Под термином «акцессорные минералы» [лат, «акцессориус» — дополнительный], введенном в 1915 г. Р. Растеллом и В. Вилькоксоном, подразумевались минералы, входящие в состав всех трех главных генетических групп горных пород (магматических, метаморфических, метасоматических) в незначительных количествах. В 1920 г. А. Хольме расширил это понятие: акцессорными он называл такие минералы, которые в горных породах содержатся в незначительных количествах и присутствие которых не определяет их название. По О.М. Матковскому, акцессорные минералы — это минералы, которые, хотя и входят в состав горной породы в незначительных количествах, но являются характерным ее компонентом.
В настоящее время известно более 100 акцессорных минералов, из которых более 80 встречаются в составе эндогенных пород. Все они содержат акцессорные элементы, которые не рассеялись в решетках главных минералов, а сконцентрировались в определенных местах, образовав самостоятельные минеральные виды — акцессорные минералы.
Некоторые акцессорные минералы встречаются в больших количествах и образуют месторождения. Например, хромит, являющийся акцессорным минералом ультрамафитов, образует хромитовое месторождение, связанное с названными породами; ильменит и магнетит, весьма часто встречающиеся в различных магматитах, особенно пироксенитах в качестве акцессорного минерала, могут образовать титаномагнетитовые месторождения; апатит, весьма обычный акцессорный минерал в кремнекислотных и щелочных породах, в нефелиновых сиенитах становится главным породообразующим минералом; циркон как акцессорный минерал, развит в тех же горных породах, что и апатит, в то же время в некоторых щелочных породах он является важным породообразующим минералом, и т. д.
Обычными акцессорными минералами магматических пород являются циркон, апатит, ортит, кальцит, турмалин, рутил, сфен, шпинель, а также ряд рудных минералов — магнетит, гематит, хромит, ильменит, монацит, ксенотим, паризит, анатаз, мартит и др. Например, в качестве ведущих акцессорных минералов в шмаковских биотитовых гранитах Приханкайского района содержатся; циркон, пирит, ильменит, ортит, анатаз и окислы железа, а в аляскитовых гранитах — циркон, пирит, турмалин и окислы железа. В породах гродековского интрузивного комплекса присутствуют следующие акцессорные минералы: циркон, апатит, касситерит, флюорит, топаз, арсенопирит, пирит, сфалерит, галенит, молибденит, анатаз, брукит, рутил, шеелит, ортит, турмалин, эпидот, цоизит, хлорит, ильменит, сфен, монацит, гранат, пироксен, ставролит.
В Западной Сибири известны гранитоиды с большим количеством акцессорных минералов, содержащих редкие элементы: торит-оранжит, монацит, ксенотим, тантало-ниобаты, ортит. Часто обнаруживаются в них турмалин, флюорит, встречается такой редкий акцессорий, как муассанит. В значительных количествах содержатся магнетит, сфен и апатит, особенно в породах повышенной основности (гранодиориты, диориты). В гранитоидах сфен-апатит-магнетитового типа установлены характерные для гранитов акцессорные минералы: ильменит, монацит, ортит, ксенотим, торит, тантало-ниобаты, рутил, муассанит, молибденит. Встречается также андалузит, характерный акцессорный минерал метаморфитов. Известны массивы, где акцессорные минералы в основном приурочены к биотитам, образуя в нем включения или нарастания на гранях. Здесь широко развиты магнетит, ильменит, сфен, циркон, апатит, ортит и оранжит, сфалерит, галенит и пирит титаномагнетит, мартит; менее распространены поликраз, флюорит, халькопирит и монацит (встречается весьма редко). В распределении акцессорных минералов в теле этих интрузивов устанавливается вертикальная зональность — на глубине и в эндоконтактовых частях массива фиксируется максимальное содержание магнетита и сфена.
Согласно Р.В. Путаловой, по условиям и времени образования можно выделить два типа акцессорных минералов эндогенного происхождения. Первый тип {циркон, апатит, магнетит, сфен, ортит, ильменит) выделяется на раннемагматической стадии минералообразовання, второй — после полного окончания кристаллизации магмы и развития наложенных послемагматических процессов с участием восходящих растворов (флюидов), т. е. акцессорные минералы второго типа относятся к наложенным (вторичным) образованиям. В это время происходит разрушение части ранее выделившихся из магмы минералов и образование новых минеральных видов, в том числе акцессорных минералов, что было отмечено еще в 1952 г. Г.М. Заридзе и Н.Ф. Татришвили.
В послемагматическую стадию становления гранитоидов образуются частично те же акцессорные минералы, что и в магматическую стадию, а также новые. Например, к гранитоидным акцессорным минералам хребта Чингиз, возникшим в постмагматическую стадию, относятся циркон, апатит, магнетит, сфен, ортит, торит, монацит, ксенотим, флюорит, рутил, анатаз, шеелит, гематит, молибденит, галенит, пирит, мартит, паризит, лейкоксен, марказит,
Начиная с Г. Розенбуша, в петрографии утвердилось мнение, что при кристаллизации магмы наиболее ранними выделениями являются некоторые второстепенные минералы горной породы, такие как циркон, апатит, сфен, рутил, рудный минерал и др. За ними следует выделение железомагнезиальных минералов и т. д. Определение порядка выделения породообразующих минералов производилось степени относительного идиоморфизма. В.Н. Лодочников в предисловии к русскому переводу книги Г. Розенбуша возразил против использования относительного идиоморфизма в качестве критерия порядка выделения минералов, приводя факты, противоречащие этому положению. Это подтвердилось и многими позднейшими исследованиями.
Так, в результате изучения гранитоидов (магматических, метасоматических и контаминированных) Грузни Г.М. Заридзе и Н.Ф. Татришвили пришли к заключению, что роговая обманка, содержащаяся в меланократовых гранитоидах, образованных под воздействием привнесенного лейкократового материала (лейкократовой магмы) на базиты, является преобразованным реликтовым минералом исходных горных пород, если даже она идиоморфная; биотит, распространенный в обычных гранитоидах, возник путем дальнейшего изменения роговой обманки под воздействием привнесенных кремния и калия; мусковит образовался в результате последующей стадии процесса. В указанной работе впервые было отмечено, что акцессорные минералы гранитоидов возникают в процессе постепенного становления этих пород, а не только в начале кристаллизации гранитной магмы. В дальнейшем это положение получило широкое признание.
Акцессорные минералы привлекают внимание петрологов, так как они являются индикаторами генезиса и рудоносности магматических пород. По присутствию определенных ассоциаций акцессорных минералов можно делать заключение о комагматичности плутонитов и вулканитов, включая субвулканиты, процессах гибридизма при становлении магматических тел, типе метаморфизма и метасоматизма, составе исходных пород метаморфитов и характере связи оруденения с определенными магматитами, метаморфитами и метасоматитами.
Циркон представляет собой ортосиликат циркония (Zr SiO4) образует лепешкообразные агрегаты, радиальнолучистые, колломорфиые выделения (аршиновит). Сингония обычно тетрагональная. Габитус зерен от призматического до дипирамидального. Известны различные двойники срастания и прорастания, часто коленчатые и крестообразные. Показатели преломления: Ng — 1,968—2,01; Nm = 1,923—1,96; двупреломление от 0,044 до 0,062. Оптически одноосный и положительный. Наблюдаются включения циркона в биотит, роговую обманку, плагиоклаз и др.
Циркон — обычный акцессорный минерал гранитоидов (Большой Кавказ, хр. Чингиз, Якутия, Приханкайский район и др.), сиенитов, нефелиновых сиенитов (Кольский полуостров; Ильменские и Вишневые горы па Урале, Тува, Алтай и др.). Известен он также в гнейсах, кристаллических сланцах, кварцитах, железистых кварцитах, в некоторых мраморах и других метаморфитах.
Г.М. Заридзе и Н.Ф. Татришвили было отмечено, что циркон в метасоматических гранитоидах возникает в процессе биотитизации роговой обманки. Амфибол исходных базитов под воздействием привнесенных Si и К постепенно переходит в биотит. Привнесенный Zr, вследствие резкого отличия радиуса его иона от ионных радиусов сопровождающих его элементов (Si, К), выпадает в виде самостоятельного минерала — циркона, будучи не в состоянии замещать их.
Апатит [греч. «апатао» — обманываю, так как по внешнему виду егo часто путали с бериллом, оливином, турмалином и другими минералами]. Состав апатита значительно сложнее, чем принятая его формула — Ca2IX Ca3VII[PO4]3(F, OН)2. В нем постоянно присутствуют изоморфные примеси Mn, Fe, иногда Sr, Mg, щелочей, Al и др. Сингония гексагональная. Преломление по Nm = 1,633—1,655; Np = 1,630—1,651; двупреломление от 0,002—0,005, одноосный, иногда 2V = 20°. Представляет смесь следующих миналов:
Апатит в качестве акцессорного минерала широко распространен в кремнекислотных, среднекремнекислотных и основных интрузивах, иногда в эффузивах, а также карбонатитах (Кольский полуостров, Восточная Сибирь). С щелочными интрузивами связаны огромные скопления апатита, содержащие до 90—95% зернистого апатита, в ассоциации с нефелином, эгирином, полевым шпатом, титаномагнетитом, титанитом и другими минералами. Ярким примером такой концентрации апатита является Хибинское месторождение. Мнения по поводу генезиса этого месторождения противоречивы. Одни считают его метасоматическим, другие — магматическим. В пользу первой точки зрения приводятся петрологические данные, а в пользу второй — экспериментальные. Апатит-виллиомитовая (NaF) эвтектика, содержащая NaF 57%, плавится при 770° С, хотя в горных породах столь высокого содержания NaF не имеется, но виллиомит является одним из акцессорных минералов апатитовых пород в Хибинах. Здесь отмечается устойчивый парагенезис апатита с нефелином (апанеиты, неапиты).
По данным Г.М. Заридзе и Н.Ф. Татришвили, акцессорный апатит в метасоматических и контаминированных гранитоидах Грузии встречается в ассоциации с железомагнезиальными минералами. Значительные его скопления связаны с меланократовыми разностями гранитоидов. В отдельных случаях апатит включен в подвергшихся частичной деанортитизации плагиоклазах.
А.Е. Ферсман отмечает, что «с одной стороны, фосфор идет в основные породы и избирательно (при любой дифференциации) избегает кислотную (диоритовую или гранитную) фацию, с другой стороны, он идет в сторону летучих компонентов, которые между тем идут по преимуществу с кремнекислотными остаточными магмами гранитного типа. Именно для накопления фосфора нужно одновременное и притом весьма редкое сочетание природных факторов — меланократности магматического расплава и летучести». По мнению А.Е. Ферсмана, это достигается: 1) когда основные породы обогащаются летучими компонентами и в пневматолитах своих накапливают фосфор (норвежский тип габброидных месторождений): 2) в соответствии с агпаитовым характером процесса, когда фосфор естественно накапливается в остаточных продуктах вместе с летучими компонентами (хибинский тип) и, наконец, 3) при воздействии избыточного иона кальция, что особенно характерно в контакте с известняками.
Акцессорный апатит в метасоматических гранитоидах Грузии выделяется при распаде и преобразовании кальцийсодержащих минералов исходных базитов. Значительное скопление этого минерала, как отмечено, приурочено к более меланократовым разностям, подвергшимся относительно слабому преобразованию горных пород. Г.М. Заридзе и Н.Ф. Татришвили было высказано мнение о том, что кальций, содержащийся в апатите, заимствован из преобразованных кальцийсодержащих минералов, главным образом из деанортитизированного плагиоклаза. Что касается фосфора, то не исключена возможность, что он тоже извлечен из преобразованных базитов. Фтор заимствован также из вмещающих гранитоиды базитов.
Апатит является ценным сырьем для производства удобрений, соединений фосфора, а иногда для извлечения редких земель и стронция.
Ортит [греч, «ортос» — прямой, по очертанию кристаллов], или алланит, является цериевым эпидотом. Количество редких земель в нем 20—25%. Входит в группу эпидота — цоизита. Химическая формула ортита Ce2Fe2A[SiO4][Si2O7]O(OH).
Сингония моноклинная. Удлинение наблюдается по третьей и второй осям. Кристаллы пластинчатые, обычно хорошоограненные. Спайность по третьему, реже по первому пинакоидам, двойники, наоборот, чаще развиваются но первому и редко по третьему пинакоидам. Цвет бурый с примесью красного и желтого цветов. Характерна изменчивость оптических свойств даже в одном кристалле, в частности Np = 1,64—1,77; Ng = 1,66—1,80. Очень изменчиво также двупреломление, что видимо вызвано саморазложением, обусловленным содержанием ториевой молекулы. Колебание двупреломления составляет 0—0,036, обычно 0,01—0,015. Угол оптических осей большой и отрицательный.
Ортит — минерал магматический (образует вкрапленники), однако может выделиться при контактовом и региональном метаморфизме. В метасоматических гранитоидах в ортите явно привнесенными являются кремний и группа церия, остальные элементы заимствованы из базитов. Согласно Д.М. Кецховели, в Цейском массиве (Северный Кавказ) редкие ксеноморфные зерна ортита приурочены к скоплениям чешуек биотита, замещающих зеленую роговую обманку. Идиоморфные зерна ортита содержатся в кварце и плагиоклазе.
Кальцит [греч. «кальс» — известь] — минерал с химической формулой CaCO3 обычно является чистым, иногда же содержит примеси MnO и FeO. Встречается в качестве первично магматического минерала в щелочных породах, где его магматическое происхождение доказывается существованием вокруг его зерен каемок клинопироксена, амфибола и граната. Чаще же кальцит встречается в качестве вторичного постмагматического минерала, выделившегося в результате разрушения кальцийсодержащих минералов — пироксенов, амфиболов и плагиоклазов. Кальцит большей частью образует зерна, шестики и шестоватые агрегаты, почти никогда не дает ромбоэдров (ромбов — в разрезе шлифа).
Если в горной породе количество кальцита больше количества силикатных минералов, то образуются карбонатиты, магматическое происхождение которых в ряде случаев не вызывает сомнений. В настоящее время известны излияния карбонатитовых лав в Центральной Африке и в срединных океанических хребтах.
При метаморфизме кальцитсодержащие седиментогенные породы (известняки, мергели) перекристаллизовываются в различные мраморы. В соответствующих условиях метаморфизма по кальциту могут образоваться силикатные минералы, и прежде всего волластонит.
Кальцит (известняки, мергели) является хорошим материалом для производства извести и цемента. Исландский шпат представляет собой ценное сырье для оптической промышленности. В связи с большой потребностью последнего в настоящее время его получают и искусственным путем.
Турмалин [сингалез. «турмали»; под этим названием он был привезен вместе с другими драгоценными камнями с о. Шри-Ланка в Голландию]. Сингония гексагональная (тригональная). Минералы группы турмалина представляют собой типичные боратосиликаты (количество B2O3 9—11,5%). Они образуют сложные но составу изоморфные смеси с главными конечными членами в виде дравита, шерлита, альбита и гипотетического тсилаизита:
В основе структуры турмалина лежат двуслойные кольцевые элементы. В дравите они состоят из шестерных колец SiO4 — тетраэдров Si6O18, ниже которых располагается фрагмент бруситового слоя из трех MgO4(OH)2 — октаэдров.
Все турмалины разделяются на магниево-железистые и литиевожелезистые, имеющие соответственно следующие химические формулы и оптические параметры:
Для турмалина характерны призматически удлиненные зерна. Чем больше в минерале Mg и Fe, тем больше обычно длина кристаллов. Плоскости симметрии по поперечному и удлиненному разрезам призм отсутствуют. Двойников не образует.
Цвет турмалина зеленый, бурый, синий и розовый; бывают бесцветные турмалины в шлифе, в плеохроизме турмалина наблюдается схема абсорбции, обратная По сравнений) с биотитовой. Иногда турмалин имеет зональность и различную окраску в одном и том же зерне (кристалле). Угол оптических осей равен 0°, очень редко 2V = 5°; турмалин одноосный и отрицательный минерал. Следует отметить, что турмалин является стойким минералом: хорошо противостоит экзогенным процессам и поэтому встречается практически в неизмененном виде в осадках. По его содержанию в осадочных породах можно судить о размере и расположении области сноса материала в бассейн седиментации.
Турмалины образуются в условиях высокой активности бора, накапливающегося в постмагматических продуктах гранитной магмы, так что турмалины в гранитах, гранитных пегматитах, грейзенах, скарнах, вторичных кварцитах и других породах имеют постмагматическое (наложенное) происхождение. Наличие турмалина в метаморфитах объясняется либо его привносом вместе с метаморфизующими растворами, либо унаследованием из исходных осадочных пород.
Слюдяные гранитные пегматиты Мамского района содержат хорошие кристаллы шерлита, редкометальные и литиевые гранитные пегматиты Забайкалья, Урала и Казахстана — полихромные турмалины и рубеллиты. Превосходные кристаллы турмалина описаны в пегматитах острова Мадагаскар, рубеллита — в пегматитах района Палы в Калифорнии (США); грейзеновые и гидротермальные турмалины распространены в оловорудных месторождениях Приамурья и других районов.
В Дарьяльском ущелье (Большой Кавказ) в слабо метаморфизованных песчаниково-глинистых осадочных породах лейаса (мощность 3500 м) обнаружен турмалин, количество которого в поле зрения микроскопа составляет от единичных зерен до 40—50 микропризмочек (размер зерен 0,05—0,005 мм). Нередко в верхней части призм развиты ромбоэдры, в нижней — пинакоиды, либо ромбоэдры с пинакоидами. Призматические кристаллы турмалина часто образуют хорошо развитые тригональные призмы. Нередко в нем наблюдаются включения углисто-глинистого вещества и рудного минерала. Местами мельчайшие пелитовые частицы, расположенные линейно и порой образующие плойчатость, сохраняют свою ориентировку и в турмалине.
Приуроченность указанных кристалликов турмалина к слабо метаморфизованным глинистым участкам, его отсутствие, либо слабое проявление вблизи кварц-альбитовых жил, а также в окварцованных, альбитизированных и карбонатизированных участках, наличие в свежих турмалинах включений материала вмещающих пород — глинистого, углистого, пелитового и рудного, порой с ясно выраженной гелицитовой структурой, указывают на метаморфическое происхождение турмалина в условиях начальной стадии преобразовательного процесса (низкие T и Р) и заимствование бора из исходных осадочных пород.
Рутил [от лат. «рутилус» — красный, красноватый I имеет формулу TiO2; обычно содержание TiO2 составляет 96—99% и лишь иногда снижается до 92%. Наиболее обычными примесями являются FeO, Nb2O5 и Fe2O3. Сингония тетрагональная. Кристаллы столбчатые, удлиненные от короткостолбчатых до игольчатых. Образует коленчатые двойники, сетчатые тройники (сагенитовые). Известны волосовидные включения рутила в кварце. Удлинение кристалла всегда положительное, что редко наблюдается вследствие очень высокого двупреломления. Спайность наблюдается редко. Цвет обычно буровато-желтый, красный, красноватобурый, буро-желтый.
Рутил двуосный, оптически положительный минерал, с показателями преломления: Ng = 2,889—2,903; Nm = 2,603—2,616; двупреломление около 0,290.
Рутил является самой высокотемпературной формой окиси титана. Образует ограниченные твердые растворы с FeO и Nb2O5. Очень распространенный акцессорий в гранитоидах, гранитных и нефелинсиенитовых пегматитах, но в основном в метаморфических и метасоматических породах. Содержится также в гнейсах, кварцитах, эклогитах, наждаках. В некоторых метаморфитах он образует промышленные скопления, в частности в полевошпатовослюдяных и кварц-слюдяных сланцах Центрального Урала (Башкирия) имеются линзы и гнездообразные участки горных пород (рутилиты), содержащие до 50—60% рутила с мусковитом, полевым шпатом, кварцем и турмалином.
Сфен, или титанит [греч, «сфен» — клин, по клиновидным зернам], представляет собой кальциевый титаноортосиликат Ca{Ti[SiO4]O} или CaTiSiO5(O, ОН, F). Кристаллизуется в моноклинной сингонии. Кристаллы часто конвертовидные с характерным клиновидным сечением, иногда столбчатые до игольчатых. Спайность обычно незаметна. Чаще всего сфен бесцветен, в шлифе сероватый, иногда буроватый.
Оптические свойства следующие: Np = 1,887—1,950; Nm = 1,870—2,034; Ng = 1,943—2,009; +2V = 17—32°. Вариации оптических параметров обусловлены составом минерала —содержанием примесей Al, Fe, Mg, TR и изменчивостью отношения F/OH. Сфен является стойким минералом.
Сфен обычный акцессорный минерал гранитоидов. В гранитных пегматитах Восточной Сибири кристаллы сфена достигают 20—25 см в поперечнике. Сфен содержится также в гнейсах и кристаллических сланцах, а также в жилах альпийского типа. В последних иногда высококачественные кристаллы сфена достигают размеров 8x3x2 см (Восточные Альпы) и 12x4x5 см (Минас-Жерайс, Бразилия). Эти сфены используются в качестве полудрагоценных камней.
Сфен в значительных количествах известен в щелочных породах Хибинских и Ловозерских тундр (Кольский полуостров). Здесь некоторые горные породы — сфениты — состоят на 80—90% из сфена.
Акцессорный сфен был описан в меланократовых гранитоидах Грузии, где он содержится в большом количестве и всегда приурочен к железомагнезиальным минералам; возникает вследствие распада темноцветных составляющих основных пород. В гранитоидах, подвергнувшихся глубокому метасоматизму акцессорный сфен содержится в виде единичных мелких зерен.
Согласно Д.М. Кецховели, в Цейском интрузиве (Северный Кавказ) гранодиорит-кварц-диоритового состава акцессорный сфен содержится в контаминированных и метасоматически гранитизированных останцах (ксенолитах) меланократовых пород. Здесь сфен четко замещает титанистый рудный минерал, роговую обманку, плагиоклаз и биотит. Местами наблюдаются крупные зерна (порфиробласты), возникшие в результате собирательной кристаллизации мелких зерен лейкоксена и сфена. В окварцованных и гранитизированных останцах (ксенолитах) сфен целиком вытесняет рудный минерал. В крупных выделениях сфена иногда включены плагиоклаз и роговая обманка (рис. 47, 48).
Шпинель —окисный минерал состава MgAl2O4. Реальный его состав никогда не отвечает химической формуле. Сингония кубическая. Образует изометрические зерна, зернистые агрегаты, кристаллы октаэдрического, реже ромбододэкаэдрического габитуса (в шлифах квадраты, четырехугольники и треугольники). Спайность не характерна; двойники срастания по шпинелевому закону {111} наблюдаются редко. Известны закономерные сростки в шпинели рутила и сфена. Кристаллы зеленоватые, чаще ясно зеленые, буроватые, иногда красно-бурые, едва просвечивающие, редко бесцветные. Очень стойкий минерал. Показатель преломления от 1,750 до 2,005.
Шпинель обычно встречается в метаморфитах и скарнах. По А.А. Годовикову его образование с диопсидом за счет седиментогенных доломита и каолинита протекает по реакции
Здесь среди ассоциирующих со шпинелью минералов, помимо диопсида, присутствуют форстерит, минералы группы хондродита, флогопит, иногда кордиерит.
В магматических породах распространены хромшпинелиды, магнезиально-железистые глиноземистые шпинели и титаномагнетиты. Твердые растворы группы шпинелевых минералов сложены, по Л.А. Маракушеву и др., из следующих миналов:
Глиноземистые шпинели распространены в базитах и ультрабазитах; шпинель в парагенезисе с клино- и ортопироксеном и оливином встречается в модулях щелочных базальтов. Хромшпинелиды типичны для ультрабазитов, где они порой образуют крупные скопления, имеющие промышленное значение; в этом случае шпинель представляет собой уже главный породообразующий минерал.
Mагннетит никогда не отвечает стандартной химической формуле. Является обычным акцессорием гранитоидов, липаритов, дацитов, габбро, норитов, базальтов, кимберлитов (Якутия) и других горных пород.
Сингония кубическая; характерны октаэдры и додекаэдры; двойники по типу шпинели (в шлифе — прямоугольники с восходящими по коротким сторонам углами); зерна иногда совершенно неправильные, нередко скелетные.
В магматических породах магнетит включает в себя апатит, циркон и образует неправильные срастания с ильменитом.
В метасоматических гранитоидах и других преобразованных магматических породах магнетит выделяется в связи с распадом темноцветных минералов, большие скопления его наблюдаются при интенсивных наложенных процессах в исходных базитах. С габброидами связаны громадные массы магнетита в ассоциации с ильменитом, хромитом (Куба, Урал, Бушвельдский массив в ЮАР; Адирондак в США). С кислыми и щелочными породами (сиенитами) связаны магнетитовые месторождения Кирунаваара и Люссаваара (Швеция), представляющие собой крупные концентрации железа. Рудное тело на этих месторождениях расположено между сиенитами и кварцевыми порфирами. Мощность тела 70 м, прослеживается на 15 км и до глубины 800 м.
Громадные скопления магнетита имеют контактово-метасоматический генезис и часто приурочены к контакту известняков с гранитоидами и сиенитами (горы Магнитная, Высокая, Благодать на Урале; район Дашкесана в Азербайджане; Железный кряж в Читинской области и др.). В этих месторождениях магнетит тесно ассоциирует с гранатом, эпидотом, пироксенами, хромитом, сульфидами, кальцитом. Магнетит может образоваться и в условиях гидротермального процесса.
Акцессорные магнетиты являются хорошим показателем генезиса содержащих их магматических пород. В.А. Вахрушев в результате изучения алтае-саянских гранитоидных акцессорных магнетитов, исходя из содержания в них элементов группы железа, выделил два генетических типа гранитоидов. В магнетитах гранитоидов, которые, по мнению названного автора, образовались путем дифференциации основной магмы, содержится много Ti, V, Cr, Co, Ni (TiO2 = 2,36; V2O5 = 0,30; Cr2O3 = 0,097; Co = 0,0032; Ni = 0,013%) и мало Sn (0,0020%), а магнетиты сиалических гранитоидов обеднены элементами группы железа и обогащены Pb, Ge и особенно Sn (TiO2 = 0,62; V2O5 = 0,13; Cr2O3 = 0,069; Co - 0,0008; Ni = 0,002; Sn = 0,0050%). В.Г. Фоминых и Д.С. Штейнберг, а также другие исследователи, изучавшие акцессорные титаномагнетиты гранитоидов и щелочных пород Урала, отметили, что в титаномагнетитах гранитоидов, возникших путем дифференциации базальтовой магмы, содержатся TiO2 3,67—5,30%; V2O5 0,57—0,93%, а в титаномагнетитах палингенных гранитоидов титана и ванадия значительно меньше: TiO2 0,58—0,87%; V2O5 0,18—0,23%. К аналогичным результатам пришли М.Г. Руб, Н.Г. Гладков, В.А. Павлов и др. в результате изучения акцессорных магнетитов из гранитоидов западной части Кавалеровского района (Приморье), представляющего собой главный синклинорий Сихотэ-Алинской складчатой области. Здесь развиты две возрастные группы магматических пород — верхнемеловые (возраст 80—93 млн. лет) и палеогеновые (возраст 48—62 млн. лет). Характерной особенностью акцессорных магнетитов обеих возрастных групп является повышенное количество титана, ванадия, марганца и хрома, близкое к содержанию этих элементов в магнетитах гранитоидов, образованных путем глубинной дифференциации базальтовой магмы.
Гематит [греч. «эматитос» — кровавый камень, по цвету кристаллов в тонких осколках и цвету черты] обычно содержит 98—99% Fe2O3. Из примесей, измеряемых десятыми долями процента, отмечены FeO, Al2O3, TiO2, SiO2, в еще меньшем количестве содержатся Na2O, MgO, CaO, MnO, V2O3 и др. Сингония тригональная. Кристаллы таблитчатые, пластинчатые, реже удлиненные, обычны грани пинакоида, ромбоэдров, дитригонального скаленоэдра и др.; часто исштрихованы из-за полисинтетического двойникования по {1011}. Преломление около 3,00, двупреломление более 0,200, аномальное. Образует псевдоморфозы по магнетиту (мартит). Октаэдры магнетита в этом случае искривляются, становятся кривогранными. Известны псевдоморфозы по пириту, ярозиту и кальциту.
Гематит в качестве акцессорного минерала встречается в виде мельчайших зерен в кремнекислотных интрузивных и эффузивных породах. Значительные скопления магматического гематита с ильменитом, образующие рудные залежи в анортозитах, известны в районе Аллард-Лейк (провинция Квебек, Канада), в срастаниях с магнетитом гематит содержится в магнетит-апатитовых рудах Кируны (Швеция). А. Брейтгаупту предоставилась возможность наблюдать, как из вулканических эксгаляций Везувия в течение 10 дней образовались отложения гематита мощностью 1 м.
Гематит — обычный минерал метаморфических пород. Является ведущим минералом железистых кварцитов, в которых наблюдается чередование прослоев гематита, кварца, магнетита, иногда с рутилом. Крупные месторождения подобного типа следующие: Кривой Рог, KMA, озеро Верхнее (США), район Итабира в Минас-Жерайс (Бразилия), районы Бахар и Ориса (Индия).
В качестве примера метаморфического (метасоматического) гематитового месторождения можно привести Поладаурское месторождение, расположенное в юго-восточной Грузии. Это месторождение залегает в верхнемеловой вулканогенной свите. Исходными породами являлись плагиоклазовые, роговообманковые и пироксеновые порфирита, диабазпорфириты и их туфы. После формирования этих пород имел место интенсивный наложенный процесс окварцевания (кремниевый метасоматоз) и альбитизация (натриевый метасоматоз). В результате горные породы приобрели облик эффузивных кварцевых альбитофиров и кварцевых порфиритов.
Об интенсивном кремниевом метасоматозе здесь свидетельствует сильное окварцевание основной массы порфиритов. Местами кварц полностью замещает фенокристаллы плагиоклаза. Можно наблюдать, как псевдоморфозы кварца по плагиоклазу соединяются (подводящим каналом) с жилкой кварца. Привнос натрия вызвал постепенную деанортизацию плагиоклаза основного состава, который стал более кислым. Натриевый метасоматоз выражен иногда в цеолитизации, видимо, в участках повышенного РH2O.
В результате разрушения желеэомагнезиальных минералов и стекловатой основной массы порфиритов высвобождаются кальций (он высвобождается также при разрушении основного плагиоклаза), железо и магний. Существенная часть кальция идет на образование больших скоплений кальцита (низкотемпературный метаморфизм в условиях высокого PСО2). Магний расходуется на возникновение хлорсерпентина и серпентина, железо — на образование рудных минералов (магнетита, ильменита, гематита), содержащихся в горных породах иногда в большом количестве. Они образуют псевдоморфозы, отдельные зерна, зернистые скопления вместе с кварцем и самостоятельные жилки. Имеются также сильно гематитизированные порфириты.
Хромит имеет состав (Mg, Fe2+)(Cr2O4). Реальный состав никогда не отвечает химической формуле. Из изоморфных примесей главнейшими являются MgO, Al2O3, Fe2O3, кроме того, имеются примеси TiO2, MnO, NiO и др.; все примеси распределены неравномерно. Сингония кубическая, цвет от железно- до буро-черного.
Хромит является типичным минералом ультраосновных пород. В виде акцессория встречается и в основных магматических породах, а также в некоторых других глубинных породах метасоматического происхождения. Кроме того, в качестве акцессорного минерала содержится в железных и каменных метеоритах и в микрогаббро Луны (по материалам, полученным в результате полетов американских космических аппаратов «Аполлон»-11 и -12» на Луну).
В верхнемеловых березовских гранитоидах и палеогеновых дайках гранодиоритов и липаритовых порфиров впервые обнаружены хромшпинелиды. В этих хромшпинелидах по сравнению с хромшпинелидами ультрамафитов отмечается более высокое содержание железа (51—70%) и более низкое — хрома (18—33%), магния (2—7%) и алюминия (1,8—9%). Среди этих хромшпинелидов встречены высокотитанистые разновидности (TiO2 8—15%), которые близки к хромшпинелидам лунных базальтов.
Ильменит [по месту первой находки в Ильменских горах имеет химическую формулу FeTiO3, однако реальный состав минерала никогда ей не отвечает. Среди изоморфных примесей наиболее важными являются: MgO (до 20%), MnO (до 14,6%), Fe2O3 (до 15,4%) и др. Формы кристаллов неправильные, часто с округлыми (оплавленными) краями, реже встречаются мелкозернистые скопления. Цвет ильменита железно-черный, иногда со стально-серым или буроватым оттенком. От магнетита и титаномагнетита (ильменита, входящего в cocтав магнетитa в виде твердого раствора) ильменит отличается меньшей магнитностью, от гематита — формой кристаллов и чертой. На ильмените часто развиваются ржавые налеты гидроокислов железа, корки и каймы лейкоксена (смесь вторичных продуктов, от темно- до светло-желтого цвета).
Акцессорный ильменит встречается в ультрабазитах (пикроильменит в кимберлитах), основных, среднекремнекислатных, кремнекислотных и щелочных магматитах. Крупные (до 15 см в длину) кристаллы ильменита описаны в пегматитах нефелиновых сиенитов Ильменских гор. Ильменит обнаружен в метеоритах (хондриты и ахондриты) и лунном грунте, доставленном космическим аппаратом «Луна-16».