Distribución litoestratigráfica y potencialidad de los yacimientos de tierras raras en Oaxaca, Chiapas, Guanajuato, Jalisco, Tamaulipas y Sonora (Cuarta Parte)
Por: Sergio Bazán Barrón y Sergio D. Bazán Perkins
Los yacimientos de Tierras Raras en Guanajuato
Región de la Sierra de Guanajuato y Jalisco.
Es necesario destacar que la Sierra de Guanajuato desde San José Iturbide hasta Aguascalientes y hasta el distrito minero de Guanaceví, Durango, manifiesta una desviación estructural en su parte septentrional al poniente, debido a la Megashear Monterrey-Sonora-Mojave. La estructura exhibe una orientación constante de NW45°SE durante el Eoceno, que se caracteriza por contener depósitos de alta ley de plata y oro, emplazados por el batolito granítico de Comanja de Corona-Arperos. Este extenso desplazamiento de la Sierra de Guanajuato-Jalisco-Aguascalientes-Durango, se debe a los empujes de los bloques arqueanos del Supergrupo Pápalo desde el oriente, mientras una placa en subducción opuesta, por la apertura oceánica del rift mesozoico cordillerano, se clavaba bajo la referida sierra. Fig. 25.
La importancia de la secuencia litoestratigráfica de la Sierra de Guanajuato-Jalisco, radica en su extensión de 115 km, donde aflora el Grupo Los Alisos unidad basal de la corteza, documentado con la litoestratigrafía descrita por Bazán y Bazán-Perkins (2004- 2006- 2020- 2021-2022), así como por Bazán-Perkins y Bazán (2008-2011-2019-2020) para la sucesión del paragneis de cuarcitas de color blanco grisáceo, con más de 97% de cuarzo de gran pureza y dureza, con lentes delgados de arcillas de silicatos de aluminio, con detríticos refractarios en estratificación cruzada, de alto grado metamórfico. Hacia el oriente el metamorfismo decrece y gradualmente se incrementan las grauvacas que alternan con cuarcitas y de fragmentos pequeños de rocas andesíticas café-rosado. Esta sucesión aflora en la mina Providencia del Graben de San Felipe, estudiada por Flores, T. (1904) para definir su límite inferior, al yacer sobre rocas andesíticas metamorfoseadas en facies de esquistos verde del basamento de la corteza. Fig. 26.
Por tanto, el límite superior del Grupo Los Alisos se define en el Arroyo de San Juan de Otates, donde subyace en discordancia tectónica gradual bajo el Supergrupo Pápalo del Arqueano, cubierto por los depósitos piroclásticos de “greenstone belts”, con derrames de rocas komatíticas, picritas, gabros y basaltos con pillow lavas, con textura spinifex característica. Justo en el Arroyo de San Juan de Otates la secuencia aparece cubierta por la nappa de la Carbonera que implica el depósito del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca, representado por el Grupo Tejalapam del Mesoproterozoico. La sucesión culmina con el Grupo Chichimequillas de carácter flyschoide en la margen occidental de la sierra, de importancia para investigar el contenido de tierras raras. Su afloramiento se debe al evento de subducción desde la trinchera de Chicontepec en dirección poniente, que levantó las secuencias primigenias de la corteza hasta la superficie. Fig. 27.
Es importante considerar que para el área tipo de Huitzo-Telixtlahuaca, Oaxaca, se advierte que hacia el norte, el rifting del Grupo Oaxaca se divide en dos estructuras. La principal se orienta hacia el norte con el Gneis Huiznopala y hasta el Gneis Novillo, de facies granulita y correlacionable con la Faja Estructural Grenvilliana del oriente de EUA. La otra estructura se orienta al NW que constituye precisamente la Sierra de Guanajuato-Jalisco-Aguascalientes que se prolonga hasta Arizona, descrita por Bazán y Bazán-Perkins op. cit. para destacar que la secuencia precámbrica de la Sierra de Guanajuato, consiste de cuatro grupos discordantes entre sí. Fig. 28.
El cambio estructural y extensión continental de la corteza, se pierde por la apertura oceánica del Mar de Thetys mesozoico, documentado por Bazán Barrón (2024), que ocasiono el gran desgaste erosivo por más de 300 km, con grandes abanicos marinos de turbidez profunda, justo y cubiertos por la sutura de desgarre de la Faja Estructural Transmexicana (FETM), del Terciario. La sutura Implica que los límites y contactos septentrional y meridional de la FETM son tectónicos, con la secuencia primigenia de la corteza. Esto es, que para correlacionar la litoestratigrafía y la evolución tectónica de las estructuras metalogénicas, se debe tomar en cuenta la gran destrucción de corteza, cuando se fracciona la Pangea, al final del Paleozoico.
Respecto a la geología de la región de Comanja de Corona de los estados de Guanajuato y Jalisco fue descrita por Quintero-Legorreta (1992) que documenta una excelente aportación sobre la estratigrafía, para la exploración de tierras raras. Este autor considera que el basamento está constituido por la “Ofiolita Barbosa” y la “Unidad Sedimentaria” pertenecientes al Triásico, aunque aclara difícil de ubicarlas en el tiempo y espacio. Posteriormente Bazán y Bazán Perkins (2006) a la Ofiolita Barbosa la correlaciona con el Grupo Oaxaca de la localidad tipo El Catrín. Asimismo, a la “Unidad Sedimentaria” la correlacionó con el Subgrupo Tenexpan y determina que los ortogneises de basaltos y andesitas del “Complejo de diques de diabasa y gabros”, que sobre yacen en forma abrupta y concordante a los anteriores, corresponden al Subgrupo La Unión, del arco volcánico de Telixtlahuaca.
La descripción geológica de Quintero-Legorreta (1992) se considera bastante acertada, al establecer la sucesión litoestratigráfica en perfecta armonía, con la sucesión expuesta en la región de Huitzo-Etla y Valle de Oaxaca. Esto es, define a la Ofiolita Barbosa consistente de gabros y basaltos almohadillados con diques de carácter alcalino, en las facies de esquistos verdes. Además, confirma por análisis químicos de tres muestras, que el basalto almohadillado contiene: 1.85% de TiO2; la de diques de diabasa: 1.70% de TIO2 y la tercera de los gabros: 1.85% de TiO2 para confirmar su naturaleza alcalina. Respecto a los afloramientos parciales de la Ofiolita Barbosa, estima que puede alcanzar unos 400 m en secciones que aparecen en aloctonía tectónica, sobre la Unidad Sedimentaria.
Señala que la Ofiolita Barbosa aflora en los arroyos Barbosa, Guanajuatito y Capulín como áreas tipo, en colores negros y gris oscuro, con textura hialoclástica en estructura almohadillada compacta, con diques basales de gabro, compuesto de cristales de plagioclasa, clinopiroxenos, escasa augita, apatita, albita, clorita, epidota, ilmenita alterada a leucoxeno y titanita, con espilitización de la albita.
Con respecto a la “Unidad Sedimentaria”, así definida por Quintero Legorreta op. sit. (1992) para la secuencia sedimentaria, la divide en cinco miembros, dispuestos en sucesión paralela que afloran en varias secciones de la Sierra de Guanajuato y Jalisco. Las describe compuestas de pelitas, filitas, areniscas, pedernales, cuarcitas, horizontes calcáreos, material volcánico tobaceo, que alternan en banda foliadas en la facies de esquistos verdes, en colores de blanco y con bandas de tono verde gris y negro, de grauvacas en toda la sucesión, con espesores variables. La importancia de la Unidad Sedimentaria y su potencialidad radica, en que constituye la roca encajonante del Granito Comanja, favorable para explorar el contenido de tierras raras, asociadas a los minerales de titanio, con espesor estimado en cientos de metros, con estrecha analogía litológica con el Subgrupo Tenexpan de Oaxaca.
La sucesión litoestratigráfica de la Unidad Sedimentaria de la región de Comanja de Corona y su extensión en la Sierra de Guanajuato y Jalisco abarca 115 km, con las mismas posibilidades sobre tierras raras del Grupo Oaxaca y Subgrupo Tenexpan en los estados de Oaxaca y Chiapas, para valorar los contenidos y como subproducto los minerales de torio y titanio. Por tanto, significa gran potencial que representa la parte basal del arco volcánico del Subgrupo Telixtlahuaca en la Sierra de Guanajuato-Jalisco, por los altos valores de titanio, favorables para evaluar millones de toneladas métricas de TR, a partir de la apatita, magnetita, ilmenita, circón, monacita, biotita, allanita, euxenita, uranotorita, torita, entre otros.
La descripción geológica de Quintero-Legorreta (1992) para la región de Comanja de Corona expresa gran semejanza estratigráfica, litológica, estructural y geoquímica con los yacimientos del área tipo de Huitzo-Etla y Valle de Oaxaca. Es decir, con el Grupo Oaxaca, Subgrupo Tenexpan y Subgrupo La Unión respectivamente, de la parte basal del arco volcánico de Telixtlahuaca, del Mesoproterozoico. Las diferencias son de carácter tectónico para la Sierra de Guanajuato, afectada con menor intensidad metamórfica por la Orogenia Oaxaqueña, con varias intrusiones de eventos plutónicos del Paleozoico y del Terciario, así como de cabalgaduras laramídicas. En conclusión, al juzgar por su extensión, espesores y componentes químicos de titanio, representa condiciones muy favorables para la exploración potencial de tierras raras, similares a las de Oaxaca y Chiapas.
Los yacimientos de Tierras Raras en Tamaulipas
El Cañón del Gneis Novillo-Peregrina, Tamaulipas.
La naturaleza de los depositos de nelsonitas y tierras raras asociadas a minerales radiactivos de torio y uranio, en el Cañón del Gneis Novillo-Peregrina, Tamaulipas, exhiben igual origen, distribución y control litoestratigráfico de los yacimientos de Oaxaca, Chiapas, Guanajuato, Jalisco, de la Faja Estructural Oaxaqueña. La diferencia implica mayor intensidad metamórfica, con la menor extensión y espesores para explorar el titanio y tierras raras. Por tanto, el origen de las tierras raras y del titanio, comprende la misma evolución tectónica basal del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca, que generó al Grupo Oaxaca, Subgrupo Tenexpan y La Unión. El área de interés se ubica próxima a los ranchos El Gavilán y El Asbesto, sobre el arroyo de los Alamos del Cañón Peregrina, que cubre un 15% del Gneis Novillo, para investigar los contenidos de las tierras raras. Fig. 29.
La sucesión litoestratigráfica del Gneis Novillo exhibe una superficie de 800 km2 de rocas metamórficas del Precámbrico y calizas fosilíferas del Paleozoico, identificadas por Carrillo-Bravo, J. (1961), fechadas por U-Pb por Fries, C. Jr. y Schmitter, E. (1962) y Fries, Carl, Jr., y Rincón-Orta, César (1962), para definir la Faja Estructural Oaxaqueña, de edad Grenvilliana. Por su parte, Ramírez R. C. (1974) describió con cierto detalle la petrología de las rocas metamórficas del Cañón Caballeros, Peregrina, El Seco y Santa Lugarda del Gneis Novillo, Tamaulipas. Con esas descripciones se identifican todas las unidades precámbricas reconocidas en Oaxaca, así como los eventos tectónicos que originan las nelsonitas y las tierras raras, asociadas al titanio, de la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca. Por tanto, en los cañones del Gneis Novillo, aflora toda la secuencia litoestratigráfica precámbrica, documentada por Bazán-Perkins y Bazán (2011, 2014, 2016, 2018, 2020, 2022) en siete supergrupos, que afloran con bandeamiento regional que siguen la foliación de W55°W y echados de 70° al NE, que comprende la sucesión siguiente: Fig. 30.
Se destaca que la secuencia litoestratigrafía del Precámbrico, representa en tiempo las 9/10 de la corteza, representada por siete supergrupos con extensas discordancias oblicuas y tectónicas que los separan. El Supergrupo Guanajuato del Hadiano (4500-4000 Ma.) basal, consiste del Grupo Los Alisos que drenaba en el Gran Rift tipo MORB del Supergrupo Zihuatanejo y más antiguo de la corteza. Sigue el arco insular vulcano sedimentario del Supergrupo Pápalo (4000-2600 Ma) del Arqueano, seguido del Supergrupo Zimatlán (3600-1800 Ma.) del Geosinclinal El Rosario del Paleoproterozoico, en discordancia oblicua. Continua con el Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico (1800-1000 Ma); prolongación meridional del Belt-Purcell Supergroup del oeste de Canadá. Asimismo, del Supergrupo Telixtlahuaca (1550-1000 Ma) con intrusiones gábricas del arco volcánico del Subgrupo Vigallo de 1110±20 Ma, que originó el metamorfismo regional progresivo de la Orogenia Oaxaqueña (1100-720 Ma) en facies de granulita, anfibolita y esquistos verdes. Para finalmente culminar con el Supergrupo Caborca del Neoproterozoico (1000-541 Ma), que implica el inicio del Paleozoico.
Así pues, los yacimientos de nelsonitas y tierras raras del Cañón de la Peregrina, corresponden a la misma sucesión del paragneis del Subgrupo Tenexpan, del Mesoproterozoico. Presenta bandas foliadas cuarzo feldespáticas de color blanco que alternan con bandas de mineral ferromagnesianos verde gris oscuro, con bandas de mármol en una sucesión de cuarzo, feldespatos de microclina, plagioclasas, biotita, clorita, hornblenda, clinopiroxenos, granate, rutilo, abundante grafito que yacen en discordancia tectónica sobre el Grupo El Trapiche, del Geosinclinal de El Rosario, parte basal del Supergrupo Zimatlán. Este último, consiste de paragneis de hornblenda y biotita en bandas de grauvacas verde oscuro que alternan con cuarzo feldespáticas de color blanco hacia el Cañón de la Peregrina. La referida secuencia se ubica justo al occidente del arco volcánico del Supergrupo Pápalo del Arqueano, para una potente sucesión de peridotitas serpentinizadas, con la clásica textura spinifex de rocas harzburgitas y wherlitas, con cuarzo bandeado del Grupo Los Alisos subyacente. El Supergrupo Pápalo hacia el Cañón de Caballeros exhibe pillow lavas elongadas de un metro, asociadas con piritas diseminadas, con vetas de talco verde amarillento, que atraviesan los cañones del Novillo, de Caballeros y El Seco, hasta de 30 m de espesor en su parte media, relacionadas a un evento hidrotermal de plutonismo del Paleozoico. Fig. 31.
Con respecto al origen de las nelsonitas del Cañón de la Peregrina, asociadas con tierras raras del arco volcánico de Telixtlahuaca, afloran por el evento de subducción hacia el oriente de los esquistos del Supergrupo Acatlán, del Mesoproterozoico, en los ~1,600 Ma. Este evento generó depósitos de placer litorales y plataformas marinas de una cuña clástica, enriquecidas por las oscilaciones de transgresión y regresión de minerales detríticos refractarios de: monacita, circón, xenotima, esfena, apatita, ilmenita, magnetita, durante la apertura oceánica del rifting (back-arc spreading) del Grupo Oaxaca. Este grupo consiste de ortogneis de migmatitas del área tipo El Catrín, del rifting de apertura oceánica emplazado hacia los 1550 Ma. El rifting del arco del Supergrupo Telixtlahuaca, generaba una corteza volcánica gábrica alcalina entre bloques de más 500 m de altura del Paleoproterozoico, durante la expansión oceánica que se extendía hasta los 1300 Ma. La corteza oceánica generaba dorsales al oriente, mientras que al occidente se formaban plataformas calcáreo-magnesianas y cuñas clásticas esencialmente cuarzofeldespáticas, con altos contenidos de minerales ferromagnesianos y refractarios densos con tierras raras en solución sólida.
Por tanto, en aquellas zonas litorales y plataformas carbonatadas con mineral ferromagnesiano, se depositaba titanio diseminado en placeres arenosos con minerales pesados, que se enriquecían con las fluctuaciones de transgresiones y regresiones marinas del Grupo Oaxaca. Este proceso se reconoce a lo largo de la Faja Estructural Oaxaqueña que se inicia con el ortogneis del Grupo Oaxaca de color negro a gris oscuro, con escasas bandas cuarzofeldespáticas claras. Se compone de clinopiroxenos, plagioclasas cálcicas, hornblenda, cordierita, biotita, ilmenita, magnetita, cuarzo, sanidina. Es decir, que en los gabros alcalinos del fondo marino se depositaban minerales de: Rb-Cs-Sr-Ba-U-Th-TR y elementos incompatibles como Fe-Ti-P-Ta-Nb-Zr-Hf-Y y TR, según la litoestratigrafía de los yacimientos de titanio de las regiones de Huitzo-Etla y en la región de Comanja de Corona de la Sierra de Guanajuato-Jalisco, como de Huitzo-Etla y Pluma Hidalgo, Oaxaca y de La Libertad-Cristina, Acacoyagua-Escuintla, Chiapas.
Por tanto, el proceso genético de las nelsonitas y tierras raras asociadas con el torio y del uranio, no varían para el trend estructural de anatéxis pneumatolítica en los 1200 km, de la Faja Estructural Oaxaqueña, los que se identifican por intrusiones de anortositas paleozoicas. Las rocas de anortositas destacan por su color gris crema, con deformación dinámica, desde las fallas de Polochic-Motahua, Chiapas, hasta el Gneis Novillo, Tamaulipas. La mineralogía es variable en los accesorios, con cuarzo, antipertitas, epidota, apatita, sericita, moscovita, biotita, esfena, magnetita, circón euhedral, cordierita, clinopiroxenos y abundantes mirmequitas. En cambio, es muy consistente en los esenciales de cuarzo menor del 40%, andesina y oligoclasa, con textura holocristalina, hipidiomórfica y equigranular gruesa de carácter intrusivo.
Debido a la intensa tectónica en facies de anfibolita y granulita que exhibe el Gneis Novillo, en el Cañón de la Peregrina, se advierte que las anortositas asociadas con nelsonitas tabulares sobre el arroyo de los Alamos, no están metamorfoseadas, próxima al rancho El Asbesto. Se presentan entre 15 a 80 cm, alojadas dentro de la foliación con apatita, ilmenita, rutilo, magnetita, derivadas por un proceso líquido gaseoso de inmiscibilidad pneumatolítica de los paragneis del Subgrupo Tenexpan, en parte milonitizada. Las tonalidades negro café oscuro de las nelsonitas varía por los contenidos de FeO – 29.46%; P2O5 – 17.64% y TiO2 – 32.75%, debido a impurezas y cambios químicos de temperatura y presión de sus componentes.
Dentro de la secuencia del Gneis Novillo en el arroyo de los Alamos, la presencia de los grupos Oaxaca, Tejalapam y El Hielo se reconocen plenamente con las mismas características litoestratigráficas expuestas en el área tipo de Huitzo-Etla del Supergrupo de Telixtlahuaca de la Faja Estructural Oaxaqueña. Es decir, que la sucesión litológica de los grupos del Mesoproterozoico, corresponden a la secuencia basal de apertura oceánica del rifting del Grupo Oaxaca del arco insular de Telixtlahuaca (1550-1000 Ma), originado por la subducción marina del Supergrupo Acatlán hacia el oriente, bajo los paragneis del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico y del Supergrupo Pápalo del Arqueano.
Por consecuencia, las nelsonitas tabulares distribuidas en los planos de foliación del paragneis Tenexpan, derivan de playas arenosas cuarzo feldespáticas ricas en ilmenita, magnetita, rutilo y apatito del Grupo Oaxaca. En tanto, que los calcosilicatos emplazados como diapiros, corresponden a los depósitos de margas y calizas magnesianas depositadas en plataformas de cuñas clásticas de la cuenca del Grupo Oaxaca, del arco volcánico (back arc spreading) del Supergrupo Telixtlahuaca (1550-1000 Ma). Los componentes mineralógicos en los paragneis que contienen nelsonitas tabulares, varían en tamaños donde exhiben una asociación esencialmente de plagioclasas, cuarzo, granates, ilmenita, magnetita, rutilo, epidota, apatita, biotita y albita, que definen anortositas plutónicas de edad paleozoica.
Respecto al potencial de minerales de tierras raras del Subgrupo Tenexpan en el Cañón de la Peregrina, su importancia se debe a que son accesibles para su valoración y eventual explotación, que dependen del tonelaje comercial explotable. Dentro de la secuela de exploración, en el Cañón de la Peregrina, se deben incluir a los paragneis alóctonos granoblásticos del Grupo El Hielo, con alto contenido de grafito cristalino, que afloran con bandas y diapiros de calcosilicatos magnesianos, que proviene de las plataformas marinas y de cuñas clásticas del Grupo Oaxaca.
Región de El Picacho, Sierra de San Carlos, Tamaulipas.
Se ubica en la parte centro-oriental del estado de Tamaulipas, a unos 70 km al Sureste de Ciudad Victoria, dentro del Municipio de Villas de Casas. El área de interés cubre unos 10 km2, que aflora por la erosión del amplio anticlinal que expone la secuencia de calizas del Cretácico Inferior, con la estructura intrusiva de un lacolito de carácter alcalino. La edad del intrusivo se considera del final del Oligoceno y principios del Mioceno, debido a eventos sucesivos de pulsaciones por compresión que originó el extenso pliegue anticlinal con pendientes entre 8 a 10° de los flancos. Fig. 29.
La sucesión de rocas intrusivas de naturaleza alcalina en El Picacho, define la Provincia Alcalina Oriental Mexicana, que relaciona un pliegue de fondo de la corteza, (Plis de fond) de Argand, E. (1924). Esto es, se debe a la compresión de la plataforma del Golfo de México en dirección poniente y bajo la trinchera de Chicontepec, que dio origen a la Orogenia Mexicana Laramide, en sentido opuesto. Por tanto, el conjunto de rocas intrusivas de El Picacho, se originan por anatéxis de peridotitas y rocas komatíticas calco-alcalinas, del arco vulcano sedimentario del Supergrupo Pápalo del Arqueano del basamento, que afloran en el Cañón de la Peregrina, Cañón de Caballeros y Arrollo Seco, del Gneis Novillo.
Con respecto a las tierras raras, existen varias aportaciones relacionadas con este tópico que son analizadas y discutidas por Clark Eluani, L. Alonso (2015), en un meritorio estudio geológico minero. La importancia de su trabajo radica en que describe con cierto detalle la sucesión de eventos intrusivos y las alteraciones de las rocas alcalinas, por las pulsaciones compresivas y procesos de anatéxis que fusionaron las rocas arqueanas basales, emplazadas en la secuencia del Cretácico Inferior, descritas mediante secciones litoestratigráficas.
Es necesario destacar sobre las rocas alcalinas del área de El Picacho, que los gabros de augita y clinopiroxeno inician y cubren con mayor extensión y principal, la sucesión, seguido de las dioritas, después las sienitas, afectados por diques de ijolitas ricas en nefelinas, con traquitas y fonolitas en asociación melanocrata, para formar la parte central del complejo ígneo. Asimismo, se debe comentar que hacia los 70’s el INEN-URAMEX, cubrió un extenso reconocimiento aéreo-radiométrico al Sur de Tamaulipas, con motivo del descubrimiento de uranio en la Cuenca de Burgos, del Terciario, que reflejaba una zona radiactiva justo en la región El Picacho, sin posibilidad económica por minerales de uranio con la presencia de tierras raras.
De los análisis químicos, se desprende que la elevada radiactividad deriva de un enjambre de diques NW25°SE en promedio y casi verticales, analizados por minerales radiactivos y tierras raras, con notables variaciones en porcentajes y ppm. Según la descripción documentada por Clark Eluani, L. Alonso (2015), señala que los diques-vetas cortan a los gabros principalmente con tierras raras, distribuidos hacia la parte central del complejo ígneo, intercaladas en las traquitas y fonolitas del último evento magmático. Están constituidas esencialmente de feldespato alcalino y apatita, que llega a constituir entre 60 a 70% de la roca, feldespatos, óxidos de hierro, de ilmenita, natrolita y zeolitas.
Además, observa que exhiben bandeamiento de óxidos de hierro, de carbonatos de calcio blanco a rojizo de hematita, limonita, pirita, siderita. calcita, cuarzo, calcedonia y barita, especularita, asociaciones que determinan xenolitos de “iron formation” de la parte basal del Grupo Valdeflores del Supergrupo Zimatlán, del Geosinclinal de El Rosario, del Paleoproterozoico. Asimismo, expresa que se analizaron 122 muestras por el método de espectroscopia de masas, que 6 resultaron atractivas, de la parte central del complejo de rocas alcalinas del rancho Picacho, con altos contenidos en tierras raras con valores de Ce: 5,684, La: 3,122, Nd: 1878, Pr: 506, Sm: 475.8 Y: 2,033, Th: 1,776 y U: 15 en partes por millón. De estos valores se destaca que el torio aparece en solución sólida con 118 partes por una de uranio y como elemento radiactivo principal del prospecto El Picacho.
La génesis de los yacimientos de tierras raras de El Picacho implica una estructura de un lacolito de carácter alcalino, emplazado en calizas del Cretácico Inferior. La edad se considera del final del Oligoceno y principios del Mioceno, debido a intrusiones sucesivas por pulsaciones de compresión tectónica en un amplio pliegue anticlinal con pendientes entre 8 a 10°. Los depósitos se ubican en la Provincia Alcalina Oriental Mexicana, emplazados mediante un pliegue de fondo de la corteza, debido a la compresión de la plataforma del Golfo de México en dirección poniente y bajo la trinchera de Chicontepec, que dio origen a la Orogenia Mexicana Laramide, en sentido opuesto. Por tanto, el conjunto de intrusivos de El Picacho, se originan por anatéxis de peridotitas y rocas komatíticas calco-alcalinas, del arco vulcano sedimentario del Supergrupo Pápalo del Arqueano del basamento, que afloran en el Cañón de la Peregrina, Cañón de Caballeros y Arrollo Seco, del Gneis Novillo.
De las propias rocas intrusivas que aparecen emplazadas por etapas en un proceso esencialmente alcalino, que inicia con rocas gábricas, seguido de dioritas, sienitas, ijolitas ricas en nefelina, con intrusiones finales de diques básicos de traquitas y fonolitas, no exhiben cuerpos de carbonatitas. Por tanto, tampoco guardan conexión alguna con el manto, emplazados a temperaturas en condiciones moderadas entre 380 a 340° C. Se tienen datos confiables de que la radiactividad se debe al torio, asociado con las tierras raras, en solución sólida en las apatitas, bastnasita, circón, monacita y otros de los “iron formation” del Grupo Valdeflores, de la parte superior del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico.
Se concluye que la región de El Picacho se analiza con base en la secuencia litoestratigráfica regional, sin posibilidad económica para explotar elementos de tierras raras. Según los análisis químicos de las vetas radiactivas, donde las tierras raras varían con bajos porcentajes y en ppm. Por otra parte, cualquier proyecto para explotar las vetas radiactivas, radica en su escaso tonelaje, con obras subterráneas en rocas muy alteradas y deleznables, para elevar los costos.
Los yacimientos de Tierras Raras en Sonora
Región de Fronteras, al Norte de Sonora.
La región potencial de minerales de tierras raras, se ubica en la Sierra de las Mesteñas, Municipio de Fronteras, Sonora, a unos 30 km al Sur de Agua Prieta, próxima al límite territorial con EUA. La región cubre una superficie de unos 4000 km2, estudiada primeramente por Ransome (1904) quien describió al Esquisto Pinal del Sureste de Arizona, inferido al Precámbrico Inferior y como basamento de la secuencia. Posteriormente, Taliaferro (1933), trasladó y correlacionó la misma secuencia al Norte de Sonora asignada Formación Esquisto Pinal, consistente en rocas metamórficas sedimentarias y volcánicas, de esquistos gris oscuro verde, de grano fino, textura uniforme con lustre satinado y clivaje imperfecto que tienen como minerales principales cuarzo, sericita, cloritas, turmalina y biotita. Fig. 32.
El área del Esquisto Pinal se presenta intensamente erosionada e intrusionada por un plutonismo granítico con varias ramificaciones que asimiló xenolitos de los esquistos, denominado Granito Caborca por Anderson et al. (1978) y Anderson, T. H. y Silver L. T. (1981-1984) y Damon, P. E. et. al. (1962) quienes determinan la edad de 1420 Ma, obtenida de circones por relación U-Pb. Por tanto, los mismos autores valoran para el evento metamórfico en facies de esquistos verdes del Esquisto Pinal, la edad consistente de 1650 Ma, que estructuralmente representa la prolongación meridional del Belt Purcell Supergroup del occidente de Canadá. Es decir, que el Esquisto Pinal corresponde a la secuencia del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico, que constituye la potente sucesión del Geosinclinal Acatlano, de afinidad Pacífico, descrito en los párrafos que anteceden.
Sobre la Formación del Esquisto Pinal y del Granito Caborca, yace en discordancia erosional y oblicua una secuencia de cuarcitas, meta-arcosas y de meta-conglomerados interestratificados, denominada Cuarcita Magallanes, en la facies de esquistos verdes, descrita por Gómez-Tagle, V. (1967). Se caracteriza por su alto contenido de torio y uranio, diseminado en solución sólida en monacita, torita ilmenita, magnetita, apatito, circón, esfena con matriz silícea y cementante, producto residual del oleaje transgresivo de playas litorales. Esta unidad hacia la base presenta estratificación cruzada con pocos cambios litológicos en su espesor muy erosionado que varían de 25 hasta de 150 m, donde su tono primario gris-crema cambia a café pardo en la cima. Fig. 33.
A unos 8 a 10 m del contacto basal con los esquistos y de las rocas graníticas, se localizan tres capas de conglomerados de cuarzo, interestratificadas con las cuarcitas y separadas entre 3 a 4 m. Los clastos de conglomerados de cuarzo blanco y jaspeado exhiben la matriz con minerales de placer, que varían de arenosos finos hasta de 2 cm arredondeados, mediante olas litorales y cementados con material cuarcífero fino, con espesores de 25 cm hasta 90 cm. Las capas de conglomerados acusan una radiactividad bastante elevada de fondo, por la presencia de torio contenido en los minerales detríticos refractarios de la matriz. Fig. 34.
La unidad litológica de la Cuarcita Magallanes, corona la Sierra de las Mesteñas, Morita y otras que culminan con una sucesión de lutitas y areniscas interestratificadas y alteradas por oxidación, que se extienden hasta el gran yacimiento de cobre-molibdeno del distrito minero de Cananea, donde se acuñan, para constituir el basamento del Paleozoico. Se considera que su depósito se debe a una cuenca estructural de finales del Neoproterozoico y del inicio del Paleozoico, entre 650 a 500 Ma, derivados del Esquisto Pinal y del Granito Cananea con poco acarreo. De varias muestras se obtienen promedios de: uranio 80 gr/t; torio 450 gr/t; además itrio, iterbio y varios elementos de lantánidos; trazas de Ni, Ti, Cu, Cr, Se, V, Sn, Mg, Mn, Ca diseminados en matriz de magnetita, ilmenita, hematita, monacita, circón y apatito, cementados con sílice y ortoclasa. El mineral radiactivo consiste principalmente de torio y en menor cantidad del uranio, obtenidos en 1967 por difracción y fluorescencia de rayos “X”, en los laboratorios de la Comisión Nacional de Energía Nuclear, CNEN. Fig. 35… Continuará
Industria Minera Indio, S. A. (IMI)
