale girecek yakın büyüklükteki 2 iyondan düşük elektronegativitesi olan öncelikle alınır. Çünkü bu, daha sağlam iyon bağı yapar (bak ayrıca Ringwood Kuralları).
Buna karşın oksijen veya büyük iyonlarla kompleks oluşturan iyonlar kolay kolay kristal
kafesine, örneğin silikatlara, alınmazlar. Bu nedenle yeni fazlar oluşur. Özellikle 4+ gibi
yüksek değerlikli iyonlar böyledir. Bunlar için en önemli ölçüt iyonik potansiyeldir (IP =
iyon yükü / iyon yarıçapı). Yüksek (IP>4,8) iyonik potansiyele sahip iyonlar kompleks
oluşturmaya çok yatkındırlar. Kristal kafese alınmıyan CO32-, BO33- ve PO43- gibi kompleksler, magmada zenginleşirler. Bu nedenle bu tür mineral ve cevherleşmeler ağırlıklı olarak
pegmatitik ve hidrotermal oluşuklarda görülür.
Ana elementler gibi iz elementler de uyumlu veya uyumsuz olabilmektedirler. Magmatitlerin en iyi uyumlu iz elementi Cr, Ni, Co'tır. Uyumsuzlara en iyi örnek de Rb, Cs, Pb ve Zn
gibi elementlerdir (Şekil 8.6). Bunun gibi üçgenlerde de elementlerin derişim değişimleri
gösterilebilmektedir (Şekil 8.7). Elementlerin bu davranışından magmanın özellikleri ve
özellikle başkalaşım kayaçlarının magmatik veya sedimanter ana kayaçları saptanabilmekte
ve eser element dağılımından jeotermometre ve jeobarometre olarak da yararlanabilmektedir
(Ehlers ve Farley, 2003).
Şekil 8.6
Skaergaard intrüziyonu'nun bazı minerallerindeki iz elementlerin dağılımı. A: Olivinli gabro, B: Hiperstenli
gabro, C: Olivinsiz gabro, D: Hortonolit ferrogabro, E: Ferrohortonolit gabro ve F: Fayalit ferrogabro (Mason ve
Moore, 1985). Uyumsuz iz elementlerin derişimi A erken evreden F geç evreye doğru azalır. Buna karşın
uyumlu elementlerin (Cu ve Mn) derişimleri artar.
Prof. Dr. H. Çelebi
149
Şekil 8.7
AFM üçken diyagramında element derişimi [%] magma (örneğin, toleitik magma: çizginin üstü; kalkalkalen
magma: çizginin altı) ve kayaç türünü göstermektedir. Tek magmanın erken ayrışma ürünü olivin bazalt, B ve
geç ayrışma ürünü trakit, T (Brownlow, 1996).
Bir iz elementin magmadan kristale giçişi çeşitli formüllerle ifade edilmektedir. Örneğin,
Nernst dağılım yasası’na göre bir kristaldeki iz element derişimi Cs,
Cs=k Cliquid Fk-1
8.1
eşitliği ile hesaplanmaktadır. Bu eşitlikte k, sıvı ve katı fazın ısı ve bileşimine bağlı Nernst
dağılım katsayısı; Cliquid, sıvı fazdaki başlangıç iz element derişimi ve F de henüz kristalleşmemiş eriyik kısmıdır. Sabit her k değeri için değişim eğrileri hesaplanarak bir elemen-tin
katı (k>1) veya sıvı fazda (k<1) deriştiği yaklaşık bulunabilmektedir. Çizelge 8.2 bir
ayrımlaşma sırasındaki önemli bazı iz elementlerin değişimini göstermektedir (Blundy ve
Wood, 2003).
Magmatik ayrımlaşmanın son safhaları eriyik ve pegmatitlerinde giderek Si, Al ve alkali
elementleri ile bunlara yakın Rb, Ba, Ga ve Zr gibi elementler derişir. Bunlar çoğunlukla
feldspat, muskovit, flogopit, turmalin ve kuvars endüstri mineralleri olarak işletilirler. Nadir
toprak elementleri (NTE, La-Lu) derişimi de bunlara paralel gider. Çok az miktarlarda
minerallere girme eğilimleri, bunların çok ender ana elementlerin yerine geçtiklerini gösterir.
Yarıçapları 0,085(La)-0,106(Lu) nm arasında değişen bu elementlerın magmatik evredeki en
önemli taşıyıcıları ksenotim YPO4, monasit (Ce, La, Y, Th)PO4, apatit [Ca5/F, Cl,
OH/(PO4)3] ve titanittir (CaTiSiO5). Kondritlere göre normlanmış zik-zaklı dağılımları çok
karakteristiktir ve kayaçtan kayaca değişir (Şekil 8.8).
150
Jeokimya ilkeleri
Çizelge 8.2
Skaergard Sokulumu kayaçlarındaki iz element dağılımı (ppm; Mason ve Moore 1985).
Element
Rb
Ba
Sr
La
Y
Zr
Sc
Cu
Co
Ni
Li
V
Cr
Ga
Ana magma
-40
300
--40
15
130
50
200
3
150
300
15
Gabro/erken
kristalleşme
-25
200
--40
40
70
80
600
3
170
700
12
Granofir/geç
kristalleşme
200
1700
300
150
200
700
-20
4
5
12
12
3
30
Şekil 8.8
Kondritlere göre normalleştirilmiş değişik kayaç türlerinde nadir toprak elementleri (NTE; ing. REE) dağılımı
(Mason ve Moore, 1985). I: Okyanus sırtı bazaltlar, II: Kıtasal bazaltlar, III: Granit G-1 ve IV: Anartozit. Y, yarı
çap benzerliğinden dolayı, Ho ile Er arasına yerleştirilmiştir.
Prof. Dr. H. Çelebi
151
Magmatik evrenin bu sayılan bileşenleri yanında son aşamalarda derişimleri artan H2O, CO2,
H2S, HCl ve HF ve N2 gibi uçucu maddelerdir. Araştırılmaları oldukça zor olan bu maddeler
hakkındaki görüşler çok farklıdır. Volkan gazları bunlara iyi örnek teşkil eder. Oksijen
aktivitesine göre değişirler. Örneğin, H2S oksitleyici ortamda SO2’ye dönüşür. Toplam
derişimi yüksek oranlara varabilmektedir. Sadece su oranı % 8’e ulaşabilir. Gaz fazlarının
derişimi yanında yarattıkları basınç da önemli rol oynar.
Bütün bunlar maden yatakları açısından oldukça önemlidir. Maddelerin hareketi ve yoğunlaşması hakkındaki görüşler olduk farklıdır. Magmalardan ayrılan element ve bileşenler, katı
maddeler (cevher, tuz ve mineral) yanında sıvı (tuz kaynakları) ve gaz yataklarını oluşturabilmektedir. Kromit [(Fe, Mg)Cr2O4] ve platin metalleri (Pt, Pd, Os ve Ir) gibi değerli
metaller doğrudan magmadan türerler. Lityum ve berilyum gibi bazı ender ele-mentlerin de
kaynağı yine magmadır. Magmadan kaynaklanan hidrotermal sıvıların oluşturduğu
hidrotermal ve magmanın ısı etkisi ile oluşan skarn yatakları da magmatiktir. Bunlar bir
ülkenin ekonomik kaynaklarını meydana getirir ve kalkınmanın temel taşıdır. Toplum refahı
için bunların aranması, incelenmesi ve değerlendirilmesi jeologlara ve diğer yerbilmcilere
düşen önemli bir görevdir.
Kaynakça
1. Akçay, M., 2002: Jeokimya. KTÜ yayınları 175, Trabzon, 506 s.
2. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
3. Blundy, J. ve Wood, B., 2003): Partitioning of trace elements between crystals and melts. Earth and Planetary
Science Letters 210/3-2, 383-397.
4. Breuer, H., 1997: dtv-Atlas zur Chemi. DTV, Münih, 271 s.
5. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s,
6. Ehlers, T. A. ve Farley, K. A., 2003: Apatite (U-Th)/He thermochronometry: methods and applications to
problems in tectonic and surface processes. Earth and Planetary Science Letters 206/1-2, 1-14.
7. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 288 s.
8. Jacobshagen, V., Arndt, J., Götze, H.-J., Mertmann, D. ve Wallfass, C. M., 1999: Einführung in die
geologischen Wissenschaften. Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 432 s.
9. Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke Verleg, Stuttgart, 675 s.
10. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enke-Verlag, Stuttgart, 340 s.
11. Möller, P., 1986: Anorganische Geochemie. Springer-Verlag, Berlin, 326 s.
12. Okrusch, M. ve Matthes, S., 2005: Mineralogie. Springer-Verlag, Berlin, 526 s.
13. Richter, D., 1986: Allgemeine Geologie. De Gruyter, Berlin, 410 s.
14. Rösler, H. J., 1988: Lehrbuch der Mineralogie. VEB Verlag, 4. basım, Leipzig, 844 s.
15. Rösler, H. R. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke Verlag, Stuttgart, 675 s.
16. Schwedt, G., 1996: Taschenbuch der mweltchemie. Georg Timme Verl., Stuttgart, 248 s.
Jeokimya ilkeleri
152
9 TORTUL KAYAÇLARIN JEOKİMYASI
Tortul kayaçlar, veya diğer adıyla çökeller, atmosfer, hidrosfer ve litosfer arasındaki olayların ürünüdür. Bunları meydana getiren olaylar, sırsı ile,
ayrışma → taşınma → çökelme → diyajenezdir.
Çökel (sedimantasyon) ortamında magmatik ortama göre düşük basınç ve ısı etkindir. H2O,
buzul, O2, H2CO3 ve rüzgar gibi etkenler oldukça önemli rol oynarlar. Magmatik minerallerin
ilk oluşanları, örneğin olivin, en kolay ayrışırken, kuvars gibi son oluşanlar en az etkilenirler.
9.1 Tanımlar
Tortul kayaçlar, mevcut değişik kökenli kayaçların rüzgar ve suyun etkisiyle yeryüzünün daha
alçak bölgelerine taşınarak tabakalar halinde yığılan malzemelerdir. Bunların bir kısmı
katıdır. Diğer kısımları eriyik veya süspansiyon halinde ortamda bulunurlar. Bu nedenle tortul
kayaçlar, oluşum şekilleri ve bileşimleri ile diğer kayaç türlerinden ayrılmaktadır. Bunlar
genellikle ana kayaçlarının bileşimini yansıtırlar (kuvars, kaolin, serisit, klorit, limonit, kalsit
dolomit v. s.) ve sıkça fosil içerirler. Renkleri tane boyuna, mineral içeriğine ve içerdikleri
demirin yükseltgenme basamağına göre değişir.
Tortul kayaçlar temelde iki şekilde oluşurlar. Bunların birincisi mevcut kayaçların parçalanmasından meydana gelen kırıntıların oluşturduğu kırıntılı kayaçlardır (klastik sedimanlar:
Kırıntı ve kalıntı). İkincisi kimyasal çökellerdir (kil ve kireçtaşları). Karışıma göre bunların
kristal şekli, büyüklüğü ve bileşimi değişir. Kimyasal bileşimlerine göre bunlar, silikat (kil),
karbonat (mermer), evaporit (kaya tuzu) ve organik (tebeşir) gruplarına ayrılırlar.
Tortul kayaçları meydana getirecek çökeller önce gevşek bir şekilde çökelirler. Çökelme
sonucu artan basınç ve ısı ile suları atılarak bağlayıcı maddelerle sertleşirler. Bağlayıcı maddelerin en önemlileri kireçtaşı, kil mineralleri ve silisik asittir. Çökellerin bu sertleşme olayına
diyajenez denir.
9.2 Ayrışma
Tortul kayaç döngüsü yeryüzünde meydana gelen olayların 3 önemli aşaması tarafından belirlenmektedir. Bunlar kayaçların ayrışması, taşınması ve çökelmesidir (Şakil 9.1). Bu olayların her biri kendi başına bir işlev olmakla beraber, tüm döngüyü gözden kaçırmamak gerekir. Yeryüzünün şimdiki şekli, sadece bugüne özgüdür. Bu, kapsamlı ve sürekli şekillenme
işlevlerinin geçici bir sonucudur.
Prof. Dr. H. Çelebi
153
Şekil 9.1
Kayaçtan kuma: Kayaçların ayrışma, taşınma ve çökelme aşamaları (Altaba ve diğ., 1995).
Ayrışma, önemli bir jeokimyasal işlevdir (Jacobshagen ve diğ., 2000) ve döngünün ilk aşamasını oluşturur. Yeryüzündeki kayaçların atmosfer olaylarına maruz kalmasından doğan
değişimleri kapsar. Isı farkı gibi fiziksel nedenlerden kaynaklanan ayrışma yanında, mineral
oluşumu veya dönüşümü gibi kimyasal ve bitkilerin neden olduğu biyolojik ayrışma olmak
üzere 3 şekli ayırt edilmektedir. Ayrışmayı başlatan kayaçların çatlak ve kırıklarıdır. Bunlar
ilk önce yeryüzüne doğru yükselen magmanın üstündeki basıncın azalması veya kalkması ile
oluşurlar. Magmatik kayaçlarda ayrıca soğuma ile ortaya çıkan hacim küçülmesi çatlakların
oluşumunda önemli rol oynar. Önce çok ince olan bu çatlaklar, iklim koşullarına göre zamanla genişliyerek yarık ve kırık boyutlarına varırlar. Burada su, en önemli etkendir (Şekil 9.1).
Su, gündüzün minerallerin farklı genleşmesi sonucu genişliyen çatlakların içine sızar ve gece
havanın soğuması ile donar. Bununla hacmi yaklaşık % 9 artan buzun yaptığı basınçla kayaç
dağılır (Şekil 9.2).
154
Jeokimya ilkeleri
Şekil 9.2
Buzun kayacı patlatması (Heinrich ve Hergt, 2002).
Görüldüğü gibi kurak iklim bölgelerinde ve yükseklerde suyun mekanik-fiziksel etkisi belirgindir. Ancak nemli iklim bölgelerinde suyun toprağa sızması nedeniyle kimyasal ay-rışma
ön plana çıkar. Ayrışma ve dağılma, kayacın mineral bileşimine bağlıdır. Tüm mineraller aynı
direnci gösterememektedir. Örneğin, kuvars suda hemen hemen hiç erimezken, kireçtaşı
karbondioksitin bulunduğu ortamda erir. Eriyen elementler başka mineralleri çözerek yeni
tepkimelerle çözünmeyi hızlandırırlar (9.3). Örneğin,
yükseltgenme (oksidasyon) ile,
4 FeSiO3 + O2 + 2 H2O ↔ 4 FeO(OH) . n H2O + 4 SiO2
Demirproksen Oksijen Su
limonit
Si-dioksit, eriyikte
9.1
veya
hidratasyon (suyun etkisi) ile,
H2O + CO2
↔
H2CO3,
Su
karbondioksit
karbonik asit
CaCO3 + H2CO3 ↔
Ca2+ + 2 HCO3Kalsit
karbonik asit
kalsiyum iyonu bikarbonat iyonu
9.2
9.3
kayaçlar atmosfer koşullarında ayrışabilmektedir. Bu tepkimeler sonunda çözülemiyen kil
veya kum gibi mineraller kalır (bak. Şekil 9.1).
Ayrışmadan etkilenen minerallerin % 90'ını silikat kayaçları teşkil eder. En kolay ayrışan 1+
ve 2+ değerlikli element bileşikleridir. Bunların ayrışması iyi bilinmektedir. Ancak Si 4+ ve
Al3+ gibi yüksek değerlikli iyonların ayrışması ayrıntılarıyla bilinmemektedir. Bu iyonlar
genelde hidrosilikat (hidrolizat) yaparlar. K feldspatın kile dönüşü ve ilgili tepkimeler Şekil
9.3’te görülmektedir.
Prof. Dr. H. Çelebi
155
Şekil 9.3
K feldspatın ayrışarak kil minerali kaolinite dönüşmesi (Heinrich ve Hergt, 2002).
Minerallerin kristal kafeslerinin yüzeylerindeki iyonlar, doygun olmadıklarından, su ve oksijen gibi atmosfer etkenleri tarafından kolay koparılırlar (Şekil 9.3). Dolayısiyle ayrışma ortam ve etkene göre hızlı veya yavaş ilerler. Sudaki erimiş oksijen ve OH- kökü öncelikle K1+,
Na2+, Ca2+ ve Mg2+ gibi düşük değerlikli elementleri çözerek uzaklaştırır. Al ve Si gibi yüksek
değerlikli iyonlar da ancak hidroksit, Al(OH)3 ve Si(OH)4, oluşturarak uzaklaşabilirler.
Bazı kimyasal değişimler sadece yeniden şekillenme ile oluşurlar. Örneğin, jipsin (CaSO4) su
alarak anhidrite (CaSO4.2H2O) dönüşmesi gibi. Fiziksel ayrışmanın ürünleri kum ve çakıl,
kimyasal ayrışmanın ürünleri de kildir. Bunlara paralel olarak yağışlı bazı bölgelerde kuvvetli
ayrışma sonucu asidik kayaçlardan Al, Fe ve Ni’in ekonomik öneme sahip boksit ve laterit
yatakları oluşur (bak. ayrıca 6.3.3).
Ayrışma işlevleri sırasında bitkiler de sürekli organik madde üreterek önemli rol oynarlar. Bu
organik maddeden yüzeyde verimli ve gevşek bir kayaç tabakası oluşur. Bu tabakaya toprak,
denir. Organik maddece zengin topraklara da humus adı verilir ve tarım için büyük önem
taşır. Bu tabakada yeni biyolojik işlevlerin gerçekleşmesi ve bitkilerin yetişmesi ile başka
Jeokimya ilkeleri
156
işlevler gelişir. Örneğin, bitki köklerinin çatlak ve yarıkları genişletmeleri ve hümik asitle
kayaçları eritmeleri gibi. Tüm biyolojik işlevler bu tabakada gerçekleşmektedir (Şekil 9.4 ve
Çizelge 9.1). Yeryüzünde bugünkü yaşam bu tabaka sayesinde mümkün olmaktadır.
9.3 Toprak oluşumu
Yukarıda belirtildiği gibi toprak, ayrışma sonucu oluşan ürünlerin en önemlisidir. Bu kayaç
ürünü, yerinde oluşan çökellerdir. Toprağın en önemli özelliği, dikey ve yüzeye paralel jeokimyasal açıdan önemli sayılan yıkanmış, zenginleşmiş ve ana kayaç seviyelerine ayrılmasıdır (Zeche ve Hintermaier-Erhard, 2002). Yaklaşık kalınlıkları iklim koşullarına ve kayaç
özelliğine bağlı olan bu seviyeler, Şekil 9.4’te görülmektedir.
Topraklar bileşimleri itibarı ile oluştukları ana kayaca benzerler. Değişik kayaçlar ve koşullar
değişik toprak türlerinin oluştururlar. Toprak için ana kayaç, iklim, biyolojik aktivite, zaman,
relief, insan ve su önemli rol oynarlar. Dengenin olmadığı ortamda değişim olacağından, toprak her zaman ve her yerde farklı şekilde oluşabilir. Toprakta genel olarak Si, Mg, Ca, Na ve
K azalırken, Al ve Fe değişkendirler. Topraklardaki iz element değişimi element
hareketliliğine bağlıdır. Örneğin, Ti, Mn ve Zr zenginleşirken, Sn, Mo ve Ag gibi ağır
elementler seyrelirler. Bunların bazıları canlı ve bitkiler için oldukça önemlidir.
Toprak kesiti veya profili olarak bilinen derinlemesine kayaç değişimi, üstteki organik
maddece zengin tabaka ile alttaki özgün kayaç tabakası arasında bulunur. Yukarıdan aşağıya 5
yatay tabakaya ayrılır. Bu tabakaların en üstünde bitki kalıntıları ile kil mineralleri karışımından oluşan ve toprak kurdu tarafından iyice karıştırılmış, zor ayrışabilen, yüksek
moleküllü organik maddeler içeren, koyu renkli humus, O tabakası, bulunur. Bu tabaka kil ve
eser element bakımından nispeten fakirdir (Çizelge 9.1).
Humus tabakasının altındaki A düzeyi, yukarıdan yıkanan malzemelerin biriktiği
zenginleşme bölgesidir. Özellikle kil minerallerinin biriktiği bu düzeyin kalınlığı üstündeki
bitki örtüsüne bağlıdır. Demir oksit ve hidroksitlerden ileri gelen sarı-kahverengi görünümü
ve yüksek eser element içeriği ile tanınırlar.
Toprak kesitinin ortalarındaki B düzeyi yukarıdan yıkanarak biriken ve yerinde oluşan
maddelerden meydana gelir. Fe’nin uzaklaşmasından rengi daha açıktır. Burada iklim
koşullarına göre belli elementler duricrust denileen seviyelerde zenginleşebilirler.
C düzeyi, toprak oluşumundan etkilenmemiş, ancak ayrışmış ana kayaçtır ve oksitlenmiş
olabilir. Kimyasal ayrışmanın etkili olmadığı bölgelerde bu tabaka oldukça incedir. Yağışlı
iklim bölgelerinde 100 m kalınlığına varabilir.
Prof. Dr. H. Çelebi
157
Şekil 9.4
Toprak oluşumu (White, 2001).
Hiç bozunmamış R düzeyi ana kayaçtır. Bu, üstündeki C ve B düzeylerini meydana getiren
kayaçtır. Burası yerinde oluşan bir kayaç olduğu gibi, bir buzul ile uzaktan taşınmış malzeme
veya akarsu kumu da olabilmektedir. Yer altı suyundan etkilenebilir. Toprak çeşitleri ve
sınıflandırılması Şekil 9.5’te verilmiştir (bak. ayrıca Zeche ve Hintermaier-Erhard, 2002).
Çizelge 9.1
Ayrışmış bir bazaltik kayacın ana bileşenleri (Rösler ve Lange, 1976).
Derinlik [cm]
[%]
15
46
107
168
213
SiO2 Al2O3
39,3
36,1
28,9
37,1
45,0
20,3
20,6
19,4
23,2
14,6
Fe2O3
CaO
16,4
21,8
30,5
18,1
13,3
1,7
0,5
0,5
0,6
9,8
MgO
0,30
0,30
0,20
0,30
2,40
Na2O
0,30
0,20
0,20
0,20
2,40
K2O
0,60
0,10
0,10
0,10
1,50
Jeokimya ilkeleri
158
Şekil 9.5
Toprak çeşitlerinin üçken diyagramda gösterimi (Heinrich ve Hergt, 2002).
9.4 Tortul kayaçların kimyasal ve mineral bileşimi
Tortul kayaçların kimyası çok değişiktir. Kumtaşları % 99'a kadar SiO2, boksitler % 70 Al2O3,
limonit % 75 Fe2O3 ve kireçtaşları % 56 CaO içerebilmektedirler. Çizelge 8.1 çökellerin ana
element dağılımının ortalama değerlerini ve mineral bileşimini vermektedir.
Çökellerin iz element dağılımı da temel kimyasal bileşenleri kadar ilginçtir. Önemli çökellerin
ortalama iz element derişimi ve magmatitlerle karşılaştırılması Çizelge 9.2’de verilmiştir.
Görüldüğü gibi tortul kayaçlarda, magmatik kayaçlardan farklı elementler zenginleşmekte
veya seyrelmektedir. Tortullarda öncelikle Li, B, As, Rb, Th, U, S (şistlerde) ile Cl, I, F ve Br
(evaporitlerde) iz elementleri zenginleşmektedir. Buna karşın Cr ve Ni gibi ağır metallerle P
azalmaktadır. Nadir toprak elementleri değişmemektedir. Bu da elementlerin magmatik
ortama göre farklı hareket etiklerini gösterir. Çünkü tortulların oluşumunda Eh-pH ve iyonik
potansiyel önemli rol oynar. Kolloidler, organik bileşenler ve kompleks oluşumu tortul ortamı
önemli ölçüde etkiler ve şekillendirir.
Magmatik mineraller ayrışmaya karşı değişik dayanıklılık gösterirler. Bu, çökellere farklı
oranlarda yansımalarına neden olmaktadır. Azalan dayanıklılık sırasına göre bunlar şöyle sıralanmaktadır (Mason ve Moore, 1985):
Kuvars, feldspat, kalsit, dolomit ve kil mineralleri detritüs meydana getirirler ve çökellerde
sıkça bulunurlar. Glakonit, limonit, boksit ve kollofanla (sedimanter apatit), apatit gibi mineraller daha enderdir. Amorf ve kolloidlere daha da seyrek rastlanmaktadır.
Prof. Dr. H. Çelebi
159
Kuvars
↓ detritüs
Muskovit
↓
K-feldspat
↓
Biyotit
↓
Alk. Plajiyoklas-Hornblend
↓
Ca-Plajiyoklas-Ojit
↓
Olivin
Çizelge 9.2
Yaygın tortulların ortalama eser element derişimi, ppm (Mason ve Moore, 1985).
Element
Li
Be
B
F
Na
Mg
Al
Si
P
S
Cl
K
Ca
Sc
Ti
V
Cr
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
As
Se
Br
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Ag
Cd
In
Sn
Sb
I
Cs
Na
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Şist
66
3
100
740
9600
15000
80000
273000
700
2400
180
26600
22100
13
4600
130
90
850
47200
19
68
45
95
19
1,6
13
0,6
4
140
300
26
160
11
2,6
0,07
0,3
0,1
6
1,5
2,2
5
580
24
50
6,1
24
5,8
1,1
5,2
Kumtaşı
Kireç taşı
Magmatit
15
6
20
35
270
3300
7000
25000
368000
170
240
10
10700
39100
1
1500
20
35
1100
9800
0,3
2
4
16
12
0,8
1
0,005
1
60
20
15
220
0,3
0,2
0,09
0,2
1,7
10
16
30
4
15
3,7
0,8
3,2
20
330
400
47000
4200
24000
400
1200
15
2700
302300
1
400
20
11
950
3800
0,1
20
55
20
4
0,2
1
0,08
6,2
3
610
6,4
19
20
0,3
0,07
0,08
0,1
2
0,2
1,7
3
425
6,3
10
1,5
6,2
1,4
0,3
1,4
10
625
28000
20000
81000
277200
1050
260
130
25900
36300
22
4400
135
100
50000
25
75
70
15
1,5
1,8
0,05
2,5
90
375
33
165
20
0,5
30
60
8,2
28
6
1,2
0,9
160
Jeokimya ilkeleri
Çizelge 9.2 (devam)
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Hg
Tl
Bi
Pb
Th
U
0,9
4,3
1,2
2,7
0,5
2,2
0,6
2,8
0,8
1,8
0,4
1
0,4
20
12
3,4
0,6
2,6
1
1,6
0,3
1,2
0,4
3,9
1,6
0,3
0,5
0,17
7
1,7
0,45
0,2
1,1
0,3
0,7
0,1
0,7
0,2
0,3
2
0,6
0,2
0,2
0,2
9
1,7
2,2
0,9
3
1,2
2,8
0,5
3,4
0,5
3
1,5
0,15
0,1
0,1
13
9,6
2,7
9.5 Taşınma ve çökelme
Taşınma ve çökelme birbiri ile çok sıkı bir şekilde ilintilidirler. Bunları birbirinden ayırmak
olası değildir. Örneğin, rüzgarın bir kayaçtan kopardığı bir kum parçasını biraz ilerde kuytu
bir yerde bırakması veya kaldırdığı tozun çok uzaklarda yığılması, çökelmenin taşınmanın
devamı olduğunu göstermektedir. Bu nedenle bunlar burada beraber incelenecektir.
Suyun taşınma ve çökelmedeki rolü oldukça büyüktür. Su, akarsu (dere, nehir), yeryüzü ve
yer altı (eroziyon) suyu olarak çok büyük boyutlarda kitleler taşıyabilmekte ve yığabilmektedir (deniz, göl). Yağış suları dere, çay ve nehirlerle büyük yüksekliklerden deniz ve göllere
akarak yataklarındaki kayaç ve bitki malzemelerini sürekli buralara taşırlar. Bu şekilde
akarsu yatağı sürekli yeniden şekillenir (V vadisi), akış hızının düşük olduğu yerlerde menderes ve formasyon sertliğinin farklı olduğu yerlerde de şelaleler oluşur. Akış hızının kesildiği yerlerde nehir terası, plaser; deniz ve göllere döküldüğü yerlerde de delta konileri meydana gelir (Şekil 9.6). Yer altı suları ile de kireçtaşlarında mağara, sarkıt ve dikitler oluşurlar.
Suyun diğer önemli etkisi kar ve buzla gerçekleşmektedir. Soğuk ve kutup bölgelerinde yağış,
kar halinde düşer. Kar, donma derecesi altındaki ısı özelliklerini yerin üst tabakalarında da
korur ve toprağı etkiler. Düşen yoğun yağış miktarı donarak birikir ve yeni yağışlarla sürekli
beslenir. Böylece kalın bir buz tabakası meydana gelir. Buzul (gleçer) denilen bu buz kütlesi,
çekim yasasına göre vadi boyunca aşağı hareket eder ve kayaçları gevşeterek dağıtır. Buzulların biriktirdiği çeşitli tane boyundaki kayaç malzemesine moren denir (ayrıntlar için bak.
Altaba ve diğ., 1995 ve Jacobshagen ve diğ., 2000).
Prof. Dr. H. Çelebi
161
Şekil 9.6
Kara ve denizlerde çeşitli taşıma ve çökelme ortamları bir arada bulunmaktadır (Jacobshagen ve diğ., 2000).
Rüzgarın taşıma ve çökelmedeki rölü küçümsenemez (Şekil 9.6). Rüzgar, hızından doğan
kuvvetle hafif kayaç parçacıklarını hareket ettirerek çarpma ile dolaylı yoldan kayaçları parçalıyabilmekte ve uzak mesafelere taşıyabilmektedir. Rüzgarla taşınan gevşetilmiş kum taneciklerinin birikmesinden meydana gelen yığışımlara kumul denir. Bunların daha ince toz
halindeki kil ve kireçtaşı parçacıklarının karışımına lös adı verilir. Rüzgar da, aynen su gibi,
daha çok bitki örtüsü olmıyan bölgelerde etkili olmaktadır.
9.5.1 Tortulların ürünleri
Çökelme olayları, madde taşıyıcı (H2O, CO2, H2CO3) ve madde dönüştürücü (hidroksit,
yükseltgenme: Fe2+→ Fe3+↓) olaylar olmak üzere ikiye ayrılır. Tortul ortamların bu özelliklerinden dolayı bazı elementlerin bileşikleri ayrışma sonucu belli yerlerde yoğunlaşır (Al ve
Fe) veya tersine seyrelirler (Mg, Na, K gibi). Çizelge 9.1 örneği bunu toprak oluşumu ile
göstermektedir. Mineral bileşimi de buna paraleldir (humus, kil ve silikat gibi, Şekil 9.8).
Yeryüzünde meydana gelen jeolojik olayların temel eğilimi, yüzeysel bir bakışla, mevcut
maddelerin aşınması, taşınması ve çökelmesidir. Bu işlevler sırasında tüm elementler ayrışarak yeniden birleşirler. Bunların dayanıklı olanları kum, kolay eriyenler kil ve tuz
oluşuklarını meydana getirirler. Buna göre tortullar, içeriklerine göre, şöyle
sınıflandırılmaktadır:
Si
Kalıntılar
SiO2
Al, Si, K
Hidrolizatlar
Kil mineralleri
Fe
Oksidatlar
Fe(OH)3
Ca, Mg
Karbonatlar
CaCO3
Ca, K, Na, Mg
Evaporitler
NaCl, CaSO4
Jeokimya ilkeleri
162
İyonların çökelmesi ile oluşan kolloidler de çökellerin oluşumunda önemli rol oynarlar. Biyotit ve muskovit gibi bazı dayanıklı mineraller bozulmadan da totulara geçebilirler. Tortulları
oluşturacak eriyiklerde alkaliler en son çökelirler. Si, Al ve Fe3+ bileşikleri ise, en erken
çökelirler ve yeni mineraller oluştururlar. Bu kapsamda evaporitler örnek gösterilebilir:
Şekil 9.7 tuz (evaporit) minerallerinin beraber bulunma koşullarını göstermektedir. Buna göre
son bileşenler K2, Mg ve SO4, halit (NaCl) ile yaklaşık 25 ْ C’de dengede bulunmaktadırlar.
İzoterm deniz suyu buharlaşması ile kristalleşen blöditi [Na2Mg(SO4)2.4H2O] epsomit
[MgSO4.7H2O] takip eder. Bundan sonra doğal koşullarda kainit fazı [KMgSO4Cl.3H2O]
çökelir. Hekzahidrit-kainit, kizerit-kainit, kizerit-karnalit fazlarından sonra kizerit-karnalitbişofit fazları ile çökelme son bulur (en son çökelen halit, en önce erir).
Ayrışma, taşınma ve çökelme olayları çok uzun süre alır ve iklim koşullarına, su miktarına ve
kayacın yapısına bağlı olarak değişir. Anadolu’nun iklim koşullarında 1 cm toprak için 1000
yıl gerektiği kabul edilmektedir.
Şekil 9.7
Tuz minerallerinin (evaporitlerin) duraylılık alanları (Mason ve Moore, 1985).
Yer tarihi bakımından toplam tortul bilançosu şüphesiz önemli bir büyüklüktür. Bunun hesaplanması da o kadar önemli ve gerekli bir veridir. Bu amaçla birçok deneme yapılmıştır. Buna
göre yeryüzünün % 75’i tortul kayaçlarla örtülü bulunmaktadır. Yer tarihi boyunca 3,8.108
km3 sediman dış olaylarla denizlere taşınmıştır (Mason ve Moore, 1985). Bu, yeryüzünü 750
m, sadece karaları ise, yaklaşık 2200 m kalınlığında bir sediman tabakası ile örtmeye karşılık
gelir. Yeryüzündeki tortulların yaklaşık % 74’ü şistlerden, % 11’i kumtaşlarından ve % 15’i
de kireçtaşlarından meydana gelmektedir.
Prof. Dr. H. Çelebi
163
Şekil 9.8
Tortul kayaçlara örnekler: a, kil; b, kumtaşı ve c, kaya tuzu (Halit) (Rymes, 2003).
Kıyılardaki ayrışma ve değişim bu notların kapsamını aşacağından, konu ile ilgili bilgiler için
özel kaynaklara başvurulması önerilir (örneğin, Jacobshagen ve diğ., 2000).
Kaynakça
1. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
2. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s.
3. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 298 s.
4. Jacobshagen, V., Arndt, J., Götze, H.-J., Mertmann, D. ve Wallfass, C. M., 1999: Einführung in die
geologischen Wissenschaften. Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 432 s.
5. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enke-Verlag, Stuttgart, 340
6. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke-Verleg, Stuttgart, 675 s.
7. Symes, R. F., 2003: Taşların dünyası. Tübitak yayını, 2. basım, Ankara, 64 s.
8. White, W. M., 2001: Geochemistry. 700 s. www.imwa.info/geochemie/chapters.html
9. Zeche, W. ve Hintermaier-Erhard, G., 2002: Böden der Welt. Spektrum Akdemischer Verlag Heidelberg
Berlin, 120 s.
Jeokimya ilkeleri
164
10 BAŞKALAŞIM KAYAÇLARININ JEOKİMYASI
10.1 Tanımlar
Başkalaşım kayaçları veya diğer adı ile metamorfitler, başak kayaçların ısı ve basıncın etkisi
ile yeniden kristalleşmelerinden oluşan kayaçlarıdır. Bu nedenle bunların ana kayaçları kor
kayaçları, tortullar veya kendileri gibi önceki başkalaşım kayaçları da olabilmektedir. Başkalaşım kayaçlarının gözlenebilecek en belirgin yapısal özelliği, minerallerinin yönlü basıncın
etkisi ile yönlenmesi, yani şistozite ve paralel yüzeylerin oluşması folyasyondur. Bunlar
kayaç döngüsünün bir sonucu olarak görülür. Derine dalan kayaç, değişen ısı ve basıncın
etkisi ile yapısal değişikliğe uğramıştır. Başkalaşım kayaçları yer kabuğunun, hacimsel olarak,
% 27’sini oluştururlar.
Başkalaşım kayaçları hem tortul, hem de kor kayaçlarının özelliklerini gösterirler. Örneğin,
minerallerinin yönlenmesi ile tortulları, kristallerinin iri tane boyları ile de kor kayaçları
anımsatırlar. Bu nedenle bunların ana kayacını bulmak, büyük bir sorundur. Mineral bileşimi
bakımından da bunlara çok benzerler. Ancak sadece bazı mineraller başkalaşım kayaçlarına
özgüdür. Bunlara andülizit, silimanit, kordiyerit, storolit ve granat örnek verilebilir.
Başkalaşım kayaçları genelde kıvrımlı, yoğun ve ince taneli olurlar. Ancak başka mineraller
yerine büyüyen bazı minerallerle oluşan iri taneli yapı, kristoblastlar, bu kayaçlara özgüdür.
Bunun yanında başkalaşım kayaçlarında yapraksı, plakamsı ve çubuksu mineral yapısı
yaygındır.
Başkalaşım kayaçlarının oluşumunu sağlıyan en önemli etkenler yüksek ısı ve basınçtır. Bunların etkisi ile kiltaşları mikaşistlere veya gnayslara, kumtaşları kuvarsitlere, kireçtaşları mermerlere, bazaltlar amfibolitlere ve granitler de gnayslara dönüşürler. Basıncın etkisi ile mineraller yönlenerek paralel bir doku oluştururlar. Artan ısı ile plastik özellik kazanan kayaç,
yeniden şekillenir. Böylece ortaya çıkan en belirgin kayaçlar, yukarıda da adı geçen, gnays,
amfibolit, mikaşist, mermer, hornfels ve migmatitle eklojittir. Bunlardan gnays, çok az şistozite gösteren, feldspat ve kuvarsça zengin bir kayaçtır. Amfibol, yeşil renkli ve iyi şistozite
gösteren bir kayaçtır. Hornblend ve plajiyoklas oranı yüksektir. Mikaşist, kısmen koyu renkli
ve iyi şistoziteli, yüksek oranda mika ve kuvars içeren, kepeğimsi ve parlak bir kayaçtır (Şekil
10.1). Mermer, kireçtaşlarından oluşan çeşitli renklerde bir kayaçtır. En önemli minerali
kalsittir. Çok çeşitli minerallerden oluşan, ince taneli ve koyu renkli (biyotit, kor-diyerit v. s.)
hornfels, killerden dönüşür. Migmatit, kırmızı gnays olarak da bilinir. Çoğunlukla kuvars ve
plajiyo-klaslardan oluşur. Başkalaşımın en yüksek derecesine işaret eder. Son olarak yeşil
renkli ve ince taneli eklojit, içindeki kırmızı granatlardan tanınır. En önemli mineral
bileşenleri piroksen ve granattır (Altaba ve diğ., 1995).
Prof. Dr. H. Çelebi
165
Şekil 10.1
Başkalaşım kayaçlarının en yaygın kayaçları: a, gnays; b, mikaşist ve c, kuvarsit (Symes, 2003).
10.2 Başkalaşım kayaçlarının oluşumu ve derecelenmeleri
Klasik başkalaşım kayaçları sınıflandırması, artan ısı ve basınç derecelerine göre, epi, nezo ve
kata zonlarına göre yapılmaktadır. Buna göre, artan derinlikle sürekli yükselen basınç ve
ısıya göre kayaçlar oluşmaktadır. Bu sav, çok sadedir ve bugün ancak dalma-batma
zonlarında yaygın ve büyük boyutlarda gözlenen bölgesel başkalaşım için kabul edilebilir.
Başkala-şım alanı boyutlarının 2-3 km ile sınırlı olması durumunda kontakt başkalaşımından
söz edilir. Bu başkalaşım, sıcak bir jeolojik birimin (magma, plüton) soğuk bir komşu birime
sokulması ve değişime uğratması ile ortaya çıkar. Diğer önemli başkalaşım türleri, yönlenmiş
kuvvetlerden kaynaklanan, örneğin, dağ oluşumu sırasında kendini gösteren, dinamometamorfizma ile yeniden kristalleşmeyi (skarn) sağlıyan metazomatizmadır. Bu sava karşın
modern sınıflama, mineral birlikteliklerine, fasiyeslere*, dayanmaktadır (Şekil 10.2). Gerçekte başkalaşım sırasında çok değişik işlevler rol oynamaktadır. Artan ısı ile zeolit, prehnitpumpeliyit, yeşil şist, amfibolit ve granülit fasiyeleri ayırt edilmektedir. Mavi şist ve eklojit
fasiyesleri ancak yüksek basınçta gerçekleşirler. Bunların her birinin ayrıca birkaç alt (süb)
fasiyesi bulunur. Bir fasiyes, aynı fiziksel ve kimyasal koşullar altında kristalleşen kayaçları
kapsar. Bir fasiyeste sadece sınırlı ve kayaç bileşimine bağlı olarak değişik kombinasyonlarda
bir mineral topluluğu bulunabilir (bak. faz kuralı ve Şekil 10.3). Oluşacak mineraller öncelikle
ana kayaç (edükt) bileşimine bağlıdır ve kimyasal denge durumundadırlar. Fiziko-kimyasal
koşulların değişimi ile bunların yerini başka mineraller veya bunların kombinasyonları alır.
__________
* Pentti Eelis Eskola (1883-1964) ilk kullanan yer bilimci
166
Jeokimya ilkeleri
Winkler (1976) başkalaşım kayaçlarını mineral tepkimelerine göre yapmaktadır. Her fizikokimyasal alanda (=eşısı, eşbasınç) belli tepkimeler ve bunlara bağlı olarak da mineraller
ortaya çıkmakta veya kaybolmaktadır. Bu tür minerallere kritik mineral denir. Böylece belli
başkalaşım derecelerinin sınırlandırılması mümkün olmaktadır. Örneğin, yeşilşist fasiyesinin
(~350-550 ْ C ve 2 GPa) en düşük derecesini gösteren sübfasiyesi (alt derece) kuvars-albitmuskovitklorittir. Üst sınırı da, kuvars-albit-epidot-almandin sübfasiyesi ile belirlenmektedir.
Daha yüksek derecelerde biyotit, kordiyerit, silimanit ve hipersten oluşur.
Şekil 10.2
Isı ve basınç diyagramında başkalaşım dereceleri (fasiyesleri). a-e, albit-epidot; hfs, hornfels; hbl, hornblend ve
px, piroksen (Jacobshagen ve diğ., 2000).
Başkalaşım dereceleri mineralleri ısı ve basınca çok bağlı olduklarından, jeotermo-barometre
olarak kullanılırlar. Bunların bazıları başkalaşım derecesinin düşmesi, geriliyen başkalaşım
(=retrograd başkalaşım), sırasında oluşurlar. Bunların sayesinde örneğin, başkalaşımın en
yüksek derecesi saptanabilmektedir.
Gibbs faz kuralına göre ancak,
F=K-P+2
kadar P faz sayısı oluşacağından, F serbestlik dercesine bağlı gerekli K bileşen sayısı bulunabilir. Şekil 10.2’de Al2SiO5’in faz diyagramı görülmektedir. Faz sınırlarını gösteren ünivariyant tepkime çizgileriyle ayrılan Al2SiO5’in 3 modifikasyonu, disten-silimanit-andülizit, üçlü
(tripel) noktasında dengede bulunmaktadırlar. Basınçla yoğunluğun arttığı görülmektedir.
Prof. Dr. H. Çelebi
167
Şekil 10.3
Al2SiO5 midifkasyonları disten, silimanit ve andülizit’in faz diyagramı. Silimanit yüksek ısıya, ditsen de yüksek
basınca işaret etmektedir (parantezde yoğunluklar, Holdway, 1971, Okrusch ve Matthes, 2005’ten ).
10.3 Başkalaşım kayaçlarının kimyasal bileşimi
Basınç ve ısının değişimi ile dengede bulunan mineral fazlarının denge durumu bozulur. Yeni
bir denge durumunu sağlamak için düzenlenen minerallerin bazıları diğerlerinin hesabına
veya birbirleri ile tepkimeye girerek yeni fazlar oluştururlar. Böylece bu başkalaşım tepkimelerinden yeni mineral birliktelikleri ortaya çıkar.
Aynı zona ait bölgesel başkalaşım kayaçları, denge durumunun sağlanmış olması durumunda,
bir ortak kimyasal bileşime sahiptir. Mineral birlikteliğindeki sapmalar, başka başkalaşım
koşullarının gerçekleştiğine işaret eder. Büyük olasılıkla her başkalaşım işlevi sırasında H2O
gibi sıvı ve CO2 gibi gazların neden olduğu bir metazomatizma söz konusu olmaktadır. Buna
göre eş kimyasal koşulların etkin olması gerekir. Burada eş kimyasal koşullar, başkalaşım
öncesi ve sonrası madde miktarının değişmemsi demektir. Yani başkalaşım sırasında kayde
değer bir madde alış-verişi olmaz, sadece mevcut maddeler yeniden kristalleşirler.
Başkalaşım kayaçlarının kimyası oldukça değişkendir. Bu bir magmatik kayacın bileşimini
andıracağı gibi, tortul kayaç kimyası da olabilmektedir. Çizelge 8.1’de başkalaşım kayaçlarına
örnek olarak amfibolit ve şistlerin ana kimyasal bileşenleri ve mineral dağılımı verilmiştir.
Bazen ana kayacı kestirmek için kayaç kimyasından başka bir yol kalmaz. Örneğin, ana kayaç
dokusunun başkalaşımla tümden değişmiş olması durumu gibi. Bununla beraber aşağıdaki
ipuçları tortul ana kayacın bulunmasında yararlı olabilmektedir:
- Al2O3 oranının yüksek oluşu (C: İng. Corundum, C>%5),
- K2O>Na2O ve MgO>CaO ise (→ kiltaşı) ve
- SiO2> %80 veya Q>50 ise (→ kumtaşı)
168
Jeokimya ilkeleri
kayacın kökeni büyük olasılıkla sedimanterdir. Bu başkalaşım kayaçların başına para getirilerek adlandırılır. Örneğin, paraamfibolit gibi. Magmatik kökenli başkalaşım kayaçlarının
başına da orto eki getirilir, Ortognays gibi.
Başkalaşım sırasında iyon hareketliliği önemli rol oynar. En önemli iyonlar, doğaları gereği,
sıvı ve gazlardır (H2O, CO2, S ve Cl). Bunları K2O, Na2O ve F ile CaO takip eder. En az
hareketli bileşenler MgO, SiO2, Al2O3 ve TiO2’dir. Başkalaşım işlevlerinde O2’nin beklendiği
kadar hareketli olmadığı saptanmıştır. H2O‘nin oksijeni bunu telafi etmektedir (Mason ve
Moore, 1985) .
Başkalaşım kayaçlarının iz element dağılımları ve derişimleri hakkında kesin bilgiler bulunmamaktadır. Ancak bölgesel başkalaşım ürünü kayaçlardaki dağılım ve derişimleri ana kayaçlardaki ana element dağılımına koşut olduğu bilinmektedir. Yani kor kayaçlarında olduğu gibi
burada da Nernst eşitliğine göre dağılırlar (bak 8.4.2). Bunun yanında kontakt başkalaşımın
etkilediği tortul kayaçlarda bazen Fe, Pb, Zn, W ve Sn cevherleşmelerine rastlanmaktadır.
10.4 Başkalaşım mineral birliktelikleri (fasiyesleri)
Yukarıda belirtildiği gibi her mineral ancak belli başkalaşım koşullarında duraylıdır. Başkalaşım kayaçlarının hem oluşum koşullarını, hem de ana kayaçların kimyasal bileşimini yansıttıkları bilinmektedir. Aynı bileşimdeki kayaçlar ancak farklı oluşum koşulları altında farklı
mineral bileşimini gösterebilirler. Bu, fasiyes fikrinin temelini oluşturmaktadır. Buna göre
fasiyes, krititk minerallerle sınırlanabilen ve aynı mineral bileşimini gösteren kayaç birimidir.
Ancak burada dengenin sağlanmış olması şarttır. Kritik veya indeks mineraller, yalnız bir
fasiyeste görülen, duyarlı mineral veya mineral grubudur. Fasiyes tanımı, tüm kayaçlara
uygulanabilmekle beraber, sadece başkalaşım kayaçlarında yararlanılmaktadır.
Fasiyeslere özgü mineralojik özellikler ancak derişim üçgenleri yardımı ile açıklanabilmektedir. Bu üçgenlerin köşelerinde ana element oksit derişimlerinin mol sayıları yer alır. Oksitler, fasiyeslerde meydana gelen mineral bileşimine göre seçilir. Burada en çok kullanılan
diyagram, ACF diyagramıdır. Diyagramda,
A, Al2O3+Fe2O3,
C, CaO ve
F, MgO+MnO+FeO
Demektir. A+C+F=100 alınarak örnek analiz değerleri üçkene yerleştirilir. SiO2 genelde aşırı
bulunduğundan, burada kullanılmaz. ACF diyagramında iyi sonuç vermiyen, örneğin, yüksek
K içerikli kayaçlar için, A’KF gibi seçenekli diyagramlar geliştirilmiştir. Bu üçkende,
A’=(Al2O3+Fe2O3)-(Na2O+K2O+CaO) ve
K=K2O’yu
Prof. Dr. H. Çelebi
169
ifade eder (F değişmez, A’+K+F=100). Şekil 10.4a’de önemli başkalaşım kayaçlarının
projeksiyonu ACF ve A’KF derişim üçgenlerinde görülmektedir. 10.4b, magmatik ve tortul
kayaçların yaklaşık kimyasal bileşim alanlarını göstermektedir.
Görüldüğü gibi bu üçgenlerde önemli başkalaşım kayaçları gösterilebilmektedir. Na2O’nun
gösterilmemesi bir eksiklik sayılmaktadır. Granatlar gibi biner katı karışımlar katı çizgilerle,
terner katı karışımlarsa, alan olarak gösterilirler (örneğin, hornblend). Beraber bulunan
mineraller bir çizgi ile birleştirilir. Böylece üçkenler oluşturulur. Örneğin, epidot-tremolitklorit üçkeni gibi.
Şekil 10.4
Önemli başkalaşım mineral a ve kayaçlarının b ACF ve A’KF diyagramlarındaki yerleri (Okrusch ve Matthes,
2005). G, granit; Gd, granodiyorit; Gb, gabro; B, bazalt ve P, peridotit.
Kaynakça
1. Akçay, M., 2002: Jeokimya. KTÜ yayını 204, Trabzon, 506 s.
2. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
3. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s.
Jeokimya ilkeleri
170
4.Jacobshagen, V., Arndt, J., Götze, H.-J., Mertmann, D. ve Wallfass, C. M., 2000: Einführung in die
geologischen Wissenschaften. Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart, 432 s.
5. Holdway, M., 1971: Stability of andulisite and aluminmum silicate phase diagram. Am. J. Sci. 271, 97-131.
6. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
7. Okrusch, M. ve Matthes, S., 2005: Mineralogie. Springer-Verlag, Berlin, 526 s.
8. Symes, R. F., 2003: Taşların dünyası. Tübitak yayını, 2. basım, Ankara, 64 s.
9. Winkler, H. G. F., 1979: Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Fifth edition, Springer-Verl., New York,
Heidelberg Berlin, 348 s.
Prof. Dr. H. Çelebi
171
11 ATMOSFERİN JEOKİMYASI
11.1 Genel bakış
Atmosfer, yeryuvarına saran ve onu güneş ve uzaydan gelen zararlı ışınlardan koruyan, bunların etkisini ya soğurarark azaltan (filtreler) veya engelliyen örtü tabakasıdır. Bu tabaka aynı
zamanda canlı doğa için gerekli O2, CO2 ve H2O gibi tepkime gazları da içerir.
Atmosfer yerkürenin çok küçük bir parçası olmasına karşın yeryüzündeki kimyasal işlevleri
büyük ölçüde etkilemekte ve jeokimyasal tepkimeleri meydana getiren oksijen, karbondioksit
ile suyu taşıyan ve taşkürede ayrışmayı sağlıyan önemli bir ortamdır. Kükürt, kömür ve
halojenler gibi jeokimyasal veya biyolojik işlevler için önemli bazı elementleri yine atmosfer
hareket ettirmektedir. Örneğin karbondioksit, eser oranda bulunmasına karşın bitkiler için
yaşamsal öneme sahiptir. Aynı şekilde tüm derişimi stratosferdeki ozon tabakasında bulunan
ozon da morötesi ışımayı engelliyerek yeryüzünde yaşamı olası kılmaktadır.
Atmosfer oldukça hareketli bir yeryuvarı tabakasıdır. Hareketliliğin temel nedenleri
yerkürenin enlemlerindeki oldukça farklı ısı derecelerinde ve yerin dönmesinde yatmaktadır.
Bu, sıcak ve soğuk hava karışımı (rüzgar), su buharına doygun hava (bulut) ve yağış olarak
kendini göstermektedir. Yeryüzündeki çeşitli hava akımları yerin hareketinin bir sonucudur.
Yer dönmeseydi, ekvatordaki hava ısınarak yükselecekti. Bunun yerini kutuplardaki soğuk
hava alt kısımlarda dolduracaktı. Ancak yerin hareketi ile bu etki soğuk havanın kuzey yarım
kürede kuzeydoğudan, güney yarım kürede de güneydoğudan eser. Dolayısı ile hava akımları
boylamlara göre yönlenerek ayarlanmaktadır. Böylece ekvatorda bir alçak basınç bölgesi,
kutuplarda da bir yüksek basınç bölgesi etkili olmaktadır. Bunun yanında kara ve denizlerin
farklı ısınmaları da önemli rol oynamaktadır. Muson, batı ve meltem rüzgarları kara ve denizlerin ısı farkından doğarlar. Benzer şekilde yağışlar da soğuk ve sıcak hava kitlelerinin karşı
karşıya gelmelerinden kaynaklanmaktadır. Atmosfer, sukürenin oluşmasını da sağlamıştır.
11.2 Atmosferin kimyasal bileşimi
Atmosfer, diğer yer katmanlarına göre sade ve homojen bir bileşime sahiptir. Ortalama
hacimsel bileşimi Şekil 11.1’de gösterilmiştir. Önemli bileşenlerin sayısal değerleri,
Bileşen
Oran %
N2
O2
78,08 20,95
Ar
0,93
CO2
Ne
0,03 ppm 18
He
5
Kr
1,1
Xe
0,9
H
0,7
O3
0,1
şeklindedir (Breuer, 1997). Bunların yanında çok az miktarlarda su buharı (~ % 0,4) ve NH 4
(1,8 ppm); eser bileşen olarak SO2, (1 ppm) CO (0,2 ppm) ile NOx bitki, volkanizma, baca ve
yakıcı motorlardan yayılırlar. Ana bileşen N2, O2 ve Ar arasında sadece kinetik tepkimeler
olasıdır. Bu bileşim büyük yüksekliklere kadar önemli değişiklikler göstermez, ancak
yoğunluğu ve basıncı hızla düşer. Normalde renksiz ve kokusuz bir karışım olan havanın
172
Jeokimya ilkeleri
yoğunluğu 0,00129, ıvı halde 0,9 gcm-3’tür. Basıncı yükseklikle barometrik yükseklik formülü* p=po.e-gh/RT‘ye göre değişir. Örneğin, 10 km yükseklikte oksijen seyrelmesinden
dolayı nefes almak zorlaşır, 20 km’de artık oksijen yetmezliğinden mum dahi yanmaz.
Böylece adım adım yükseklikle gaz parçacıkları uzayın derinliklerinde kaybolur. İnsanların
etkin olduğu atmosferin ilk 60 km’sine homosfer denir.
Şekil 11.1
Atmosferin hacimsel kimyasal bileşimi (Breuer, 1997).
Bazı tanımlara göre atmosfer 100, Amerikan tanımına göre de 80 km’de biter, uzay başlar
(Şekil 11.2). Ancak havacılar atmosferin sonunu 650 km ile sınırlamaktadırlar. 9.600 km
sınırını savunanlar da bulunmaktadır (Altaba ve diğ., 1995). 60 km’den sonra basıncın
düşmesi nedeniyle atmosferin özellikleri büyük ölçüde değiştiğinden, atmosfer meteorolojik
atmosfer ve iyonosfer kısımlarına ayrılır. Meteorolojik atmosfer, tüm hava etkinliklerinin
meydana geldiği troposfer (10 km’ye kadar) ve stratosfer’i (50 km’ye kadar) kapsar. Bunlar,
tropopoz geçiş aralığı ile birbirinden ayrılırlar. Su buharının hemen hemen tümü, atmosfer
havasının de 70’i troposferde bulunur ve yükseklikle hızla azalır. Tüm hava hareket ve değişiklikleri burada meydana gelirler. Stratosfer, aralarında dikey hava akım olmıyan tabakalardan meydana gelir. Ancak burada ısı yüksekliğe bağlı olarak hızla değişir. Troposferde
yaklaşık 6 °C/km düşen ısı, stratosferde -60 °C’yi bulur. Bundan sonra yaklaşık 50 km yüksekliğe kadar ısı tekrar yükselerek ortalama 50 °C’ye ulaşır. 80 km’ye kadar ısı düşerek -80
°C olur. 80 km’den sonra ısı düzenli artar ve örneğin 400 km’de 1200 °C’yi aşar (Şekil 11.2).
Stratosferde aynı zamanda yeryüzündeki yaşam için çok önemli olan ozon tabakası bulunur.
15-50 km arasında 200-340 nm dalga boyundaki morötesi ışınların (ultra violette, UV) etkisi
ile atmosfer oksijeninden oluşan bu tabakadaki ozon (O3),
ve
h
 O+O
O2 
h
O2+O 
 O3
11.1
11.2
_______
*Bu formülde p0, deniz seviyesindeki hava basıncı [0,1 MPa]; g, yerçekimi [ms-2]; h, yükseklik [m]; R, evrensel
gaz sabitesi [6,022.1023mol-1] ve T, ısı’dir [K].
Prof. Dr. H. Çelebi
173
eşitliklerine göre güneş ışığının etkisi ile doğal oluşur. Atmosferdeki oranı % 0,001 olmasına
karşın ozon, tüm morötesi ışımayı soğurmaktadır. Buradaki yüksek ısı, bu soğurma işlevine
bağlanmaktadır. 60-80 km’lerde kozmik ve morötesi ışınların etkisi ile gaz molekülleri
iyonize olmaları ile iyonosfer oluşmuştur.
Şekil 11.2
Atmosferin yapısı ve ısı dağılımı (solda), tabakalanma ve UV ışınları (sağda; Heinrich ve Hergt, 20002).
İyonosfer, stratopoz ile başlar ve mezosfer (50-80 km) ile ısının hızla yükseldiği termosfer
(80-500 km) tabakalarından meydana gelir. Bunların arasında mezopoz bulunur. Termosferden, 500 km’den sonra, uzaya uzanan eksosfer (manyetosfer) başlar. Burada artık O2 iyice
azalır; önce He, sonra da H üstünlük sağlar.
11.3 Atmosferin oluşumu ve değişimi
Atmosferin bileşimi, atmosferi oluşturan gazların özelliklerinden dolayı, değişken olduğunu
göstermektedir. Bunun hem zaman, hem de mekanda değiştiğine çeşitli jeolojik değişimler
işaret etmektedir. Geçmiş jeolojik dönemlerde milyonlarca yıl süren bu değişimler, bugün de
sürmektedir. Atmosfer bileşimindeki en büyük güncel değişim, karbondioksitin artışıdır (sanayileşmeden beri yaklaşık % 40). İnsanların etkinlikleri ile meydana gelen bu artış, küresel
ısınmanın en önemli nedenidir (sera etkisi). Atmosferin 5. bileşeni olan CO2, eser halde
bulunur, ancak iklim değişiminde ve canlı doğada oynadığı önemli rol nedeniyle atmosferin
ana bileşeni sayılmaktadır. Bununla beraber son yıllarda eser gazların derişiminin de değiştiği
saptanmıştır. Önemli değişimlerin volkanik ve insan etkinliklerinin sonucu olduğu kanıtlanmıştır. Şekil 11.3’te jeolojik süreçte atmosfer bileşiminin değişimi görülmektedir.
Jeokimya açısından çok önemli bir konu olan atmosferin ilk dönemlerine ait örnekler bulunmamaktadır. Ancak çok eski tortullar ilk atmosferin yaklaşık bileşimi hakkında bilgi vermektedir. Örneğin, atmosferin oksijen değişiminin yeşil bitkilerle denetlenmiş olması gibi (Mason
Jeokimya ilkeleri
174
ve Moore, 1985). Daha sonraki jeolojik süreçte atmosfere yeni gazlar eklenirken, bazıları da
kaybolmuştur (bak. ayrıca Karauskopf, 1985).
Yerkürenin akresyonu sırasında atmosferinin olması olası görülmemektedir (bak. 2.5). Yerin
ilk atmosferini oluşturan gazlar, büyük olasılıkla yerin katı maddesinin içinden soğuma
sonucu ortaya çıkan uçucu maddelerdir. Bunun en iyi kanıtı uzay ve yerküre element
dağılımıdır. Örneğin, yerkürenin H (10-7), He (10-14) ve C (10-3) gibi hafif element
derişimlerinin Si derişi-mine oranları uzaydaki oranlarına göre oldukça düşük olduğu
(ayıraçta), ancak Al ve Si derişim oranlarının aynı olduğu saptanmıştır (Mason ve Moore,
1985). Bu, yerküre atmosferinde kayıpların meydana geldiğini göstermektedir.
Şekil 11.3
Jeolojik süreçte atmosfer bileşiminin değişimi ve canlıların evrimi (Heinrich ve Hergt, 2002).
İlk atmosferi meydana getiren bileşenler büyük olasılıkla vokanizmadan doğan gazlardır.
Atmosferin 1. oluşum evresinde bunlar H2, H2O, CO, CO2, N2 ve H2S gazlarıdır. Çekirdek ve
mantodan gelen bu sıcak gazlardan, H2, CO ve CO2 yerin soğuması ile yaklaşık ilk 5.108 yılda
CH4 sentezine uğramışlardır. Bu dönemin en önemli volkanik gazı H2O olmalıdır.
2. evrede atmosferde H2O, CO2 ve N2 yoğunlaşarak,
h
2H2O 
 O2 + 2H2 ↑
h
 2CO +O2
2CO2 
11.3
11.4
Prof. Dr. H. Çelebi
175
tepkimeleri ile oksijen ortaya çıkarken H2 uzaya yayılır, O2 de atmosfer gazları ve kayaç bileşenlerinin yükseltgenmesinde harcanır. Böylece zamanla artan O2 üretimi, tüketimi geçer ve
2. evre sona erer.
Bundan yaklaşık 1,7-2.109 yıl önce ortaya çıkan yeşil bitkilerin fotosentezi ile 3. evre başlar.
Bu evrede O2,
h
6CO2+6H2O 
11.5
 C6H12O6 (üzüm şekeri)+6O2
eşitliğine göre düzenli açığa çıkarak atmosferde sürekli yoğunlaşır. Ancak Prekambriyen’in
bantlı demir yatakları oluşumu sırasındaki Fe2+ serbest oksijeni bağlar. Bu işlev, o zamanların
fotosentezi sayılmaktadır. Bugünki anlamda fotosentez, ancak 1,2.109 yıl önce başlar ve bu
işlevin yerini alır. Bu dönemdeki atmosfer oksijeni, red-bed tipi yatakların oluşmasına yetmiş,
ancak denizlerin kırmızı tortullarına yetmemiştir. Bu nedenle o döneme ait bu tip oluşuklar
yoktur. 2,6.109 yıldan beri alglerin bulunmasına karşın, atmosfer oksijeni ancak bundan
yaklaşık 6.108 yıldan bu yana çok hücreli canlılara yetebilmektedir.
Böylece değişerek gelişen atmosfer, ancak yüzlerce milyon yıl sonra bugünkü özelliklerine
kavuşabilmiştir. Atmosferin ana bileşenleri N2, O2, Ar ve CO2 değişmiyen, buna karşın NH3,
NH4, CO, O3, SO2, F, Cl ve Br da değişen bileşenlerdir. Yaklaşık 5.1021 g tahmin edilen
atmosfer kütlesi, yerkürenin çok küçük bir kısmını (~ % 0,001) oluşturmaktadır (bak. aynı
zamanda Şekil 2.6). Bu, 1 m çapındaki bir yerküre için 1-1,5 mm kalınlığında bir atmosfer
demektir. Atmosfer bileşenlerin atmosferdeki kalma süreleri (residence time) veya ömürleri
(life), çok farklıdır. Örneğin, N2 için bu 10.106 ile 100.106 yıl arasında değişirken, O2 (1021 g)
için 2000 (recycling) ve CO2 (72.1016 g) için de 30 yıl hesaplanmıştır (Breuer, 1997).
Atmosferdeki azotun esas üretici kaynakları volkanizma, çürüme ve denitrifikasyondur. Pek
tepkimelere girmiyen, ancak bazı bitki ve bakteriler tarafından işlenen veya bağlanan N 2’ye
karşın, O2 ile CO2 oldukça etkindirler. Bunların birbirine bağlı döngüleri Şekil 11.4 B’de
görülmektedir. Görüldüğü gibi O2’nin ana kaynağı (üreticisi) fotosentezdir. Burada,
h
nCO2+nH2O 
 (CH2O)n+nO2
11.6
tepkimesi esastır. Bunun % 99’unu organik maddeler kullanır. O2’nin diğer önemli kaynağı
magmatik kristalleşme ve su moleküllerinin fotokimyasal parçalanmasıdır (ilk O2 kaynağı).
En önemli O2 tüketicisi ise, solunumdur (şeker, karbonhidrat ve yağ). Bunun yanında yükseltgenme ve indirgenme ile çürüme önemli rol oynarlar. CO2 de bunun gibi fotosenteze bağlıdır ve en büyük kısmı denizlerde bulunur. CO2 ve CH4 organik maddelerin çürümesi ile de
ortaya çıkmaktadır (Şekil 11.4 A). Diğer önemli bileşenlerden Ar, K’un, He da U ve Th’un
ışınetkinliğinden kaynaklanırlar. Son olarak solunumla suyun da üretildiğini belirtmek gerekir.Bu üretici kaynaklar yanında kayıplar da çoktur. Bunların başında O2’nin indirgeme ve
yükseltgeme ile minerallere girmesidir. Örneğin, Prekambriyende Fe2+, Fe3+’ya yükseltgenerek bantlı demir cevherlerini (banded iron ore formation, BIF) oluşturmuştur. N2, organizma ve bakteriler tarafından bağlanarak atmosferden çekilir. CO2, kömür, petrol yatakları ve
Jeokimya ilkeleri
176
çürüme ile bağlanarak atmosferden alınır. Buna karşın denizlerde karbonat olarak çökelir.
Bunlar gibi He ve H2 de uzaya yayılarak atmosferden uzaklaşır*.
Şekil 11.4
Karbondioksit, A ve oksijen, B döngüleri (Heinrich ve Hergt, 2002).
______________
* Son dönemlerde kurşun (Pb) çevre açısından önemli görülmektedir. Yakıcı motor pistonlarının çarpmadan
zarar görmemeleri için yılda yaklaşık 300.000 t Pb benzine katılırdı. Ancak bu eğilim giderek azalmaktadır.
Serbest bırakıldığı 1924 yılından bu yana yaklaşık 3.10 6 t Pb benzine katılarak çevreye yayılmıştır.
Prof. Dr. H. Çelebi
177
Kaynakça
1. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
2. Breuer, H., 1997: Atlas zur Chemi. dtv, Münih, 271 s.
3. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s.
4. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 288 s.
5. Krauskopf, K. B., 1985: Jeokimyaya giriş (Aykol, A., İnan, K. ve Suner, F.’nin çevirisi). İTÜ yayını 1308,
İstanbul, 666 s.
6. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
7. Schwedt, 1996, G., 1996: Taschenbuch der Analytik.Thieme Verlag, Tübingen, 241 s.
Jeokimya ilkeleri
178
12 SUKÜRENİN JEOKİMYASI
12.1 Suyun önemi ve genel özellikleri
Yeryüzünde gerçekleşen döngüler üzerinde suyun önemli rolü vardır. Yer kabuğunun üst
kısımlarında ve büyük miktarlarda bulunan su, hem canlı, hem de cansız doğa için vazgeçilmez bir maddedir. Suyun katkısı olmadan ne kayaç dönüşümü, ne bitkisel ve ne de hayvansal
yaşam olurdu. Bitki ve hayvan vücutlarında çözücü, taşıyıcı ve ısı ayarlayıcı ortam olarak
büyük oranda bulunan su, bunların şekil almasını ve dik durmasını sağlar.
Yeryuvarının %71’ini kaplıyan suyun büyük kısmı Pasifik (Büyük) Okyanusu, Atlantik
Okyanusu ve Hint Okya-nusu ile bunlara bağlı denizlere dağılmış bulunmaktadır. Kuzey
yarım kürede bulunan kıtalar tarafından ayrılan bu denizlerin ortalama derinlikleri 3200 m’dir
(Altaba ve diğ., 1995). Suyun önemli bazı özellikleri konu 5’te anlatılmıştır. Burada öncelikle
suyun dağılımı, bileşimi, oluşumu ve yaşam açısından önemi üzerinde durulacaktır.
12.2 Okyansların yapısı
20. yüzyılın başlarına kadar deniz tabanı hakkında bilgiler oldukça azdı. Ancak gelişen sismik
yöntemlerle (ekolot) derinliklerin kesin ölçümü sağlanabilmiştir. Geliştirilen radar yöntemleri
sayesinde deniz tabanı topoğrafyası bugün ayrıntıları ile bilinmektedir. Bu araştırmalar deniz
tabanını kıyılar boyunca uzanan ve en çok 180 m derinliğe varan kıta kenarı (şelf), kıta
yamacı, derinliği 2000 ile 6200 m arasında değişen derin deniz tabanı ve 10.000 m’yi aşan
okyanus çukurları kısımlarına ayırmaktadır (Şekil 12.1). Kıta kenarı, denizin karaya bağlandığı ve kıtadan gelen kayaç malzemesinin biriktiği kısmıdır. Kıta yamacı henüz tam
incelenmiş değildir. Çoğunlukla derin çukurların (kanyon) kapladığı, çamur ve kumların
biriktiği bölge olarak bilinmektedir. Deniz tabanı oldukça değişkendir. Geniş alanlar kaplıyan
bu bölgeler, okyanus sırtı denilen volkanik etkinliklerin yaygın olduğu deniz altı sıra dağları
ile kesilirler. Bu sırtların en tanınmışı kuzey-güney yönünde S şeklinde Güney Amerika’dan
İzlanda’ya uzanan Atlantik Okyanusu Ortası Sırtları’dır. Bu sırtların deniz yüzeyine çıkan
tepelerine sea mounts denir. Oluşumları sönmüş volkanlara dayanan, ancak bugün suyun
altında bulunan koni şeklindeki tepeler de guyots adını alırlar.
Deniz tabanının tortulları, deniz canlıları artıkları, karadan gelen kayaç ve deniz altı volkanik
etkinliklerle oluşan maddeler gibi çok çeşitli malzemeden oluşmaktadır. 0,4-1,3 cm/1000 yıl
gibi oldukça yavaş bir çökelme hızı olan deniz tabanının en önemli oluşumları, kırmızı derin
deniz killeri ve Mn, Fe, Cr ile Co gibi metallerden oluşan mangan yumrularıdır. Sonuncusu
ilerisi için önemli bir mineral hammadde kaynağı olarak görülmektedir.
Okyanuslar büyük miktarda su barındıran dinamik bölgelerdir. Bu dinamikler gel-git, dalga
ve deniz akıntıları olarak görülürler. Bunlardan gel-git, yerküre-ay çekim kuvvetinden;
dalga, rüzgar gibi atmosfer hareketlerinden ve deniz akıntıları da yoğunluk farkından ileri
gelir.
Prof. Dr. H. Çelebi
179
Şekil 12.1
Okyanus tabanının şematik kesiti (Altaba ve diğ., 1995).
12.3 Suyun yeryüzündeki dağılımı ve su sistematiği
Ayrıntılı ölçümlere göre yeryüzünde yaklaşık 1,36.109 km3 su bulunmaktadır (Rösler ve
Lange, 1976). Yeryuvarı kitlesinin sadece % 0,3’ü eden suyun % 97’si tuzlu (1,32.109 km3),
% 3’ü de (0,39.109 km3) tatlı sudur. Sadece % 20’si kullanılan tatlı suyun % 70’i buzul, buz
ve kardır. Bunların erimesi ile deniz seviyesi-nin yaklaşık 66 m yükselebileceği tahmin
edilmektedir. Sıvı (% 95,2), kristal suyu (% 2,8), buz (1,9) ve buhar (% 0,14) olarak bulunan
su, yeryüzüne ortalama 278 l/m2 düşmektedir.
Yeryuvarının enerji bütçesini ayarlıyan su döngüsü, buharlaşma, yağış ve akarsulardan oluşan
karmaşık bir sistemle dengede tutulmaktadır. Bunlar kendi aralarında yerel, bölgesel ve
kıtasal gibi alt döngülere ayrılırlar. Çok derinlerde bulunan ve kristal suyu dışındaki tüm
sular, atmosfer üzerinden su döngüsüne katılmaktadır. Şekil 12.2 yeryuvarının su döngüsü
hakkında özet bilgi vermektedir. Burada,
deniz-atmosfer-deniz,
deniz-atmosfer-kıta-deniz ve
kıta-atmosfer-kıta
döngüleri ayırt edilmektedir. Güneşten alınan enerji bu işlevler sırasında buharlaşma ile
harcanır (evaporation), yoğunlaşma (condensation) ile bu enerji tekrar ortaya çıkar ve yağışla
çevrim tamamlanır. Çeşitli ortamlardaki su miktarı Çizelge 12.1 ve Şekil 12.3’te
görülmektedir.
180
Jeokimya ilkeleri
Şekil 12.2
Yıllık küresel su döngüsü ([103 km3], Heinrich ve Hergt, 2002).
Şekil 12.2 ve Çizelge 12.1 değerleri karşılaştırıldığında atmosferdeki su buharının en az 9
günde bir yenilendiği görülür. Bununla yaklaşık 3000 yılda bir tüm su atmosferden geçmiş
oluyor. Bu da suyun jeolojik ve jeokimyasal açıdan önemini göstermektedir.
Çizelge 12.1
Yerin su rezervleri (Dyck ve Peschke, 1983, Heinrich ve Hergt, 1994’ten).
Suküre kısmı
Denizler
Yer altı
Toplam
Tatlı su
Toprak nemi
Buz ve kar
Göller
Tatlı su
Tuzlu su
Bataklıklar
Nehirler
Canlılar
Atmosfer
Miktar [103 km3]
1.338.000
23.400
10.530
16,50
24.364,10
91
85,40
11,50
2,10
1,10
12,90
Oran [%]
Toplam su
96,500
1,700
0,760
0,001
1,766
0,007
0,006
0,0008
0,0002
0,0001
0,001
Tatlı su
--30,10
0,05
69,56
0,27
-0,03
0,006
0,0003
0,04
Prof. Dr. H. Çelebi
181
Yeryüzündeki sular çeşitli değişkenlere göre sınıflandırılabilmektedir. Örneğin, köken
bakımından,
- meteorik,
- por veya kanot ve
- jüvenil
sular olarak sınıflandırılmaktadır. Mutlak tuzluluk (salinite) derecelerine göre,
- tatlı (< 1 % tuz)
- tuzlu (± % 3,5) ve
- sol (> % 5)
suları diye ayrılmaktadır (Rösler ve Lange, 1976). Göreceli kimyasal bileşimlerine göre de
sular sınıflandırılabilmektedir. Sülfatlı (Na2SO4-NaCl-MgSO4), karbonatlı* (NaHCO3-NaClNa2SO4) ve kloritli (NaCl-CaCl2-MgCl) sular gibi.
12.4 Elementlerin sudaki dağılımları
a) Deniz suyu
Su, hidrojen ve oksijenden meydana gelen oldukça duraylı bir bileşiktir. Yüksek çözücülüğü
ve taşıyıcılığı nedeniyle her zaman çok sayıda element ve bileşiği içerir. Sukürenin önemli
bileşenleri Şekil 8.2’de verilmiştir Ana elementlerin dağılımı ve derinlikle değişimi Şekil
12.3a ve b’de, element derişimi Çizelge 12.2 ve Şekil 12.4’te görülmektedir.
Şekil 12. 3a’da görüldüğü gibi su, en çok tuz minerallerini çözmektedir. Bu tuzların başında
NaCl, KCl, Mg,Cl, MgBr2, MgSO4 ve CaSO4 gelir. Bunların derişimi yaklaşık % 3,6’dır.
Genel olarak okyanus tuzluluğu oldukça homojendir. Ancak Kızıl Deniz gibi çok az
akarsuyun döküldüğü ve buharlaşmanın yoğun olduğu denizlerde bu oran % 41’e çıkabilmekte, tersine büyük akarsuların döküldüğü, buzulların aktığı ve buharlaşmanın az olduğu
denizlerde de % 32’ye düşmektedir. Denizlerin pH değeri yaklaşık 8,5’tur. Buna yaklaşık
0,20’lik bir Eh değeri karşılık gelir (Mason ve Moore, 1985).
Deniz suyu tuzluluğu için 2 önemli derişim terimi kullanıl-maktadır. Bunlar tuzluluk (ing.
salinity) ve klorluluktur (ing. chlorinity). Tuzluluk, çözülmüş madde/kg deniz suyu demektir.
Klorluluk ise, klor, iyot ve bromun kg deniz suyundaki derişmi olarak tanımlanır. Karadan
serbest hale geçen elementler deniz suyunda oldukça değişik oran ve derişimde bulunurlar
(Çizelge 12.2 ve Şekil 12.4). Suda yüksek oranda bulunan elementlere talasofil, eser halinde
bulunanlara da talasoksen elementler denir. H, O, B, Na, S, Cl, Br ve J talasofil
elementlerdir.
_________
*Suyun sertliği (S) de su kimyasının bir parçasıdır. Bu, erimiş ve derecelenmiş mg CaCO 3/100 ml su demektir.
Örneğin, S>12, sert; S<12, yumuşak su demektir: 0,1g CaCO3/l = 10 derece → yumuşak su.
Jeokimya ilkeleri
182
Şekil 12.3
Deniz suyunun en yaygın bileşenleri a, (Breuer, 1997) ve anorganik fosforun Atlantik ve Pasifik Okyanusları’nda derinlikle değişim b (Mason ve Moore, 1985). Diğer besin maddeleri de benzer bir değişim gösteriyor.
Ağır elementler de talasoksendir. Elementlerin sudaki farklı dağılımının ana nedenleri çözünürlükleri yanında iyonlarının mineral ve organik maddeler tarafından farklı bağlanma
tercihleridir. Bu bağlanma yoluyla iyonlar deniz suyundan alınırlar. Örneğin killer, öncelikle
alkali ve toprak alkali elementleri adsorbe ederken, Fe ve Mn hidroksitleri kompleks
oluştururlar (As, Se ve Mo gibi). Organik maddelerde ise, öncelikle V, U, Cu, Ni, ve Mo derişirler. Genel olarak elementlerin bağlanması atom ağırlıkları ile orantılıdır. Bu bağıntı zehirleyici etkisi olan ağır ve ışınetkin elementlerin hızlıca ortamdan uzaklaşmasını sağlamaktadır.
Cl, Br, S ve B gibi elementler deniz suyunda karalardan gelen miktarlarının üzerinde
bulunurlar. Çünkü bunlar çoğunlukla uçucu bileşen oluştururlar ve volkanik etkinliklerle
atmosfer üzerinden de denize ulaşabilir ve yenilenebilirler. Tüm elementleri tuzlulukla orantılı
bu elementler yanında O ve P gibi biyolojik önemi olan ve Ag ile Y gibi biyolojik önemi
olmıyan element gruplarına ayırmak da mümkündür.
CO2’nin 3 bağlanma şekli (CO2, HCO3- ve CO32-) pH değerine bağlı olarak değişir. Düşük pH
değerlerinde (4<pH<6) CO2 olarak bağlanan karbon dioksit, yüksek pH değerlerinde (7<pH
<11) CO32- olarak bağlanır. Derin deniz tortullarının CaCO3 oranı derinlikle artar (yüzeyde
kabuklu hayvanlar tükettiği için). Aynı eğilim Si ve P için de geçerlidir (Şekil 12.3b).
Denizlerdeki en yüksek organik C miktarını 1,5.1015 g ile organizmalar oluşturur. Deniz
suyunun en yüksek izotop oranı % 5,6.10-6 ile 87Rb’dir (Rösler ve Lange, 1976).
Deniz suyunda önemli oranda gazlar da bulunmaktadır (Çizelge 12.2). Okyanus yüzeyi
atmosferle sürekli temasta olduğundan N, O ve Ar gibi atmosfer bileşenleri, kısmi
basınçlarına göre, deniz suyu ile dengede (doygun) bulunurlar. Genelde N’un deniz suyunda
bileşik oluş-turmadığı savunulmaktadır (Mason ve Moore, 1985). Bu nedenle N derişimi
yaklaşık sabittir (8-14 ml/l). Ancak O, organizmaların etkinliği nedeniyle, oldukça
değişkendir (0-9 ml/l). CO2, CaCO3 olarak etkindir (bak yukarıya). NH3, H2S, He ve Ne da
deniz suyunda çok az oranda bulunurlar.
Prof. Dr. H. Çelebi
183
Çizelge 12.2
Deniz ve kara sularının element derişimi [μg./l=ppm] (Mason ve Moore, 1985).
Element
H
He
Li
Be
B
C
Corg
N
N
O
O
O
F
Ne
Na
Mg
Al
Si
P
S
Cl
Ar
K
Ca
Sc
Tl
V
Cr
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
As
Se
Br
Kr
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Ru
Rh
Deniz suyu
1,1 108
7,0. 10-3
1,7. 102
6,0· 10-4
4,5. 103
2,8. 104
1,0. 102
1,5. 104
6,7. 102
8,8. 108
6,0. 103
1,8. 106
1,3. 103
0,12
1,1. 107
1,3. 106
1
3,0. 103
90
9,0. 105
1,9. 107
4,5. 102
3,9. 105
4,1. 105
<4,0. 10-3
1
2
0,5
2
3
0,4
7
3
10
3,0. 10-2
7,0. 10-2
2,6
9,0. 10-2
6,7. 104
0,2
1,2. 102
8,0. 103
1,0. 10-3
3,0. 10-2
0,01
10
−
−
Nehir suyu
−
−
3
−
10
−
−
−
−
−
−
−
100
−
6 300
4 100
400
6 500
20
−
1 800
−
2 300
15 000
0,004
3
0,9
1
7
670
0,1
0,3
7
20
0,09
−
2
0,2
20
−
1
70
−
−
−
0,6
−
−
Kalma süresi
−
−
2,3. 106
−
1,8. 107
−
−
−
−
−
−
−
5,2. 105
−
6,8. 107
1,2. 107
1,0. 102
1,8. 104
1,8. 105
−
1,0. 108
−
7,0. 106
1,0. 106
< 4,0 104
1,3. 104
8,0. 104
2,0. 104
1,0. 104
2,0. 102
1,6. 105
9,0. 104
2. 104
2. 104
1. 104
−
5. 104
2. 104
1. 108
−
5. 106
4. 106
−
−
−
7 . 105
−
−
184
Jeokimya ilkeleri
Çizelge 12.2 (devam)
Pd
Ag
Cd
In
Sn
Sb
Te
I
Xe
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Re
Os
Ir
Pt
Au
Hg
Tl
Pb
Bi
Po
At
Ba
Ba
Ac
Th
Pa
U
−
0,3
0,1
<20
0,8
0,3
−
60
5,0. 10-2
0,3
20
3,0. 10-3
1,0. 10-3
0,6. 10-3
3,0. 10-3
0,5. 10-3
0,1. 10-3
0,7. 10-3
1,4. 10-,
0,9. 10-3
0,2. 10-3
0,9. 10-3
0,2. 10-3
0,8. 10-3
0,1. 10-3
< 8. 10-3
< 3. 10-3
0,1
0,008
−
−
−
1,0. 10-2
0,2
< 0,1
0,03
0,02
−
−
6,0. 10-3
1,0. 10-7
−
< 5. 10-4
2,0. 10-6
3
−
0,3
−
−
−
2
−
7
−
0,02
20
0,2
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
0,03
−
−
−
−
0,002
0,07
−
3
−
−
−
−
−
−
0,1
−
0,04
−
4. 104
−
−
−
7. 000
−
4. 105
−
6. 105
4. 104
6. 102
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
−
1,2. 105
−
−
−
−
2. 105
8. 104
−
4. 102
−
−
−
−
−
−
< 200
−
3. 106
Prof. Dr. H. Çelebi
185
Şekil 12.4
Deniz suyu element derişiminin periyodik çizelgede 3 boyutlu görünümü (White, 2001).
Genelde okyanuslardaki çözünmüş madenin dengede olduğu kabul edilmektedir. Belli bir
sürede denize gelen bir element, aynı süre içinde tortullarla alınır. Bu ilkeye göre bir t kalma
süresi hesaplanabilmektedir. A çözünmüş madde miktarının, gelen yıllık miktarı dA/dt’ye
(çökelme hızı) bölümü ile bu süre bulunabilir. Yani kalma süresi t,
t=
A
dA
dt
12.1
çözünmüş miktarın sedimantasyona bölümüne eşittir. Böylece her element için hesaplanan ve
kabul gören değerler Çizelge 12.2’de veriliştir. Buna göre Na en uzun kalma süresine sahiptir
(6,7.107 yıl). Bu, sodyumun büyük olasılıkla deniz suyunda hiçbir tepkimeye girmemesinden
ve biyolojik işlevlere katılmamasından kaynaklanır. Ca, Mg ve K gibi ana elementlerin de
kalma süreleri sodyumunkine yakındır. Bunlara karşın Al ve Si kalma süreleri en kısa olan
ana elementlerdir. Çünkü Si, deniz canlılarının kabukları, Al de killer mineralleri tarafından
tüketilir. Görüldüğü gibi düşük derişime sahip elementlerin kalma süreleri de kısadır. En kısa
kalma süresi olan element 104 yıl ile Mn’dır. Büyük olasılıkla bu kısa süre Mn’ın +4’e kolay
yükseltgenerek mangan yumrularını oluşturmasından ileri gelir. Elementlerin kalma süreleri
zararlı maddelerin denizlerde birikmesi bakımından büyük önem taşır. Atom sınamaları
sonucu denizlere ulaşan ışınetkin Sr ve Cs izotopları gibi.
Jeokimya ilkeleri
186
b) Akarsular ve göller
Çizelge 12.2’de görüldüğü gibi, akarsularda, yer kabuğundaki Na, K, Ca, Al, Si ve Fe gibi
ana elementler doğal olarak en çok bulunurlar. Ancak bunların deniz suyu derişimi ile ters
orantılıdır. Deniz suyunda,
Na>Mg>Ca ve Cl>SO4>CO3
iken, akarsularda
Ca>Na>Mg ve CO3>SO4>Cl
şeklindedir. Akarsulardaki element derişimi toprakla su arasındaki madde döngüsü ve
dengesi belirlemektedir. En önemli etkenler pH değişimi, ayrışma, humus oluşumu ve azotta
olduğu gibi, madde dönüşümüdür (bak. konu 9). Ayrışma önemli rol oynadığından, nadir
toprak elementleri ve soy metaller, düşük çözünürlükleri nedeniyle, tatlı sularda çok az
bulunurlar veya hiç bulunmazlar. Isı, besin maddesi, zaman ve yer tatlı su jeokimyası için
belirleyicidir. Akarsular ortalama 100 ppm madde taşıdığı kabul edilmektedir (Mason ve
Moore, 1985). Bu miktar başkalaşım ve kor kayaçları bölgelerinde 50, tortul kayaç
bölgelerinde 200 ppm civarında olmaktadır (Brownlow, 1996).
Deniz suyu bileşimini büyük olasılıkla akarsuların getirdiği malzemeden başka etkenler
tarafından ayarlanmaktadır. İyon alış-verişi, mineral oluşumu ve adsorpsiyon gibi olaylar
deniz suyundan çok miktarda maddeyi ayırmaktadır. Çeşitli iyonların kil mineralleri ile
tepkimelerinden klokonit gibi yeni minerallerin oluştuğu bilinmektedir. Canlı dünyası da
büyük rol oynamaktadır. Örneğin, CaCO3 deniz hayvanlarının kabuklarında ve Si de diatome
ve radyolaritlerce tüketilmektedir. Akarsular tarafından denizlere taşınan yıllık malzeme
yaklaşık 42.108 t’dur. Buna karşın denizlerdeki çözünmüş madde miktarı 49,5.1015 t olarak
verilmektedir (Mason ve Moore, 1985). Bu, getirilen yıllık malzemenin 107 katı kadardır.
Dolayısı ile gelen malzeme ancak jeolojik zaman içinde önemli olmaktadır. Akarsuların pH,
Eh ve diğer özellikleri havzaya göre çok değişkendir.
Göl suları farklı derişimler sunmaktadır. Bazı göl suları, örneğin, Van ve Hazar Gölleri gibi,
sodalı veya Acı Göl gibi acı (S’ten dolayı) olabilmektedir. Bu, göl suları özelliklerinin havza
kayaçları veya suları tarafından belirlendiğini gösterir. Tatlı sularda Fe derişimi derinlikle
artarken, O2 derişimi azalır. Bu, Yaşam için oldukça önemlidir. Suyun üst kısımları atmosfer
ile devamlı temasta olduğu için, denizlerde olduğu gibi, suyun üst kısmı oksijen ve besin
maddesi bakımından zengindir.
Diğer su çeşitlerinin jeokimyası burada ayrıntıya girer. Özet olarak kristal, formasyon, termal
ve maden sularının jeokimyasının jeolojik formasyonlara göre değiştiği ifade edilebilir.
Yağmur suları bölgeye göre oldukça asidik (pH=3-4) veya bazik olabilmektedir. Bu, çevre
için büyük önem taşır (asit yağmurları).
12.5 Okyanusların oluşumu
Denizlerin oluşumu ile ilgili görüşler oldukça birbirinden sapmaktadır. Denizlerin oluşumu,
uçucu maddelerin yerin içinden yüzeye yükselmesine bağlıdır. Ancak bunun ilk evrelerde mi
Prof. Dr. H. Çelebi
187
yoksa daha sonra ve sürekli geliştiği bilinmemektedir. Bunun gibi tuzun tatlı sular içeren
okyanuslara sonra mı geldiği, yoksa okyanus suyunun zamanla bugünkü özelliklerini
kazandığı tartışmalıdır. Ancak denizlerin son 600 milyon, hatta 3 milyar yılda önemli bir
değişeme uğramadıkları bilinmektedir. Bu dönemde ancak oksijen içeriğinde artma ve
F3+‘nın eriyiğe geçmesi gibi değişimler olmuştur.
Suyun kökeni, birikimi ile katyon ve anyonların gelmesi okyanusların analşılması bakımından büyük önem taşır. Bu konudaki savlar şöyle sıralanabilir:
-
Su, daha önce mevcut olan bir ilksel atmosferden yoğunlaşmıştır. Yer tarihi sürecinde
klorit buna karışmıştır,
Su ve klorit ilksel atmosferden beraber yoğunlaşmışlardır,
Su ve klorit volkanizmadan beraber türemişlerdir ve
Klorit yeryüzünde baştan beri vardı, su volkanizma ile gelmiştir.
Okyanus bileşiminin baştan beri pek değişmediği savı, volkanik etkinliklerle su, hidrojensülfür, hidroklorik ile hidroflorik asit ve karbondioksit gibi gazların gelmesi gözlemlerine
dayanır. Bunların bir kısmı su döngüsüne girmiştir. Ancak bu görüşler denizlerin oluşumunu
açıklıyamamaktadır. Bukünkü genel kanı, yeryuvarının soğuması ile ilksel atmosferdeki
suyun yoğunlaşması sonucu bir ilksel okyanusun oluştuğu yönündedir. Zamanla jüvenil su ile
okyanuslar büyüyerek bugünkü durumuna kavuşmuştur. Bu sav, deniz alanlarının genişlediği
anlamına geldiğinden, kanıtlanmamaktadır.
Deniz suyunun bileşimde baştan beri büyük değişimler olmamıştır. Ancak ilk denizlerin
yüksek oranda etkin gazlar içerdiği ve karaları hızlı bir erozyona uğrattıkları bir gerçektir.
Sonuç olarak denizlerin ilk oluşumlarından bu yana homojen oldukları 3,5 milyar yıl
yaşındaki Güney Afrika tortulları göstermektedir. Tortul kimyasının gösterdiğine göre, o
zamanki bileşenlere sadece Fe3+ eklenmiştir ve yüksek orandaki çözülmüş Si’nin yerini Ca
almıştır. Son ikisinin derişimi bugün artık organizmalar tarafından ayarlanmaktadır.
Kaynakça
1. Akçay, M., 2002: Jeokimya. KTÜ yayını 204, Trabzon, 506 s.
2. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
3. Breuer, H., 1997: Atlas zur Chemi. dtv, Münih, 271 s.
4. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s.
5. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 288 s.
6. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enke-Verlag, Stuttgart, 340 s.
7. Pehlivan, R., 2004: Hidrojeokimya. İÜ yayını, İstanbul, 128 s.
8. Rösler, H. J. ve Lange, H., 1976: Geochemische Tabellen. Enke-Verleg, Stuttgart, 675 s.
9. White, W. M., 2001: Geochemistry. www.imwa.info/geochemie/chapters.html, 700 s.
188
Jeokimya ilkeleri
13 EKOSFERİN (BİYOSFER) JEOKİMYSI
13.1 Canlı doğanın jeokimyası
Biyosfer, canlıların bulunduğu toprak, su ve hava gibi yer tabakalarının ortak adıdır. Biyosferhidrosfer-atmosfer ve bitki-hayvan olmak üzere 2 anlamda kullanılır. Bunlar ortalama 20 km
kalınlığında dünyayı saran ince bir kuşak şeklindedir. Karalardaki derinliği iklim koşullarına
bağlıdır. Pedosferde, taşkürenin üst kısmında, örneğin, 5 m derinlik kabul edilmektedir.
Ancak Urallar’da 8 m derinlikte yağmur kurtlarına, Madagaskar Ormanları’nda 50 m’de
termit kanallarına ve petrol yataklarında 4000 m’de anaerob bakterilere rastlanmıştır (Heinrich ve Hergt, 1994). Atmosferde bitkiler, yerçekimine karşı su çekme zorluğu nedeniyle, 50
m’yi ender geçerler. Ancak Kuzey Amerika’nın mamut ağaçları 120 m uzayabilmektedir.
Yükseklikle düşen ısı ve oksijen oranı nedenleri ile atmosferde canlı sıklığı hemen serelir. Bu
nedenle kuşlar en çok 2000 m yükseklikte uçabilmektedir. Buna karşın böcekler 4000 m’de,
rüzgarla taşınan polen ve bakteriler ise, 10.000 m’de saptanmıştır. Aynı şekilde okyanusların
10.000 m derinliklerinde anaerob bakteriler gözlenmiştir (Heinrich ve Hergt, 2002).
Canlı doğada yaklaşık 14 milyon canlı türü tahmin edilmektedir. Bunların şimdiye kadar ancak
yaklaşık 3 milyonu sınıflandırılarak tanımlanabilmiştir. En büyük canlı grubunu yaklaşık 8
milyonla böcekler oluşturmaktadır. Jeolojik dönem boyunca nesli tükenen türlerin dikkate alınması ile bunların birkaç katı canlı türünün organik madde döngüsüne katılmış olması olasıdır.
Bu biyokimyasal kaynaklı maddelerin taşınması ve birikmesi ile çeşitli elementlerden meydana gelen kaynaklar oluşmuştur. Biyosfer jeokimyasının görevi, doğal karbonhidratlarla bileşiklerinin, oluşum koşullarını, dağılım ve değişim şekillerini jeolojik dönemlere bağlı olarak
zaman ve mekanda incelemektir. Bu tanımdan anlaşılacağı gibi biyosfer jeokimyası, canlı doğanın jeokimyasıdır. Burada organik maddelerin bileşimi, sınıflandırılması, oluşumu ve
element döngülerinden sonra kömür, petrol ve doğal gaz karbonhidrat yatakları üzerinde durulacaktır. Biyosfer jeokimyasının diğer adı organik jeokimya veya eko(biyo)jeokimyadır.
Canlı jeokimyası öncelikle yerkürenin üst kısmını ilgilendirir. Diğer ortamlara göre oldukça
küçük bir paya sahiptir. Örneğin, en küçük ortamlara oranı,
biyosfer: atmosfer: hidrosfer = 1:300: 70.000
şeklindedir (Rösler ve Lange, 1976). Buna karşın organik maddelerin etkinliği, kısa ömürlü
döngüleri nedeniyle, oldukça büyüktür. Biyosferin ana bileşenleri Şekil 8.1’de gösterilmiştir.
Görüldüğü gibi organizmalar, O, C ve H gibi ana elementler yanında diğer kimyasal elementleri de değişik oranlarda bünyelerine alabilmektedir. Üstlendikleri işlevlere göre besleyici
(essential), yapıcı veya iskelet oluşturucu (ballast) ve zehirleyici (toxic) element olarak sınıflandırılmaktadır. Bu elementlerin her biri yeryüzü koşullarında bir gruptan diğerine de girebilir. Çizelge 13.1’de yaşam için önemli elementlerin bir özeti görülmektedir.
Prof. Dr. H. Çelebi
189
Çizelge 13.1
Gelişmiş organizmaların yapısı ve işlevleri için önemli elementler.
Yapıtaşı maddeleri - Organik
- Anorganik
Etki maddeleri
Yumurta akı, amino asit/yağ asitleri
H2O, Ca, Mg, K, F,P, S ve Cl
- Vücuda ait maddeler
- Etki ve besin maddeleri
Mayalar ve hormonlar
Vitaminler, eser elementler (Cu, Co, F, J,
Mn, Mo, Zn, Se, V ve Sr)
19. yüzyılın başlarından bu yana organik maddelerin bileşiminin anorganik madde bileşiminden farklı olduğu bilinmektedir. Organik maddeleri veya canlıları oluşturan kimyasal bileşikler, oldukça karmaşık bir molekül yapısına sahiptir. Bazı organik maddelerin molekülleri
100.000 atomu içerebilmektedir. Bunların temel bileşenleri C, O, H ve N’dir (Çizelge 13.2).
Anorganik maddelerde bu yapıya sahip molekül bulunmaz. Organik madde sentezi aminoasit
gibi basit bileşiklerle başlar, yağ (RCH2CH2COOH), yumurta akı ve linin (C2H2O)x ile
devam eder (White, 2001). Bu bileşenlerin her biri değişik işlevler üstlenir. Bunların ortak
bileşeni proteinlerdir [RCH(NH2)COOH]. Bunlardan izoterm diğer maddeler üretilir. Örneğin,
proteinler canlıların yapıtaşlarını oluştururken, lipid veya yağlar enerji kaynağı olmaktadır.
Oldukça karmaşık bir yapıya sahip organik bileşenlerin en basit proteinlerden aminoasitin
kimyasal bileşimi şöyledir:
NH2
|
HOOC-CH2-CH2-C-COOH
|
H
(glütamik asit)
Çizelge 13.2
Önemli organik maddelerin O, C ve H oranları (Brownlow, 1996; Mason ve Moore, 1985).
Organik madde [%]
Protein
Lipid (yağlar)
Karbonhidrat
Linin
Güncel deniz tortullarında
organik madde
Tortul kayaçlarda
organik madde
Petrol
Turba
Linyit
Taşkömürü
Antrasit
C
51
69
44
53
O
22
18
49
27
H
7
10
6
5
56
30
8
64
79-89
50-65
65-78
78-87
87-91
23
-28-45
16-28
5-16
2-5
9
9-15
6-7
5-6
5-6
4-5
N
<5 (N+O+S)
1,72
1,31
1,52
0,97
190
Jeokimya ilkeleri
13.2 Organik maddelerin oluşumu
Canlı madde ve bununla başlıyan biyosfer, milyarlarca yıl önce yeryüzünde oluşmaya başlamıştır. Biyosfer, bugünkü atmosferin ve üretken toprakların oluşmasını sağlamıştır. Çeşitli
bölgelerin temel maddesini ve yeryüzündeki yaşam standardını olası kılan taşıl (fosil) enerji
kaynaklarını meydana getirmiştir.
Yaşam veya organik maddeler, bundan yaklaşık 3,8 milyar yıl önce anorganik maddelerin
senteziyle başlamıştır. Bunun yanında organik maddelerin komet veya kondrit kaynaklı olduğuna ilişkin savlar da bulunmaktadır (Mason ve Moore, 1985). En eski karbonhidratlı tortullar
Grönland’ın 3,7.109 yaşlı Issua Serisi’dir. İlk alg içeren kayaçlar Zimbabwe’nin 2,6.109 yaşındaki Bulawayau Sistemi’nin kireçtaşlarıdır. Bunları 1,9.109 yıllık yaşları ile Kuzey Amerika’nın Lake Superior mikaşistleri takip eder. Görüldüğü gibi yaşam, yeryüzünde bundan en
az 3.109 yıl önce ortaya çıkmıştır, ancak yeşil bitkilerin fotosentezine kadar yavaş ilerlemiştir
(bak. Şekil 13.6). 400 milyon yıldan beri karada daha yüksek dereceli yaşam devam
etmektedir.
Bugünkü organik maddeden oluşan canlılar dünyası üreticiler (bitki) ve tüketiciler (hayvanlar)
olmak üzere ikiye ayrılmaktadır. Bu düzende hayvanlar (otobur), fotosentezle gelişen bitkilerden geçinmektedir. Bunlar yukarıda da (11.3) ifade edilen,
h
6CO2+6H2O 
 C6H12O6+6O2 ,
G  2578J
13.1
fotosentez tepkimesi ile güneş enerjisini kimyasal enerjiye, dolayısı ile organik maddeye,
dönüştürerek gelişirler (ΔG>0 olduğundan enerji verilir). Bunun tersi bir yükseltgenme olan
solunumdur. Bu tepkimelerle ortaya çıkan ısı veya iş enerjileri ile dönüşüm sağlanır. Fotosentezle ortaya çıkan enerji, normalde (bugünkü gibi) solunumla tüketilen enerjiye eşittir.
Ancak geçmiş jeolojik dönemlerde ortaya çıkan enerji, solunumla tüketilen enerjiyi geçtiği de
olmuştur (Karbonifer’de). Bu dönemde organik maddeler aşırı arttığından, tüketilemiyen
enerji, kömür ve petrol yataklarında depolanmıştır. Bu gelişmelere koşut olarak bakteriler de
Fe, N ve S’ü yükseltgeme işlevleri ile,
4FeCO3+H2O+O2→ 4Fe (OH)3+4CO2
NH3+3O→HNO2+H2O
HNO2+O→HNO3
H2S+O2→ 2H2O+2S ve
2S+3O2+2H2O→2H2SO4
ΔG=167 kJ
ΔG=331 kJ
ΔG= 88 kJ
Thiobacteriaceae v.s
.
katkıda bulunarak Eh-pH değerlerini H2O ve CO2 ile dengelemişlerdir (UPI, 2007).
Prof. Dr. H. Çelebi
191
13.3 Biyokütle
Biyosferi meydana getiren tüm organik maddeye biyokütle (biomass) denir. Biyosfer,
atmosfer gibi yeryüzüne homojen dağılmadığı gibi hızlı ve sürekli değişmektedir. Ayrıca
canlıların yaşam süreleri de, mikro organizma ile mamut ağacında olduğu gibi, oldukça
farklıdır. Borchert (1951), canlılardaki toplam karbon (C) miktarını, daha 1950’lerde 2,8.1017
g olarak tahmin etmiştir. Güncel verilere göre yıllık organik C üretimi 173.1015 g’dır. Bunun
118.1015 g’ı karada, 55.1015 g’ı da denizlerde üretildiği hesaplanmıştır (bak. Şekil 11.4A).
Yaşam, yeryüzünde şimdiye kadar 1026 g biyokütle üretmiştir (UPI, 2007). Bu madde miktarı
bir zamanların canlı maddesi olan çeşitli bitki ve hayvanların yumurta akı maddesi, selüloz,
odun veya kemiğiydi. Karşılaştırmak için, örneğin, insanlığın tarihi boyunca ürettiği tüm
ürünler bunun ancak milyarda biri kadar olabilmektedir.
Biyosfer oldukça etkin bir ortamdır. İşlediği C miktarı dikkate alındığında, bunun önemi daha
iyi anlaşılır. Örneğin, son 500 milyon yılda dünya kadar C (5.1025 g) biyosfer tarafından işlenmiştir. Bu, biyosferdeki C’un 800.000, taşküredekinin de 600 katına eşittir ve tüm C’un yaşam
için 600 kez biyokütle hammaddesi olarak işlendiği anlamına gelir (Brownlow, 1996).
Serbest oksijen (O) bitki fotosentezine borçludur. Yeryüzündeki önemli değişiklikler O’den
kaynaklanmaktadır (bak. Şekil 11.4B). Organizmaların denizlerden aldıkları ve kireçtaşı olarak
çökerttikleri Ca miktarı oldukça büyüktür. Buradaki karbonatta kullanılan C, atmosferden
alınan karbondur (% 0,01). Aynı şekilde Silisyum (Si) milyonlarca km2’lik deniz tabanını
silikat olarak kaplamaktadır. Bu, radyolarya ve diyatomelerin deniz suyundan aldıkları Si’dir.
Canlılar solunum için şimdiye kadar 1026 g O kullanmışlardır (UPI, 2007). Buna göre atmosfer
ve denizlerdeki tüm oksijen yaşam fabrikası için 60 kez biyokütle tarafından solunarak
dönmüş, biyokütleye bağlanmış ve tekrar serbestleşmiştir.
Biyosferin çözücü maddesi sudur. Yeryüzünde yeterli miktarda bulunan su, tuzları eritir, normal ısıda dahi buharlaşır ve donduğunda da suda yüzer. Biyosfer şimdiye kadar 1029 g suyu
çözücü veya üretim için kullanmıştır. Yerküresi toplam suyu 1,7.1024 g olduğuna göre, mevcut
su, organizmalar tarafından 50.000 kez kullanılmış demektir (bak. Şekil 12.2). Suyu 40.000
kezle selenyum (Se) takip eder. Bu, Se’un yaşam için ne kadar önemli olduğunu gösterir.
Yaşam için önemli diğer elementlerin çevrim sayıları şöyle sıralanmaktadır (UPI, 2007):
Element
Döngü sayısı
Selenyum
40.000
İyot
10.000
Fosfor
8.000
Potasyum
2.000
Kükürt
300
Magnezyum
15
Kalsiyum, klor ve demir
10
Sodyum
3
Jeokimya ilkeleri
192
Bu elementlerin tümünün kaynağı deniz ve topraktır. Kullanan organizmanın ölümünden sonra
bunlar serbestleşerek geldikleri kaynaklara geri akarlar. Şekil 13.1 ve 13.2 biyokütle için
oldukça önemli kükürt ve fosfor çevrimlerini göstermektedir.
Şekil 13.1
Küresel kükürt döngüsü (Schwedt, 1996).
Yerküre sonsuz değil. İşlenemiyen maddeler biyosfer yoluyla küresel dağıtılırlar. Biyosfer,
üretim içim kendi üretim kaynağını yok etmez. Asla atık oluşmaz, her şey tekrar işlenir. Enerji
kaybı meydana gelmez, tümü en iyi şekilde ve incelikle kullanılır. Sanayide ise, bunun tam
tersi yapılır. Dolayısı ile bazı çevre sorunlarının çözümü olası olmamaktadır.
Prof. Dr. H. Çelebi
193
Şekil 13.2
Küresel fosfat döngüsü (Heinrich ve Hergt, 2002).
13.4 Biyosferin bileşimi
Biyokütle gibi biyosfer bileşimi de geniş bir yelpaze sunmaktadır. Elde edilen veriler de
oldukça farklı ve yaklaşık değerler olmaktadır. Organizmaların bünyesinde 60’a yakın element
saptanmıştır. Bu, her elementlerin bünyeye alınamıyacağı demektir. Bir organizmada olan bir
eser element, diğerinde olmıyabilir. Bir karşılaştırma, organizmalardaki elementlerin, J ve Mo
dışında, periyodik sistemin ilk 4 periyoduna ait elementler olduğunu göstermektedir. Bunlar
yüksek çözünürlüğe veya iyonik potansiyele sahip elementlerdir.
Biyosferin temel bileşeni sudur. Odunun dahi % % 50’si sudan meydana gelmektedir. Omurgalı hayvanların % 66’sını, deniz omurgasızlarının da % 90’ını su oluşturmaktadır. Bazı bitki
ve toprakların ortalama bileşimi hakkında Çizelge 13.3 özet bilgi vermektedir. Görüldüğü gibi
benzerlikler farklılıklardan daha önemlidir. Enerji açısından etkin ve oranları değişmiyen elementler C, O, H ve N’tur. Bunların yanında P, Ca, Mg, K, S, Na ve Cl temel besin elementlerini oluştururlar. Bunlardan Na, sadece hayvanlar için önemlidir. Eser besin elementlerinden
Fe, Cu, Mn ve Zn hem bitki, hem de hayvanlar için; B, Mo ve Si sadece bitki; Co, I ve V da
sadece hayvanlar için önem taşımaktadır. V ve Br’un görevleri bazı canlılar için önemli olduğu
biliniyor, ancak fonksiyonları kesin bilinmemektedir. Bu bileşenlerin bazıları belli sınırları
geçmeleri durumunda, zararlı olabilirler.
194
Jeokimya ilkeleri
Hayvanlar bitkilerle beslendikleri. Doğrudan besin maddesi aldıkları enderdir. C, N, P ve S’ün
vücuttaki derişimleri Clarke değerlerinden yüksektir. Bu, yüksek yaşam etkinliklerinden kaynaklanır. Ancak küllerde bu farklı olabilmektedir (Çizelge 13.4). Na, K, Br ve I deniz hayvanlarında, örneğin inverterbretlerde; alfalfalarda Ca, K, Cl, ve Mg ile B ve insanda da P, Na,
K, Cl ve Br ile Br zenginleşmektedir. Ca, diyatomelerde; Si, radyolaryalarda; Br, Murexlerde
ve V da ascarienlerde (deniz suyundaki % 10-7’den % 2.10-2’ye) zenginleşmektedir. Ortalama
çok az elementin zenginleştiği görülür. Ancak Se astragalusta %1,5’e varabilmektedir. Bunun
nedeni, Se’ca zengin topraklar olmalıdır. Bazı bitkiler özellikle bir eser elementin veya bazı
eser elementlerin zengin olduğu topraklarda yetiştiği saptanmıştır (Mason ve Moore, 1985).
Son olarak Cu ve Zn da bazı anzimlerin merkezi atomlarını oluşturmalarından dolayı organizma ve bitkilerde deniz suyundaki derişimlerinin 100’lerce katı kadar zenginleştikleri
görülmüştür. Elementlerin bitkilerde zenginleşmesi, örtülü maden yatakları aramalarında
indikatör olarak kullanılmaktadır (Rose ve diğ., 1981 ve Brooks, 1995).
Çizelge 13.3
Deniz ve kara bitkileri ile yaygın topraklarda ortalama element derişimi ([ppm], Mason ve Moore, 1985).
Element
Deniz bitkileri
Kara bitkileri
Ag
Al
As
Au
B
Ba
Br
C
Ca
Cd
Cl
Co
Cr
Cs
Cu
F
Fe
Ga
Hg
I
K
La
Li
Mg
Mn
Mo
N
Na
Ni
O
0,25
60
30
0,012
120
30
740
345.000
10.000
0,4
4.700
0,7
1
0,07
11
4,5
700
0,5
0,03
1.500
52.000
10
5
5.200
53
0,45
15.000
33.000
3
470.000
0,06
500
0,2
0,002
50
14
15
454.000
18.000
0,6
2000
0,5
0,23
0,2
14
0,5
140
0,06
0,015
0,42
14.000
0,085
0,1
3.200
630
0,9
30.000
1.200
3
410.000
Toprak
0,1
71.000
6
10
500
5
20.000
13.700
0,06
100
8
100
6
20
200
38.000
30
0,03
5
14.000
30
30
5.000
850
2
1.000
6.300
40
490.000
Prof. Dr. H. Çelebi
195
Çizelge 13.3 (devam)
P
3.500
Pb
8,4
Rb
7,4
S
12.000
Se
0,8
Si
1.500
Sr
1.400
Ti
12
V
2
W
0,035
Zn
150
Zr
20
2300
2,7
20
3.400
0,2
200
26
1
1
0,07
100
0,64
650
10
100
700
0,2
330.000
300
5.000
100
1
50
300
Çizelge 13.4
Bazı organizmalardaki ortalama element derişimi (Değişik araştırmacılara göre, Mason ve Moore, 1985’ten).
Yengeç
İnsan
Alfalfa
O [%]
H
C
N
Cl
79,99
10,21
6,10
1,52
1,05
O
C
H
N
77,90
11,34
8,72
8,25
O
C
H
N
Ca
62,81
19,37
9,31
5,14
1,38
Na [10-1]
K
S
P
5,4
2,9
1,4
1,3
P
Ca
K
S
7,06
5,80
1,70
1,037
S
P
Na
K
Cl
6,4
6,3
2,6
2,2
1,8
Ca [10-2] 4
Mg
3
Mg
Cl
8,2
7,0
Mg
4
Fe [10-3] 7
Si
7
B
1,5
Si
Fe
Al
9,3
2,7
2,5
Fe
Si
Zn
4
2,5
9
Br [10-4] 9
I
2
Cu
6
B
Rb
Mn
Zn
Cu
F
Mo1
7,0
4,6
3,6
3,5
2,5
1,5
1
Rb
Cu
Sr
Br
Sn
Mn
I
4
4
2
2
1
1
V [10-5]
Mo
Ti
Ti
Ni
Br
Ti
V
9
5
5
4,6
1,6
Al
Pb
Ba
Mo2
B
5
5
3
2
2
4
2,4
2
196
Jeokimya ilkeleri
Çizelge 13.4 (devam)
Co [10-6] 6
1
Normal bitkilerde 3.10-5
I
Co
2,5
2
As
5
Co
4
Li2
3
2
V
2,6
Ni
2,5
2
Memelilerin ortalama değeri
13.5 Biyojenik (organik) maden yatakları
Canlı maddenin bileşimi bize benzer jeolojik kayaç birimlerini biyolojik etkinliğin ürünleri
olarak tanımamızı sağlıyor. Bu tür tortullara biyolit denir ve yanan veya yanmıyan gruplara
ayrılırlar. En tanınan ve yaygın yanmıyan biyolit, kireçtaşlarıdır. Organik kökenli silisli
tortullar, bunlar kadar yaygın değildirler. Ayrıca sünger, radyolarit ve diyatomitlerdeki opalin,
organik yapısını diyajenezle kaybettiği için, organik kökenini saptamak da zordur. Bunun gibi
çeşitli mikroorganizmaların jeolojik etkinliği de bilinmektedir. Bunların hızlandırdığı bazı
tepkimeler 13.2’de verilmiştir. Bunlara fosfat ve pirit yatakları da eklenebilir. Bunlara paralel
olarak mikroorganizmaların karbonhidratları da işler ve değiştirirler. Bunları çoğunlukla oluştukları yerde oksitler, polimerize eder veya tamamiyle yeni bileşenlere dönüştürürler. Bu işlevlerin en önemli ürünleri grafit, kömür, petrol ve doğal gazdır. Bunların daha düşük kaliteli
hidrokarbonatlarına kerojen (C içeren tortul), pirobitümin (CS2’de çözünmiyen C içerikli
malzeme) ve bunun çözüneni bitümindir. Uygarlığın temel taşı olan enerjinin sanayi anlamında elde edildiği biyojenik kökenli yakıt kaynakları kömür, petrol ve doğal gaz yataklarıdır.
13.5.1 Kömür yatakları
Kömür, tabakalar arasında damar şeklinde bulunur. Bunlar, geçmişteki jeolojik dönemlerde
bataklıklara batan bitkilerin tamamiyle çürümiyen artıklarının kimyasal değişim ürünleridir
(Şekil 13.3). Turba, linyit, taşkömürü ve antrasit türleri bulunmaktadır. Turba, odunsu dokuya
sahip, kahverengi, yumuşak ve kömüre dönüşmemiş su bitkileri kalıntısıdır (Şekil 13.4).
Linyit, koyu kahverengi ve ağaç dokusu belli kömürdür. Yatakları çoğunlukla Mezosoyik ve
Tersiyer yaşlıdır, iğneli veya geniş yapraklı ağaç kalıntılarından oluşmuştur. Buna karşın
taşkömürü, Sert ve siyah renkli kömürdür. Bitki dokusu belli olmıyan, Paleozoyik
(Karbonifer) yaşlı kömürdür. Bunların daha genç yaşlı yatakları enderdir. Son olarak antrasit
kömürü, salyangoz dokulu, siyah ve sert kömürdür. Taşkömür ve antrasit yüksek karbon ve
düşük uçucu madde içeren kaliteli kömürlerdir. Diğer kömürlerde durum bunun tersinedir
(Çizelge 13.2). Kömürün ısı değeri veya kalitesi, C oranı ile artar. H de bunu olumlu etkiler.
Bu nedenle petrolün ısı değeri daha yüksektir.
Kömür, Karboniferin büyük ağaçlarının kalıntısıdır. O dönemin atmosferinin yüksek CO2’si ve
nemi, zengin yüksek ağaç ormanlarının gelişmesin sağlamıştır. Orojenezle alçalan Zonguldak
Havzası gibi zamanın bataklık bölgelerindeki bu ormanlar, yükselen suyun altında kalarak
havasız (anaerob) ortamda bakteriler tarafından çürütülmüşlerdir. Artan basınçla sıkışarak
suları atılan bitki tabakaları, zamanla kömür damarları şeklini almıştır. Kömürleşme olarak
Prof. Dr. H. Çelebi
197
adlandırılan bu işlevle selüloz (C8H10O5), linin ve proteinler, bakteriler tarafından işlenerek
humus (hümik asit) haline getirilir. Böylece önce oluşan turba, tortullarla örtülerek suyu atılır,
CO2 ve CH4‘ten arınır ve artan C oranına göre linyit, taş kömürü ve antrasite dönüşür.
Şekil 13.3
Kömür yataklarının oluşum evreleri: Karboniferin ormanlarından kömüre. Bitki malzemesi bataklıklara batarak
havasız ortamda çürümesi ile C miktarı zenginleşir ve kömür oluşuyor (Altaba ve diğ., 1995).
Kömür yataklarına temel oluşturan (yerli=otokton) ormanlar, bulundukları yerlerde yerinde (in
situ) yatak oluşturmuşlardır. Oluşum sırsında biyokimyasal ve başkalaşım evrelerini
geçirirler. Biyokimyasal işlevler sırasında suda çözünen bileşenler çabuk erir, selülozün
198
Jeokimya ilkeleri
dağılması yavaşlar ve N bakteriler tarafından işlenir (en çok % 13 N). Başkalaşım evresinde,
basınç ve ısı koşullarına göre, grafite varan bir kömürleşme gerçekleşir. Kömürleşme, H:O
oranınını 1:8 olduğu selüloz ve 1:7 olduğu odundan 1:1 olan antrasite kadar değiştiren bir
indirgeme sürecidir (Çizelge 13.2). Kömür yataklarında C oranı derinlikle atarken, uçucu
maddeler azalır (Brownlow, 1996).
Kömürün moleküler yapısı tam çözülmemiş olmakla beraber, temelde alifat ve aromatlardan
meydana geldiği bilinmektedir. Alifatlar, zincir şeklindeki molekül dizilerinden oluşan
karbonhidratlardır. Bunlara bütan örnek verilebilir. Aromatlarsa, halka moleküllerden oluşan
benzen gibi karbonhidratlardır. Bir kömür için karbon, nem ve kül oranı birer kalite ölçüsüdür.
En az % 75 C yanında en çok % 8 nem ve % 6 kül oranı istenir (DIN’e göre). Kömür
küllerinde bazı ender elementler zenginleşebilmektedir. Örneğin, Ge’un 330, As’in 250 ve
U’un da 150 kat Clarke değerlerine oranla deriştikleri görülmüştür (Mason ve Moore, 1985).
Eser element olarak S, Pb, Ni ve V bulunur.
1 Kömürü oluşturan bitkiler
2 Turba
3 Linyit
4 Taşkömürü
5 Antrasit
Şekil 13.4
Kömür türleri (Symes, 2003).
Ağaçlarının yaprak ve köklerinin bıraktıkları izlerden kömürün oluştuğu bitki türleri saptanabilmektedir. Batarak üstü örtülen havzaların üstende yeniden biten ormanlar, yeni kömür
tabakalarının oluşmasını sağlamışlardır. Yatak oluşmasında zaman önemli bir değişkendir. İyi
bir kömür havzasının oluşumu yaklaşık 50 milyon yıl sürebilmiştir (Baumann ve diğ., 1979).
Prof. Dr. H. Çelebi
199
13.5.2 Petrol yatakları
Kömür ve uranyum yanında petrol ve doğal gaz en önemli enerji kaynaklarıdır. Petrol, katı,
sıvı ve gaz karışımı halinde bulunan akışkan bir karbonhidrat karışımıdır. Süzme yöntemleri ile
bunlardan hafif ve ağır yağlar, benzin, vazelin, parafin, alkol, asfalt, ecza ve kozmetik
malzemesi gibi çeşitli sanayi ürünler elde edilmektedir. Plastik, kullanım alanı en yaygın
petrol ürünüdür. Bu nedenlerle petrol, vazgeçilmez bir enerji ve sanayi hammaddesidir.
Petrolün oluşumu ve ekonomik önemi ayrıntılı yönleri ile uzun zamandan beri
incelenmektedir. Buna göre petrol, deniz hayvan ve bitkilerinin atıklarından oluşmuştur.
Kökeni plankton denilen mikro canlılardır. Genellikle su döngüsü olmıyan körfezlerde
yaygınlık gösteren organizmaların çökelen ölüleri çürürken deniz suyundan oksijenini
tüketerek körfezi oksijensiz derinlik bölgesine çevirirler. Bu durumda çürüme durur. Canlı
proteini ve yağı çökelen tortul çamur ile birikerek petrol çamurunu (sapropel) oluşturur ve
havasız (anaerob) çürüme karbonhidratların oluşmasını sağlar. Buna koşut olarak tortullaşma
ile killi tortullardan ana kayaç gelişir. Artan basınçla bunlardan sızan akışkan karbonhidratlar,
boşluklu (poröz) kum ve kireçtaşlarından depo kayaçlarında birikir (Şekil 13.5). Burada
yoğunluğa göre, alttan üste doğru, su, petrol ve doğal gaz olarak ayrışan karbonhidratlar, petrol
yataklarını oluştururlar.
Şekil 13.5
Petrol büyük miktardaki deniz hayvanları ve bitkilerin kalıntılarından meydana gelir. Petrol yataklarının oluşum
koşullarını yan kayacın yapısı ve şekli belirler (Altaba ve diğ., 1995).
Petrol yataklarının gelişebilmesi için tektonik oluşan petrol kapanları şarttır. Bu oluşumlar
petrolün uçmasını önliyerek ekonomik öneme sahip petrol rezervlerinin oluşmasına ortam
Jeokimya ilkeleri
200
hazırlarlar. Bu nedenle kıvrımların tepelerinde (antiklinal) yer alan bu kapanlar, petrol aramalarında büyük önem taşır. Sismik yöntemlerle aranan petrol yatakları, pahalı ve zaman alıcıdır.
Arama çalışmalarında verimli yataklar için başarı % 20-25 dolayındadır. İşletmeye açılan bir
yatakta da petrol kazanımı yine aynı düzeyde bulunmaktadır. Kazınım yüzdesi ancak ikincil
(su verme) ve üçüncül (ısıtma, yakma) yöntemlerle en çok % 60’a çıkarılabilmektedir.
Sondaj yöntemleri ile yerin 7000 m derinliklerine kadar incelemeler olasıdır. Petrol yatakları
tüm büyük tortul havzalarında bulunabilir. Petrol aramaları için en ümitli sahalar şelf
bölgeleridir. Çünkü karadan denize taşınan malzemenin % 90’ı burada birikir. Kuzey Denizi,
Rusya’nın Avrupa kısmı, Kuzey Amerika, Venezüela ve Arap Yarım Adası ile Sahra bu
bölgelerdendir.
Petrol, çok monoton bir kimyasal bileşime sahiptir. Bileşiminde 600 karbonhidrat saptanmıştır.
Ancak temel bileşenler Alkan (CnH2n+2), Naftan (CnH2n) ve aromatlardır (CnH2n-6). Petrolün
ortalama bileşimi Çizelge 13.2’de verilmiştir. Görüldüğü gibi % 89’a varan C oranı yanında H
oranı % 15’e çıkabilmektedir. Bu nedenle petrol daha yüksek bir ısıl değere sahiptir ve kömüre
göre H bolluğu bir üstünlüktür. Normalde hiç bulunmıyan O’in yanında N ve S oranları %5’i
geçmez. Aynı şekilde kül oranının da <% 0,05 olması ile kömüre göre çok düşüktür.
Organik madde yatakları da cevher veya endüstriyel hammadde yatakları gibi çok sayıda eser
element içerebilirler. Ancak bunların oranları daha düşüktür. Petrol veya bitümlü şist gibi
petrol depo kayaçlarında Cu, Ag, As, Zn, Cd, Pb, V, Mo, Sb, Bi ve Au yüksek oranda
bulunabilirler.
13.6 Sonsöz
Bu ders notları kapsamında anlatılan konular yaşamın bir bütün olduğunu göstermektedir.
Doğada tüm değişimler dengeler üzerine kurulmuştur ve tüm maddeler bu dengelerin gerektirdiği koşullarında bir döngü içinde uyumlu işlenmektedir. Yukarıda işlenen organik madde
ürünleri de bu kapsamda işlenerek başkalaşırlar. Örneğin, grafit bir başkalaşmış kömürdür.
Aynı şekilde canlılar da bir beslenme zincirine tabidir. Örneğin, otobur hayvanlar, güneş ışığı,
su, karbondioksit ve oksijen kullanarak yaptıkları fotosentezle büyüyen bitkilerle beslenirler.
Etobur hayvanlar bu otoburlarla geçinirler. Ölüklerinde de bitkilere toprak olurlar. Bu toprakta
yetişen yeşillikle yeni otoburlar beslenirler. Böylece çevrim tamamlanmış oluyor. Birindeki
maddeler, örneğin, yağlar gibi enerji maddeleri, Fe ve Cu gibi besin maddeleri veya Co ve F
gibi eser elementler, birinden diğerine geçerek yeni ortamlarında görevlerini yaparlar.
Burada doğanın yapıtaşlarının doğal kimyasal elementler olduğu görülür. Bunların nüklid senteziyle oluştukları yukarıda açıklanmıştır (bak. 2.4). Şimdiye kadarki bilgilere göre organik
maddelerin meydana geldiği C, O, H, N, S ve P gibi hafif elementlerin oluşumundan sonra
CH4, CO, CO2, H2O, H2S, N2, NH3 ve H3PO4‘nin organik moleküller ortaya çıkmıştır
(Brownlow, 1996). Bunları kimyasal evrimle oluşan amino asit, şeker ve nükleik asit biyomonomerlerinden sonra protein, polisakkarid ve nükleik asit gibi biyopolimerlere dönüşmüştür.
Prof. Dr. H. Çelebi
201
Daha sonraki aşamada, yaklaşık 4.109 yıl önce, büyük olasılıkla denizde, ilk canlı belirmiştir.
Bundan en az 3.109 yıl önce mikrotaşıllarla kanıtlanan biyolojik evrim başlamıştır (Şekil 13.6).
Bu süreç bugün milyonlarca canlı türü ile devam etmektedir. Ancak insanlar doğanın bu birikimini Hg, Pb ve S gibi sanayi atıkları ve gübreleme gibi tarım atıkları ile tahrip etmektedir.
Özet olarak çevrenin insanlara gereksinimi yok, anacak insanlar çevresiz yaşıyamaz.
Şekil 13.6
Yerin tarihi (Altaba ve diğ., 1995).
Jeokimya ilkeleri
202
Kaynakça
1. Altaba, M. F, Arriba, A. S. M. ve Taneli, G., 1995: Geologie. Neuer Kaiser Verlag, Klagenfurt, 95 s.
2. Baumann, L., Donezk, N. ve Wolf, M., 1979: Einführung in die Geologie und Erkundung von Lagerstätten.
Verlag Glückauf, Essen, 503 s.
3. Borchert, H., 1951: Zur Geochemie des Kohlenstoffs. Geochim. Cosmochim. Acta 2, 62-75.
4. Breuer, H., 1997: Atlas zur Chemi. dtv, Münih, 271 s.
5. Brooks, R. R., 1995: Biological systems in mineral exploration and processing. Ellis Horwood, New YorkLondon-Toronto-Tokyo-Sidney-Singapore, 538 s.
6. Brownlow, A. H., 1996: Geochemistry. 2. basım, Prentice Hall, Inc., New Jersey, 580 s.
7. Heinrich, D. ve Hergt, M., 2002: dtv-Atlas zur Ökologie. Dtv, Münih, 288 s.
8. www.spiegel.de/wissenschaft/natur/htmlt, 2007: Uralte Steine bergen Hinweise aus CO 2 -Thermostat.
9. Mason, B. ve Moore, C. B., 1985: Grundzüge der Geochemie. Enkeverlag, Stuttgart, 340 s.
10. Rose, A. W., Hawkes, H. E. ve Webb, J. S., 1981: Geochemistry in Mineral Exploration. Academic Press, 2.
basım, Londra-New York, 657 s.
11. Schwedt, G., 1996: Taschenbuch der mweltchemie. Timme Verl., Stuttgart, 248 s.
12. Symes, R. F., 2003: Taşların dünyası. Tübitak yayını, 2. basım, Ankara, 64 s.
13. UPI (yayınlıyan), Umwelt- und Prognose-Institut e. V., 2007: Leistungen und Funktionen der Biosphäre,
UPI-Bericht No 15, Ergebnisse. www.upi-institut.de
14. White, W. M., 2001: Geochemistry. www.imwa.info/geochemie/chapters.html, 700 s.
Prof. Dr. H. Çelebi
203
EKLER
Birim ve büyüklükleri (SI birimleri)
Temel birimler
m
metre
kg
kilogram
s
saniye
A
amper
K
Kelvin
mol
mol
a
a
ºC
d
dB
g
Birimlerin önüne gelen heceler
Yota
Y
1024
Zeta
Z
10-21
Eksa
E
1018
Peta
P
1015
Tera
T
1012
Giga
G
109
Maga M
106
kilo
k
103
ar
yıl (age)
derece selsiyüs
gün
desibel
gram
desi
santi
mili
mikro
nano
piko
f
a
d
c
m
μ
n
p
femto
atto
1 angström
(Å) =10-10 m
1 fiziksel atmosfer (atm) =1,013.105 Pa
Birim ve değerleri
Adı
Sembolü
Alan
A
Basınç
p
Enerji
Gaz sabitesi
Güç
Hız
W
R
P
v
h
ha
Hz
J
km
l
10-1
10-2
10-3
10-6
10-9
10-12
10-15
10-18
saat
hektar
hertz
jul
kilometre
litre
z
y
zepto
yokto
1 milibar (mbar) =100 Pa
1 tor
(tor)
=133,3 Pa
Değeri
m2, a, ha, km2
Pa=Nm-2
=kg m-1 s-2
J=kg m2 s-2
JK-1 mol-1
=J s-1=kg m2 s-3
m s-1
=kg m2 s-2 K mol-1
Işınetkinlik (radyoaktivite) ölçü birimleri
Etkinlık
Becquerel (Bq) 1 Bq=1 s-1
Enerji dozu
Gray (Gy)
1 Gy=1Jkg-1
Eşdeğer doz
Sievert (Sv)
1 Sv= 1 Jkg-1
Isı
Isı miktar
İş
Kuvvet
Kütle
Madde miktarı
Yoğunluk
Zaman
K, t
Q
W
F
m
ν
ρ
t
lx
Ly
min
N
Pa
V
lüks
Langley
dakika
nevton
pascal
volt, W vat
10-21
10-24
1 erg (erg)
=10-7 J
1 kalori (cal) =4,1868 J
K, º C
J
J=kg m2 s-2
N=kg m s-2
g, kg
mol
kg m2 s-3
s, min, h, d, a
zaman biriminde dönüşen çekirdek sayısı
birim başına soğrulan ışınetkin enerji toplamı
enerji dozunun ışının değerlendirme katsayısı ile çarpımı