1. Excelente exposición de los proceso* de oxidación de grandes depósitos de cobre.
Oxidatíoa and Eartchment la the San Manad Copper Deposlt, G. M. SCHWARTZ. Eeon.Geol. 44 :
253-277, 1949. Buen ejemplo.
5 9 METAMORFISMO
Los procesos metamorfieos alteran profundamente los depósitos minerales preexistentes y
forman otros nuevos. Los principales agentes que intervienes son: el calor, la presión y el agua.
Las substancias sobre las que actúan son yacimientos minerales formados anteriormente o bien
rocas. A partir de estas últimas se forman depósitos valiosos de minerales no metálicos»
principalmente por recristalización y recombinación de los minerales que integran las rocas.

2. 2
BROCSSO DE FORMACIÓN ¡PELOS* YACIMIENTOS MINERALES
Metamorfismo de depósitos anteriores
Cuando las rocas son metamorfoseadas, también pueden serlo los depósitos de mineral que
aquéllas encierran. Sin embargo, al revés de las rocas, que experimentan cambios mineralógicos y de
textura, las menas raras veces sufren recombinaciones de minerales. De todos modos, los cambios de
textura son pronunciados. Se producen texturas esquistosas o gnéisicas, particularmente en minerales
frágiles, y no es rara una estructura fluida!. La galena, por ejemplo, se hace gnéisica, como en las menas
de Coeur d'Aleñe (Idaho). Puede también adquirir un grano tan fino que las superficies de exfoliación no
pueden distinguirse con una lupa corriente. «Fluye» alrededor de minerales duros, tales como pirita. Otros
minerales, como calcopirita, bornita, covelina o estibina. se comportan de un modo parecido. El resultado
es que los minerales pueden presentar aspectos de franjas, listas o embadurnaduras, con límites
indistintos entre minerales de color diferente. La textura y estructura originales pueden quedar tan
obscurecidas que sea imposible determinar a qué clase pertenecían ios depósitos originales, entonces se
clasifican con el nombre de «metamórftcos».
Formación de yacimientos minerales por metamorfismo
Como resultado del metamorfismo regional se originan diversos tipos de depósitos minerales no
metálicos. Los materiales originarios son los constituyentes de la roca que han sufrido una recristalización
o recombinación, o ambas cosas a la vez. En pocas ocasiones se ha añadido anhídrido carbónico o agua,
pero no se introducen otros nuevos constituyentes como ocurre en los depósitos metasomáticos de contacto.
Las rocas que encierran los depósitos son metamorfoseadas totalmente o en parte; el metamorfismo de la
roca es lo que ha dado origen a los yacimientos. Los principales minerales formados de este modo son:
asbesto, grafito, talco, esteatita, andaludta-eiüimanita-cianita, dumortierita, granate y posiblemente algo
de esmeril
Formación del asbesto
Existen dos grupos principales de minerales que se conocen con el nombre genérico de asbesto:
serpentina y anfíbol. Los del grupo de la serpentina son silicatos hidratados de magnesio, crisotilo y
picrolita, y tienen la misma composición que la serpentina; el mis valioso es el crisotilo fino y sedoso; Los
anf ¿boles son silicatos de calcio, magnesio, hierro,, sodio y aluminio. Comprenden los minerales amosita,
crocidohta, tremolita, actiho-lita y antofiiita. La descripción de estos minerales puede verse en el capituló
20.

3. METAMORFISMO
3
Asbesto de serpentina. — El asbesto crisotilo se encuentra en serpentinas que se han
producido por alteración a partir de: a) rocas ígneas ultrabásicas, como peridotita o dunita;
o bien b) calizas magnésicas o dolomita; la primera proporciona casi el 90 por ciento de la
producción mundial dé asbesto.
En los casos de yacimientos ultrabásicos, la fibra se halla en venillas lenticulares
Fie 5 9-1.
—Veta» de asbesto S.una profundidad de 150 metros. Minas Thetford (Quebec). (Bowles,
a
U.
Bur. Mines.)
incluidas en serpentina, y tiene tres modos de presentación: 1) fibra cruzada, con las fibras
siguiendo la dirección de los muros cuya longitud es la anchura de la venilla, o inferior a la
misma si contiene bifurcaciones; 2) fibra deslizada, paralela u oblicua a los muros y larga,
pero de baja calidad; 3) fibra de masa, compuesta de una masa agregada de fibras
entrelazadas, sin orientación determinada y radiadas. Los tres modos de presentación se
encuentran en un mismo depósito. La longitud de las figuras de crisotilo oscila entre 10 y
12,5 cm. raras veces 20 cm.

4. 320
PROCESO DE FORMACIÓN DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
la mayor parte de ellas son inferiores a 2,5 cm. El crisotilo puede llegar a constituir del 2 al
20 por 100 de la roca.
Comúnmente, las venillas de ñbra son cortas y discontinuas, y entrecruzadas en todas
direcciones, formando una red (fíg. 5, 9-1). Cuando son numerosas y muy próximas entre sí,
constituyen un depósito explotable. Con menor frecuencia se las encuentra en venillas
paralelas, como en la «roca cintiforme» del Transvaal. Los depósitos constituyen
generalmente una parte tan sólo de las masas ígneas ultrabásicas; los depósitos existentes
en Quebec, que son los más valiosos del mundo, llegan a tener unas dimensiones de 245 por
60 metros.
En los depósitos situados en caliza magnésica, las ñbras, cruzadas en bandas
discontinuas de serpentina, se extienden en el interior de las capas de caliza, paralelas a la
estratificación. Varias fajas paralelas pueden alternar con la caliza no serpentinizada. Las
venillas de crisotilo son discontinuas y están escalonadas dentro de una faja de serpentina.
Este tipo de asbesto es muy duro, y el hecho de que esté libre de magnetita incluida hace
que sea muy buscado como aislante eléctrico.
Variedades de anfíbol. — Las variedades de anfíbol, las más importantes de las cuales
son la crocidolita y la amosita, son de calidad inferior al crisotilo. Dichos minerales se
encuentran en pizarras, esquistos y sideritas listadas sobre una extensa zona en el
Transvaal y la provincia de El Cabo, de África del Sur. Se encuentra en forma de fibras
cruzadas de longitudes mayores que el crisotilo; en algunos casos la amosita llega a tener 30
cm de longitud, siendo de 15 cm por término medio. Se dice que los depósitos de crocidolita
son los depósitos de asbesto más extensos del mundo. En parte están asociados con bancos
de dolerita.
Los demás minerales asbestiformes se presentan principalmente como masas de fibra
con alguna fibra aislada. El más importante es la antofilita, que se explota en los Estados
Unidos. Se encuentra en forma de lentejones y bolsadas en periotitas y piroxenitas, y la
calidad mejor procede de las porciones meteorizadas. Las fibras son ásperas y quebradizas,
con longitud inferior a 0,6 cm. La materia fibrosa puede constituir el 90 por 100 de las rocas.
Las variedades tremolita y actinolita, salvo la tremolita italiana, carecen de importancia
comercial.
ORIGEN
Crisotilo. — El asbesto crisotilo está confinado enteramente a la serpentina, y
estrictamente hablando es la variedad fibrosa de serpentina. La serpentinización es un
proceso autometamórfico, y en rocas ultrabásicas como la dunita, la serpentinización se ha
operado a lo largo de fracturas; Dresser observó en Quebec una relación bastante constante
de la anchura de las fajas de serpentina con el crisotilo de 6-1-6. No se forma crisotilo

5. METAMORFISMO
5
salvo donde existe ya la serpentinización; pero puede haber serpentina sin crisotilo. En
algunos casos puede ser serpentinizada la totalidad de la masa rocosa. Cooke identifica dos
fases de serpentinización; la primera, fase general, en virtud de la cual se convierte en
serpentina del 40 al 60 por ciento de la masa rocosa, y una segunda fase durante la cual las
porciones de roca alterada parcialmente a lo Krgo de fracturas se altera por completo *
convirtiéndose en serpentina. Esta alteración se realizó probablemente a consecuencia de
soluciones residuales calientes surgidas del interior de la intrusión. Puesto que las
intrusiones graníticas pueden haber procedido del mismo origen, las soluciones quizás
emanaron de ellas. En la alteración, el silicato de magnesio, olivino, se convierte en el silicato
de magnesio hidratado, serpentina, con sólo adición de agua.
Sin embargo, el problema del origen consiste en saber cómo se formó el crisotilo
teniendo la misma composición que la serpentina, y cómo se emplazó. Han sido formuladas
varias teorías a este respecto: 1) Las venillas son rellenos de fisura o) en aberturas de
expansión de hidratación a partir de soluciones de serpentina de transporte a corta distancia
(Cirkel); b) en fracturas producidas por tensiones dinámicas, mediante soluciones
hidrotermales de origen remoto (Keith y Bayn). 2) Substitución y recristalización de los
muros de serpentina hacia el exterior desde rendijas apretadas (Dresser, Graham). 3)
Serpentina extraída de roca y depositada en forma de asbesto en fracturas de poca
separación, cuyos muros son apartados por la fuerza de los cristales crecientes (Taber,
Cooke). Cooke, el investigador más moderno de esta cuestión, llega a la conclusión de que,
respecto a los depósitos de Quebec, la substitución es insostenible y el relleno de fisura
ordinario es imposible, por lo cual es partidario de la teoría de que la fibra comenzó a
cristalizar en fracturas apretadas cuyas paredes fueron separadas por el crecimiento de las
fibras, ayudado por la tensión creada por los movimientos de deformación.
Parecería que toda explicación que se diera de la presencia de crisotilo en una peridotita
serpentinizada explicaría también la presencia del •crisotilo en caliza serpentinizada.
Difícilmente puede ser accidental la presencia de crisotilo y serpentina en ambas rocas. Por
lo tanto, lo primero y fundamental debe ser la formación de la serpentina, y la formación del
crisotilo debe de estar estrechamente relacionada con la de la serpentina. En la caliza, la
magnesia se introdujo principalmente, en rocas no magma ticas desde intrusiones de
diabasa; qe este modo se serpentini-zaron las capas, y en estas capas de serpentina se
formaron venas lenticulares horizontales de crisotilo que claramente son recristalización de
ciertas zonas de las bandas de serpentina. Como por encima de las calizas horizontales
existen otros sedimentos, la tensión difícilmente podría ser un factor en tales casos.
Asimismo, en las rocas ultrabásicas de la mina New Amianthus, del Transvaal, existen
decenas de fajas casi hori
21

6. PROCESO DE FORMACIÓN DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
zontales de crisotilo una encima de otra, con la fibra vertical. Encuna de ellas se encuentra una
pesada columna de sedimentos y lava. Tampoco aquí pudo ser un factor la tensión. Además, si
fuese debida a la fuerza de crecimiento de los cristales, las fibras de formación habrían tenido
que levantar el enorme peso de las rocas superyacentes, lo cual no parece probable. La
estratificación de la caliza por encima y por debajo de los lentejones de crisotilo está inalterada,
horizontal y continua con la estratificación en lugares donde está ausente el crisotilo. Esto
demuestra que las paredes horizontales no fueron empujadas a un lado. Por consiguiente, la
tensión y el crecimiento de los cristales no explican e} modo de yacer en la caliza. Si la tensión y
el crecimiento de los cristales no pueden explicar el yacimiento en la caliza, parece probable
que asimismo no puedan explicar el modo de yacer en las rocas. El yacimiento de Quebec con
venillas entrecruzadas sugiere que no se formaron fisuras abiertas. El relleno de fisuras
tampoco explica adecuadamente su forma de presentarse en la caliza, puesto que las fisuras
finas difícilmente podrían estar abiertas bajo el peso de la masa superpuesta, y además los
planos no alterados de estratificación situados encima de los lentejones de crisotilo demuestran
que no se abrieron fisuras. La explicación más sostenible es que ciertas capas de la caliza
fueron convertidas en serpentina por soluciones circulantes, y que algún cambio ligero en el
carácter de las soluciones hizo que la serpentina experimentara una reorganización molecular
pasando a la forma fibrosa. ¿No puede aplicarse la misma hipótesis a la presencia en peridotita,
como la que existe en Quebec y también en Africa?
Comúnmente se afirma que la serpentinización implica un considerable aumento de
volumen por la adición de agua. La serpentina reemplaza al ólivino, y los geólogos económicos
saben por experiencia que el reemplazamiento es un intercambio de volumen por volumen. Por
consiguiente, la alteración en serpentina no puede ir acompañada de un aumento de volumen.
En realidad es posible que haya una disminución de volumen, que se explica por las numerosas
fracturas.
Anfíbol. — Peacock considera que la crocidolita se originó por reacción molecular sin
transferencia esencial de materiales o constituyentes de las sideritas listadas que la encierran.
Créese que por el hecho de estar enterrada a gran profundidad, estuvo en condiciones de calor y
presión que determinaron el metamorfismo de los constituyentes de la roca que se convirtieron
en asbesto azuL Eso viene apoyado con verosimilitud por el hecho de que se halle muy
difundida en rocas que generalmente no están asociadas a intrusiones ígneas. La amosita es
químicamente diferente de las rocas que la encierran, y su presencia en la aureola de contacto
del Complejo de Bushveld sugiere aportaciones a partir de soluciones de origen del Bushveld,
además del metamorfismo estático.

7. METAMORFISMO
7
Para la producción» usos, yacimientos y bibliografía sobre el asbesto, t ti capítulo
20.
Formación del grafito
XI grafito o plumbagita es una forma de carbono que se presenta en dos
variedades: cristalina, consistente en copos delgados de un negro casi puro, y amorfa,
que es una variedad impura no cristalina. El grafito es blando, negro, grasicnto y
tizna.el papel; de ahí su nombre de «grafito» (escribir). Es discutible que la materia
de la pizarra grafitica, que da un «grafito amorfo», sea realmente grafito o carbono
amorfo. El grafito verdadero da ácido grafitico cuando se le trata con ácido nítrico. El
carbono amorfo no lo da.
Localización. — El grafito se encuentra principalmente en rocas me-tamórficas
producidas por metamorfismo regional o de contacto. Se halla en el mármol, gneis,
esquisto, cuarcita y capas de hulla alterada; también en rocas Ígneas, filones y diques
de pegmatita. La mayor parte de la variedad cristalina se halla en diminutos granos
diseminados por rocas meta mórfi cas. La variedad amorfa se presenta en forma de
polvo. Los depósitos pueden ser de gran tamaño, y el contenido en grafito puede llegar
a ser hasta del 7 por ciento. Son minerales asociados: cuarzo, clorita, rutilo, titanita y
süiimanita Los tipos más importantes de yacimientos son las diseminaciones y los
filones de fisura.
Origen. — El grafito se origina por: 1)metamorfismo regional; 2)cristalización
original a partir de rocas ígneas, como lo demuestra su presencia en granito, sienita y
basalto; 3)metamorfismo de contacto, como en Calabogie (Ontario), donde se presenta
con silicatos metamór-ficos de contacto en una caliza adyacente a una intrusión ígnea;
y 4) introducción por soluciones hidrotermales, que explica los depósitos de filón y
(según opina Beveriy) loa depósitos en pegmatitas y zonas dé cizallada ra en los
esquistos de los montes de San Gabriel (California). El grafito de los apartados 2, 3 y 4
se considera de origen magmático; el de 3 y 4, puede ser el resultado de compuestos
gaseosos de carbono desprendidos por el magma, según opinión de Weinachenk; o bien
el carbono puede proceder de los sedimentos incluidos y depositados posteriormente.
Las capas de hulla se han alterado a grafito en Sonora (Méjico) y en Ratón (Nuevo
Méjico)» y evidentemente son resultado de metamorfismo ígneo. Los materiales
volátiles del carbón han sido expulsados, y el carbono residual se ha hecho cristalino,
con un contenido de 80 a 85 % de grafito.
Existen dos puntos de vista sobre los depósitos resultantes del metamorfismo
regional: uno, que el grafito es materia orgánica alterada, presente en los antiguos
sedimentos; o que resulta de la descomposición, del carbonato de calcio. Las calizas
carbonáceas negras» cuando son meta

8. 8
PROCESO DE FORMACION DÉ. LOS YACIMIENTOS MINERALES
morfoseadas, dan origen a mármoles blancos con grafito diseminado en éL O bien los
hidrocarburos que estaban presentes se han descompuesto, determinando la
precipitación directa del carbono, o bien han sido convertidos en monóxido de carbono y
anhídrido carbónico, los cuales fueron, a su vez, reducidos, y se precipitó el carbono: En
ambos casos, el carbono se halla en centros de concentración.
La otra idea, formulada por Wincheil y otros, es que los carbonates se
descomponen, dando Ca, Mg o Fe, formando silicatos y liberando CO y CO,, que a su vez
se reducen y forman grafito. A. N. Wincheil sugiere como posibles dos reacciones
reversibles:
C + 2 H20
CO, + 2 H, C 4-
CO, ^2 CO
Si son reversibles, ambas podrían explicar el carbono libre.
La presencia de grafito en rocas precámbricas sugiere un origen inorgánico más
que orgánico para el carbono. En ambas hipótesis, el carbono ha procedido de los
sedimentos. También es posible que el carbono del grafito que se halla en las rocas
ígneas, de diques y filones, fuera absorbido de los carbonatos subyacentes.
Los usos, distribución, localización, bibliografía y ejemplos de depósitos de grafito
se consignan en el capítulo 19.
Talco y esteatita
El talco es un producto de metamorfismo, y es un silicato hidratado de magnesio
[(Si03)4 H,Mg3], que, al ser molido finamente, forma el conocido polvo de talco. El
mineral puro y blanco se conoce en el comercio con el nombre de talco; esteatita es el
nombre con que se designa una variedad compacta y en masa; agalita es el nombre
especial que se aplica al talco fibroso procedente del estado de Nueva York. La esteatita
es una roca blanda compuesta esencialmente por talco, pero que contiene también
clorita, serpentina, magnesita, antigorita y enstatita, y tal vez algo de cuarzo,
magnetita o pirita. Es una roca talcosa impura y compacta que puede ser extraída y
aserrada en grandes bloques. La pirofilita, que a veces está incluida entre esteatitas, es
un silicato hidratado de aluminio que tiene aplicaciones semejantes a la esteatita.
Localización.
Los depósitos comerciales de talco y esteatita se hallan en
intrusiones ultrabásicas metamorfósícas o calizas dolomíticas. Asi, están restringidas a
las zonas metamórficas, y confinadas en gra,n parte al precámbrioo. La mejor calidad
de talco procede de las calizas dolomíticas metamorfósícas, y generalmente está
asociado a la tremolita, actinolita y minerales relacionados con éstas. Estos depósitos
son generalmente len-
—

9. titulares, en capas, y su anchura llega a tener hasta unos 40 m. "Los importantes
depósitos de Ontario, Nueva York, Carolina del Norte, Georgia, California, Baviera
y Austria son de este tipo. El talco se encuentra también, en Europa, intercalado en
esquistos y gneis, originado según se supone por reemplazamiento. Sin embargo,
Gillson sugiere que pueden haber sido reemplazamientos de capas incluidas en la
caliza magnésica.
Los depósitos existentes en masas ultrabásicas y asociados con las smas son más
numerosos pero menores que los existentes en las calizas alteradas. Se encuentra
asociado a la serpentina, cuya formación precedió a la del talco, como en el caso de los
depósitos de esteatita de Virginia. Los depósitos de pirofilita de Carolina del Norte se
hallan en pizarras y tobas con brechas y mantos volcánicos interestratificados, todo
lo cual ha sido metamorfoseado. La pirofilita se halla principalmente en una toba
acida.
Origen. — El talco es un producto de alteración de los minerales magnésicos
primarios o secundarios de las rocas. Es el resultado de suave metamorfismo
hidrotermal, ayudado quizá por su metamorfismo dinámico simple, pero nunca por
meteorización. Es raro en los yacimientos metálicos. Es seudomórfico de tremolita,
actinolita, enstatita, diópsido, olivino, serpentina, clorita, anfíbol, epidota y mica.
Lindgren afirma que puede haber sido formado a partir de cualquier anfíbol o
piroxeno magnésico activado por COa y HsO según la siguiente reacción:
■
4 SiOsMg + H20 = Si«0„HaMgs + CO,Mg
Así se origina en: a) calizas metamorfoseadas regionales, b) rocas ígneas ultrabásicas
alteradas y c) zonas metamórficas de contacto adyacente a rocas ígneas básicas. El
talco es siempre el último en la secuencia mineral. Se forma en gran parte de otros
minerales que a su vez representan productos de alteración de minerales primitivos.
Cuando está presente en serpentina no se formó como resultado de la
serpentinización, sino (según Hess) por procesos posteriores no relacionados con
aquel proceso, por medio de los cuales la serpentina fue substituida por el talco.
Gillson afirma que el talco en rocas de serpentina es seudomórfico de actinolita^ o de
la clorita que substituyó a biptita. Su orientación al azar sugiere que no puede
haberse' formado por un metamorfismo dinámico tan sólo, como cree Harper. La
magnesia se deriva en gran parte (si no totalmente) de las rocas en que se encuentra
el talco. Según Stuckey, los depósitos de pirofilita son substituciones hidrotermales.
Los usos, producción, distribución, ejemplos de depósitos y bibliografía se
exponen en el apartado relativo al talco, que figura en el ca-

10. PROCESO DE FORMACIÓN DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
Grupo de la sillimanita: andalucita, cianita y sillimanita
Estos cuatro interesantes minerales: andalucita, cianita, sillimanita y
dumortierita resisten temperaturas elevadas, se transforman en mullita, son buscados
como refractarios de alto grado y se emplean para fines cerámicos similares. Los tres
primeros tienen idéntica composición (SiOg-AljO,), pero difieren en su cristalización por
cuanto la andalucita y la sillimanita son rómbicos y la cianita triclínico. La dumortierita
es un borosilicato básico de aluminio (rómbico). A temperaturas elevadas (1.100° a
1.650° C), estos minerales se transforman en mullita (2 SiO,-3 Ala03) y sílice vitrea, que
se supone cristobalita. Esta materia, rara en la Naturaleza, permanece estable hasta los
1.810° C, y por lo tanto es resistente al calor, constituye un buen aislante para altas
temperaturas, y es particularmente resistente al choque.
LOCALIZACIÓN Y ORIGEN
La cianita es un mineral común en las rocas metamórficas, pero son pocos los
yacimientos comerciales de la misma. Los yacimientos comerciales consisten en cristales
diseminados o pequeñas masas en gneis o esquisto. La cianita se encuentra también en
forma de lentejones en diques de pegmatita y como racimos en filones de cuarzo. Se
considera que se ha formado a partir de esquistos micáceos u otras rocas silicatadas
alumí-nicas por metamorfismo dinamotermal, acompañado tal vez de emanaciones
magma ticas.
La andalucita se encuentra en rocas cristalinas arcillosas y también en pegmatitas.
Sus asociados comunes son: turmalina, granate, corindón, topado, cuarzo y mica. El
mayor depósito se halla en el monte White (California), donde se presenta en
segregaciones irregulares en una masa de cuarzo encerrada por un esquisto sericítico.
Las porciones explotables, que contienen por término medio de 70 a 80 por ciento de
andalucita, están en una zona de 3 a 15 m de espesor. Según Kerr, el depósito se formó en
virtud de una secuencia de procesos metamórficos durante los cuales la roca aluminica
(volcánica o sedimento) se convirtió en las segregaciones de andalucita por una intrusión
próxima. Otro depósito cercano a Hawthorne (Nevada) es parecido a un filón de 0,60 a
1,20 m de espesor con una longitud de 600 m, y explorada hasta una profundidad de 30
m.
La dumortierita se encuentra en Oreana (Nevada) en filones de cuarzo o pegmatitas
que cortan rocas alumínicas, donde una masa de cuarzo en un esquisto sericítico contiene
lentejones irregulares de andalucita alterada total o parcialmente en dumortierita. Kerr
reconoce tres generaciones de dumortierita, y opina que las emanaciones ígneas
provocaron «la criatali-

11. los márgenes de la masa de cuarzo adyacente al esquisto La primera fase fue
probablemente neumatolítica, y en ella ss formó la andalucita y se inició la dumortierita.
Posteriormente es de suponer que el metamorfismo hidrotermal dio por resultado la
formación de dumortierita».
La sillimanita se encuentra en forma de prismas delgados en rocas cristalinas
alumínicas, y resulta de un metamorfismo de alta temperatura
5.9-2. — Zona de andalucita en una masa de cuarzo y pozos de mina. White Mountain
(California). (Kerr. Econ Geol.)
DISTRIBUCIÓN Y EJEMPLOS DE YACIMIENTOS
Los Estados Unidos, India y Kenya son los únicos países que producen estos
minerales refractarios. En los Estados Unidos, la necesidad de bujías de encendido y de
refractarios mejores llevó a la busca de yacimientos explotables de estos minerales, y a
partir de 1920 la producción ha ido aumentando constantemente. Durante un período de
diez años, la empresa Champion Spark Plug Co. produjo 350 millones de núcleos de bujías
de encendido con andalucita y dumortierita.
La cianita se encuentra en depósitos comerciales de Carolina del Norte, Virginia,
Georgia, California, India y colonia de Kenya. Las mayores can-dades se encuentran en los
depósitos de la India, principalmente en el istmo de Singhbhum, y en los de Kenya. En la
India, la cianita se halla en esquistos cianíticos o cuarzocianíticos, y se halla en cristales
diseminados o en racimos. La mayor parte del material beneficiado consiste en guijarros
residuales de cianita que ha sido desprendido por meteorización de la roca de cianita
subyacente. Los depósitos son extensos, y el material no meteorizado apenas ha sido
afectado. En el distrito de Bhandara se,

12. 328
PROCESO DZ FORMACIÓN DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
dos minerales se formaron a partir de esquistos con clorita-múscovita por
metamorfismo neumatolítico e hidrotermal resultado de intrusiones graníticas. Los
depósitos existentes en los Apalaches (cap. 5, 7) y cercanías de Ogilby (California) y de
Kenya se formaron a partir de esquistos alumí-nicos.
La andalucita se encuentra en los montes White (California) (fig. 5, 9-2), Oreana y
Hawthorne (Nevada), y en pequeñas cantidades en los Black Hills de Dakota del Sur,
Transvaal y Suiza.
La dumortierita es conocida en cierto número de localidades, pero el único depósito
comercial de la misma está en Oreana (Nevada).
La sillimanita procede de la India, donde se recupera en guijarros de las partes
meteorizadas de un esquisto sillimanítico. Afírmase la existencia de grandes depósitos
inaccesibles (según Dunn) en los montes Khasi (India), Assam y Pipra (Rewa). El
mineral se encuentra en un esquisto sillimanítico envuelto en granito y asociado con
corindón.
Se afirma la existencia de posibles depósitos de cianita comercial en Rusia,
Transvaal occidental, Nyasaland, Australia occidental y monte Black (Carolina del
Norte); también se señala la presencia de una posible existencia de sillimanita en Africa
del Sur.
Granate. — Existen siete variedades de granate (véase pág. 892), dos de las cuales
son de importancia comercial: almandina y rodolita. El granate se encuentra como
mineral accesorio en muchas rocas, pero su emplazamiento común es en los gneis y
esquistos. Se forma por metamorfismo

13. MR. WUÜBI M tM YACIMIENTOS MINBJUUSI
regional, como metamorfismo de contacto y «orno constituyente primario de rocas Ígneas;
paro todoj los depósitos comerciales se deben a los pro-met amórficos.
Matea la les varios. «— Si eemertl, que as una mezcla de corindón y Mata con hsmatita o
espinela, esté formado por procesos metamórfi-eos. principalmente metamorfismo de
contacte. Loe depósitos de PeekskiU (Nueva York) se hallan en la serie Ignea de
Courtiand, con inclusiones y micáceos. Les depósitos de Virginia ae encuentran en ¿ajas
de dentro de cuarcitas y granitos. En Chester (Massachussets) se mtran bolsadas en
forma da cépaulas en une anfibolita. Los depósitos riegos ae hallan en una callea
cristalina cortada por al granito, lo mismo xt loe depósitos turcos de Alta Menor (véase
cap. 23). El metamorfismo también ha dado origen a muchas variedades de abrasivos
(paga. BW-898).