Autor: Héctor Romero

Por: Diana Margarita Garza-Cavazos¹*, Juan Josué Enciso-Cárdenas², Genaro de la Rosa-Rodríguez^1,2, Yuriko Yarel Bueno-Yamamoto^1,2, Luis Fernando Camacho-Ortegón², Arturo Bueno-Tokunaga², Diego de Jesús Martínez-Hernández²

Resumen

El carbón ha desempeñado un papel fundamental en el desarrollo energético mundial, aunque su uso ha disminuido ante la transición hacia fuentes más limpias. No obstante, en las últimas décadas ha despertado interés por un recurso almacenado en sus capas: el gas asociado al carbón, conocido como coalbed methane (CBM), considerado una fuente potencial de gas natural.

Este gas se origina durante los procesos de transformación térmica de la materia orgánica que origina el carbón. Este vínculo entre la evolución térmica y la generación de gas ha llevado a reconsiderar el papel del carbón, que deja de verse únicamente como un combustible sólido para entenderse como una materia prima con alto potencial de generación de gas natural.

En el contexto de la transición energética, el gas natural adquiere relevancia como una fuente más limpia y abundante de energía. En este marco, el coalbed methane (CBM) representa una de sus posibles fuentes, por lo que resulta esencial comprender los mecanismos químicos que controlan su formación y acumulación.

Comprender estos procesos implica analizar la velocidad y el comportamiento de las reacciones que transforman la materia orgánica en hidrocarburos, lo que constituye el campo de estudio de la cinética de transformación del kerógeno. A través de técnicas como la pirólisis y la reflectancia de vitrinita, es posible determinar el grado de madurez térmica y la capacidad generativa del carbón, información clave para evaluar su potencial como fuente de gas natural.

La integración de estos resultados en softwares de modelado de cuencas permite estimar con mayor precisión el potencial de generación de gas en capas de carbón. Este enfoque combina información geoquímica con parámetros de madurez térmica y cinética de transformación del kerógeno para reconstruir la historia de maduración del carbón y predecir la distribución del gas, ofreciendo una herramienta clave para el aprovechamiento sostenible de este recurso en el contexto de la transición energética.

Palabras claves: Cinética, Kerógeno, Carbón, Coalbed Methane

Abstract

Coal has played a fundamental role in global energy development, although its use has declined with the shift toward cleaner energy sources. In recent decades, however, interest has grown in a resource stored within coal seams: gas associated with coal, known as coalbed methane (CBM), considered a potential source of natural gas.

This gas originates during the thermal transformation processes of the organic matter that forms coal. The link between thermal evolution and gas generation has led to a renewed view of coal, not merely as a solid fuel, but as a raw material with high potential for natural gas generation.

In the context of energy transition, natural gas stands out as a cleaner and abundant energy source. Within this framework, coalbed methane (CBM) represents one of its potential sources, making it essential to understand the chemical mechanisms that control its formation.

Understanding these processes requires analyzing the rate and behavior of the reactions that transform organic matter into hydrocarbons, an area studied through kerogen kinetics. Techniques such as pyrolysis and vitrinite reflectance allow determining the thermal maturity and generative capacity of coal, providing key data for assessing its potential as a natural gas source.

Integrating these results into basin modeling software enables more accurate estimations of gas generation potential in coal seams. This approach combines geochemical data with thermal maturity and kerogen kinetic parameters to reconstruct the coal’s maturation history and predict gas distribution, offering a valuable tool for the sustainable use of this resource within the framework of the global energy transition.

Key words: Kinetics, Kerogen, Coal, Coalbed Methane

Introducción

Durante siglos, el carbón ha sido una de las principales fuentes de energía del mundo, impulsando locomotoras, fábricas y centrales eléctricas. Más allá de su valor como combustible, este material encierra una historia profunda sobre el pasado de la Tierra. En sus capas oscuras se conservan las huellas de antiguos ecosistemas y los procesos químicos que transformaron la materia orgánica en el carbón que hoy explotamos y estudiamos.

En el contexto de la transición energética, la búsqueda de fuentes más limpias ha reducido el uso directo del carbón (International Energy Agency [IEA], 2023). No obstante, este recurso mantiene su relevancia al estar estrechamente vinculado con el gas natural, considerado una alternativa estratégica por su combustión más limpia (IMCO, 2024; Wyczykier & Acacio, 2024). 

De esta manera, el gas natural no solo ofrece un suministro abundante y ampliamente distribuido, sino que también actúa como un combustible puente entre las fuentes fósiles tradicionales y las energías renovables. En este marco, el carbón adquiere un nuevo significado: además de su valor como combustible, representa una materia prima generadora de gas natural. Durante su proceso de formación y maduración, libera volúmenes importantes de metano que pueden quedar atrapados en sus capas, dando origen al coalbed methane (CBM), una fuente energética con gran potencial (Flores & Moore, 2024; Mohamed & Mehana, 2025).

Comprender los procesos que controlan la transformación térmica de la materia orgánica es esencial para evaluar este potencial. En este contexto, la cinética del kerógeno aplicada al carbón permite cuantificar la velocidad y el grado de las reacciones que liberan gas, así como estimar los volúmenes generados y retenidos (Behar’ et al., 1997; Ge et al., 2024). 

El campo de estudio analiza las reacciones químicas que ocurren bajo condiciones geológicas de presión y temperatura durante millones de años, describiendo los mecanismos de descomposición y reorganización molecular que conducen a la generación de metano (Burnham, 1999; Rice, 1993; Tissot, 2003; Tissot & Welte, 1984), proporcionando una herramienta valiosa para estimar el potencial gasífero de los mantos de carbón (Rice, 1993). 

De esta manera, el análisis cinético proporciona herramientas cuantitativas para responder preguntas clave como: ¿cuándo comenzó a generarse gas en el carbón?, ¿cuánto gas se ha producido hasta ahora?, y ¿cuánto podría generar en el futuro? Estas interrogantes se abordan mediante modelos cinéticos integrados en simulaciones computacionales que reproducen las condiciones de enterramiento y las temperaturas experimentadas en los yacimientos (Dembicki, 2017).

La información resulta esencial tanto para la exploración de gas asociado al carbón (Coal Bed Methane) como para la evaluación de riesgos relacionados a la acumulación de metano, un aspecto crucial para la seguridad en las operaciones mineras. 

Del material vegetal al kerógeno: el origen del gas

El carbón es el resultado de la transformación de antiguos restos vegetales depositados en ambientes anóxicos, como pantanos y marismas, que con el paso de millones de años quedaron sepultados bajo sedimentos. El aumento de la presión y la temperatura provocó una serie de cambios físico-químicos que transformaron este material orgánico en una roca rica en carbono (Alexandri-Rionda, 2010; González-Partida et al., 2024).

Con el tiempo, este proceso de transformación dio paso a una secuencia de cambios más profundos en la materia orgánica, conocidos colectivamente como coalificación. Durante esta evolución, los restos vegetales experimentan distintas etapas: humidificación, turbinificación, putrefacción, carbonificación y, en fases más avanzadas, metamorfismo, que modifican su composición química y estructura interna (Lemos de Sousa et al., 2012). Durante este proceso, los restos vegetales evolucionan desde turba hasta antracita, incrementando su contenido de carbono y perdiendo oxígeno e hidrógeno. 

La diagénesis marca la primera etapa en la transformación de la materia orgánica hacia el carbón. En esta fase, los restos vegetales parcialmente descompuestos se convierten en turba, un material rico en carbono en el que la actividad bacteriana genera metano biogénico, que corresponde al proceso inicial de formación gaseosa durante la coalificación.

A medida que aumenta el enterramiento y la temperatura, las condiciones se vuelven anóxicas y la transformación pasa a estar controlada por reacciones físico-químicas, influenciadas principalmente por el aumento en la temperatura. La presión y el calor favorecen la condensación y polimerización de las moléculas orgánicas, dando origen al kerógeno, una macromolécula insoluble que constituye el precursor directo de los hidrocarburos.

Con el avance del tiempo en la escala geológica, el kerógeno se descompone progresivamente, liberando gases como metano y dióxido de carbono. Este gas, generado por la acción del calor y la presión a mayores profundidades, se conoce como gas termogénico, y representa la principal fuente del coalbed methane (CBM) en los mantos de carbón maduros.

La capacidad del kerógeno para generar hidrocarburos depende del tipo de materia orgánica que le dio origen y del ambiente donde se formó. En función de ello, se reconocen tres tipos principales:

• Tipo I: Rico en lípidos, de origen lacustre, con tendencia a generar petróleo.
• Tipo II: De origen marino, capaz de producir tanto líquidos como gas. 
• Tipo III: Derivado de plantas terrestres, característico del carbón y generador predominante de metano. 

Esta clasificación se basa en la relación elemental entre hidrógeno, carbono y oxígeno, representada en el diagrama de Van Krevelen, que muestra la pérdida progresiva de oxígeno e hidrógeno durante la maduración térmica. (véase Figura 1).

Considerando el tipo de kerógeno, es posible inferir su comportamiento durante el proceso de maduración térmica y los tipos de hidrocarburos que genera; sin embargo, incluso dentro de un mismo tipo pueden presentarse diferencias sustanciales en su comportamiento. Por ejemplo, aunque el kerógeno Tipo III está principalmente asociado al carbón y produce predominantemente gas, en ciertos casos puede contener materia orgánica rica en lípidos, lo que posibilita la formación de pequeñas cantidades de aceite.

Las variaciones en el tipo de kerógeno, la edad, el ambiente de depósito y la composición original de las plantas influyen en la cinética de su transformación, determinando las diferencias en la cantidad y tipo de gas generado. Precisamente, el análisis de estos procesos, conocido como cinética de transformación del kerógeno aplicada al carbón, permite comprender el comportamiento térmico del carbón y su potencial para la generación de gas, tema que se aborda en la siguiente sección. 

La cinética de transformación del kerógeno aplicada al carbón

En el contexto de la transformación térmica del carbón, la cinética se refiere al ritmo en el que ocurren las reacciones químicas cuando el material orgánico es sometido a calor y presión bajo condiciones geológicas. Estas reacciones incluyen la liberación de compuestos volátiles, la ruptura de enlaces químicos (como C–H y C–O), la aromatización y la generación de metano y otros gases ligeros.

El proceso en el que se rompen estos enlaces producto del aumento paulatino de la temperatura se conoce como craqueo térmico. En este proceso, los enlaces químicos se rompen conforme aumenta la temperatura y, con ello, la energía del sistema, proporcionando la energía necesaria para la fragmentación molecular.

En el modelo clásico, presentado en la Figura 2, se propone que la ruptura de las moléculas del kerógeno (A) da lugar primero a compuestos heteroatómicos pesados, que posteriormente originan petróleo (B); esta etapa se conoce como craqueo primario. A medida que el calentamiento continúa, el petróleo formado se fragmenta en moléculas más pequeñas, generando gas (C) en lo que se denomina craqueo secundario. En el caso del carbón, cuyo material orgánico está constituido predominantemente por kerógeno Tipo III, este proceso no conduce a la formación de petróleo, sino principalmente de gas termogénico.

El proceso de craqueo primario y secundario, juega un rol importante en la transformación térmica de la materia orgánica. La velocidad y el grado con que ocurren estas reacciones depende de las condiciones de temperatura y tiempo de enterramiento, las cuáles determinan el grado de maduración térmica de la materia orgánica.

Este grado de maduración térmica refleja el nivel de transformación que ha experimentado la materia orgánica a lo largo del tiempo geológico. Mientras la maduración indica cuánto se ha transformado el material, la cinética describe qué tan rápido y de qué manera ocurre esa transformación. Ambos procesos están estrechamente vinculados: la cinética controla la velocidad de las reacciones que conducen al aumento de la madurez térmica. En conjunto, estos conceptos permiten comprender cuándo comienza la generación de gas, cuánto se ha producido y cuánto potencial generativo permanece en las rocas.

Con el fin de describir matemáticamente la relación entre temperatura y velocidad de transformación, y evaluar el comportamiento cinético del kerógeno, la mayoría de los modelos se sustentan en la ecuación de Arrhenius (Burnham & Braun, 1999):

donde:

• A es el factor preexponencial o factor de frecuencia, que representa la frecuencia con la que las moléculas colisionan entre sí;
• E es la energía de activación, es decir, la barrera energética que la reacción debe superar para proceder;
• R es la constante universal de los gases; y
• T es la temperatura absoluta (en kelvin).

En conjunto, A y E se conocen como parámetros cinéticos. Analizando la ecuación, se observa que:

• Si E aumenta (manteniendo A y T constantes), el término e^(-E/RT) disminuye, reduciendo la velocidad de reacción. Es decir, la reacción necesita más energía para avanzar.
• Si E disminuye, el término e^(-E/RT) aumenta, acelerando la reacción.
• Si T aumenta (manteniendo A y E constantes), también aumenta e^(-E/RT), lo que implica una mayor velocidad de transformación.
• Finalmente, A y k (T) son directamente proporcionales: al incrementarse A, la constante de velocidad y, por tanto, la rapidez de reacción también aumenta.

De manera sencilla, esto significa que la temperatura y la estructura molecular del kerógeno controlan el ritmo de generación de gas. Las estructuras con un mayor grado de aromaticidad, que suelen presentar enlaces químicos más estables y resistentes a la ruptura térmica, requieren una mayor energía de activación para transformarse. Esto explica por qué el kerógeno tipo III, de carácter generalmente más aromático y bajo en hidrógeno, tiende a generar predominantemente gas, mientras que los tipos más alifáticos favorecen la formación de líquidos

El hecho de que estas reacciones requieran mayores energías de activación implica también que solo ocurren a temperaturas más altas, lo cual, en un contexto geológico, se traduce en la necesidad de mayores profundidades de enterramiento para que la generación de gas termogénico tenga lugar.

Para determinar la velocidad a la que el kerógeno se transforma con el tiempo, es necesario considerar el comportamiento de la reacción. Esta puede acelerarse progresivamente, disminuir su velocidad conforme avanza, o presentar un comportamiento sigmoidal, es decir, una transformación rápida al inicio que luego se estabiliza.

Aunque factores como la presión también pueden influir en la velocidad de reacción, su incorporación en los modelos cinéticos es compleja. Por ello, la mayoría de los modelos se centran en la dependencia con la temperatura, expresada mediante la ecuación de Arrhenius, y en la función que describe el tipo de reacción:

Donde dα/dt representa la fracción de materia orgánica transformada α en el tiempo (t) y f(α) describe el modelo de reacción.

En el estudio del kerógeno y del carbón, este proceso suele representarse mediante reacciones sucesivas y paralelas de primer orden, las cuales permiten reproducir de manera más realista la descomposición progresiva del material orgánico a lo largo del tiempo (Burnham et al., 1996).

En este tipo de reacción, la velocidad depende directamente de la cantidad de materia orgánica que aún no ha reaccionado: al inicio del proceso, cuando el kerógeno es abundante, la transformación ocurre con mayor rapidez; conforme este se agota, la velocidad disminuye gradualmente.

Este comportamiento refleja de forma sencilla cómo la generación termogénica de gas se acelera durante las primeras etapas del calentamiento, alcanzando un punto máximo y luego decreciendo a medida que el material original se transforma por completo.

Aunque los modelos de primer orden son los más utilizados, existen otros mecanismos que pueden aplicarse en casos especiales, como las reacciones de segundo orden o los modelos de nucleación, cuando las características del kerógeno o las condiciones del experimento así lo requieren.

Dado el papel clave de la temperatura en el proceso de transformación del kerógeno, resulta fundamental conocer las condiciones térmicas a las que ha estado sometida la materia orgánica a lo largo del tiempo geológico. En particular, la temperatura máxima alcanzada constituye un parámetro decisivo, ya que determina el grado de maduración del kerógeno y con ello la cantidad de hidrocarburos generados desde el depósito hasta la actualidad.

Para este fin, uno de los indicadores más utilizados es la reflectancia de la vitrinita (Ro%), considerada un paleotermómetro capaz de registrar la temperatura máxima experimentada por la materia orgánica a lo largo del tiempo geológico. En la siguiente sección se profundiza en su principio, medición e importancia dentro del estudio de la maduración térmica y la cinética del kerógeno.

Reflectancia de la vitrinita: un termómetro de la historia térmica de las rocas

Comprender la maduración térmica de la materia orgánica es fundamental para reconstruir la historia térmica de una cuenca y desarrollar modelos cinéticos de generación de hidrocarburos. Para ello, resulta necesario identificar los cambios que experimenta la materia orgánica conforme aumenta la temperatura y la presión durante el enterramiento geológico.

Una de las herramientas más utilizadas con este fin es la petrografía orgánica, técnica que permite observar y caracterizar los componentes orgánicos presentes en las rocas sedimentarias mediante un microscopio con fotómetro, capaz de medir la reflectancia de la luz en partículas orgánicas llamadas macerales (De la Rosa-Rodríguez, 2018).

Los macerales son el equivalente orgánico de los minerales en una roca, y entre ellos, la vitrinita (derivada de tejidos vegetales leñosos) es especialmente relevante por su abundancia y por su capacidad de registrar las transformaciones térmicas que experimenta la materia orgánica. A medida que aumenta la temperatura, la vitrinita sufre cambios químicos y estructurales irreversibles que se manifiestan como un incremento en su reflectancia, lo que permite utilizar este parámetro como un indicador confiable del grado de madurez térmica del carbón y de otras rocas ricas en materia orgánica  (Mukhopadhyay, 1994).

El aumento de la reflectancia está directamente asociado con la generación de gas. En las primeras etapas del carbón (turba y lignito hasta el carbón sub-bituminoso), la producción es principalmente biogénica, mientras que en rangos más avanzados (carbones bituminosos y antracitas) predomina el gas termogénico, generado por la descomposición térmica del kerógeno. Este comportamiento sigue el patrón descrito por los modelos cinéticos, donde la producción de gas aumenta hasta un máximo y luego declina al agotarse el material orgánico reactivo (Figura 3).

Gracias a esta relación entre reflectancia, maduración térmica y generación de hidrocarburos, la reflectancia de la vitrinita se utiliza para calibrar los modelos cinéticos a las condiciones que predominaron en la cuenca sedimentaria, permitiendo estimar con mayor precisión las condiciones de temperatura y tiempo que impulsaron la transformación del kerógeno. 

Para evaluar experimentalmente estos procesos y cuantificar el potencial generativo del kerógeno, se emplean técnicas de pirólisis. Esta metodología permite simular en laboratorio las reacciones térmicas que experimenta el kerógeno durante su maduración, proporcionando información esencial sobre el tipo, la calidad y el estado de evolución térmica de la materia orgánica, así como sobre los parámetros cinéticos que describen su comportamiento. En la siguiente sección se detalla su fundamento y aplicación dentro del estudio cinético del carbón.

Pirólisis y su aplicación en el estudio de la cinética del carbón

La caracterización experimental de la maduración del kerógeno requiere técnicas capaces de reproducir, en condiciones controladas, los procesos térmicos que ocurren a lo largo de millones de años dentro de la corteza terrestre. En este contexto, las técnicas de pirólisis se han convertido en herramientas fundamentales para los estudios geoquímicos y cinéticos, ya que permiten simular en laboratorio la transformación térmica del kerógeno en un periodo de tiempo mucho más corto.

En términos generales, la pirólisis consiste en calentar una muestra orgánica en ausencia de oxígeno para inducir su descomposición térmica. En el laboratorio, este proceso se realiza a temperaturas controladas que aceleran las reacciones naturales de generación de hidrocarburos, reproduciendo los mecanismos que ocurren en las cuencas sedimentarias, aunque en condiciones más rápidas y simplificadas.

Actualmente, las técnicas de pirólisis son ampliamente utilizadas en geoquímica orgánica por su capacidad para evaluar el potencial generativo del kerógeno y cuantificar los productos generados (Vandenbroucke & Largeau, 2007). 

Existen diferentes tipos de pirólisis (de sistema abierto, cerrado e hidropirólisis), cada una con características específicas. Entre ellas, destaca la pirólisis Rock-Eval® (Figura 4), una técnica de pirólisis no isotérmica de sistema abierto, reconocida por su rapidez, precisión y capacidad para determinar la cantidad, calidad y madurez térmica de la materia orgánica (Behar et al., 2001). 

Durante el calentamiento progresivo de la muestra, el equipo registra los compuestos liberados en función de la temperatura, generando un pirograma (Figura 4). A partir de este, y mediante el ajuste matemático de curvas, se calculan los parámetros cinéticos (energías de activación y factores de frecuencia) que describen la velocidad de transformación del kerógeno (Figura 5) (Schenka & Dieckmann, 2004).

Estos parámetros constituyen la base de los modelos cinéticos que pueden integrarse en programas de modelado de cuencas como PetroMod®, lo que permite estimar de forma cuantitativa la cantidad de gas generada, acumulada y expulsada por el carbón a lo largo del tiempo geológico, y con ello inferir las posibles reservas disponibles.

En este proceso, la reflectancia de la vitrinita (Ro%) desempeña un papel clave como parámetro de calibración térmica, ya que permite validar los resultados del modelado al comparar los valores simulados con los medidos experimentalmente, garantizando que la evolución térmica y cinética representada sea coherente con la historia geológica real del sistema.

De esta manera, la pirólisis no solo proporciona una caracterización geoquímica integral, sino que también permite describir cuantitativamente el comportamiento térmico del kerógeno dentro del contexto evolutivo de una cuenca sedimentaria.

Conclusiones

• El carbón, además de su valor histórico como fuente de energía, representa una roca sedimentaria de origen orgánico con un alto potencial generativo de gas metano, conocido como coalbed methane (CBM). Este gas, considerado una forma de gas natural, adquiere relevancia estratégica dentro del marco de la transición energética por su capacidad de contribuir a un suministro más limpio y sostenible.
• La comprensión de los procesos que controlan la generación de gas en el carbón requiere analizar la cinética de transformación del kerógeno. Las técnicas de pirólisis, permiten determinar los parámetros cinéticos que describen su comportamiento, mientras que la calibración mediante reflectancia de vitrinita proporciona una estimación confiable del grado de maduración alcanzado.
• El comportamiento cinético del kerógeno puede variar en función de factores como la edad, el tipo de materia orgánica y el ambiente de depósito, lo que influye en la generación de hidrocarburos. Por ello, la precisión con la que los modelos cinéticos reflejan estas diferencias resulta determinante para determinar el potencial gasífero del carbón.
• La integración de modelos cinéticos calibrados dentro del modelado de cuencas constituye, una herramienta esencial para realizar estimaciones cuantitativas más confiables del gas asociado al carbón y optimizar su aprovechamiento como recurso energético.

Referencias

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• ¹Centro de Estudios e Investigaciones Interdisciplinarias, Universidad Autónoma de Coahuila, Centro Cultural 2° piso. Ciudad Universitaria. Carretera México km 13. C.P., 25350, Arteaga, Coahuila, México.
• ²Centro de Investigación en Geociencias Aplicadas, Universidad Autónoma de Coahuila, Boulevard Simón Bolívar 303 A, Independencia, Nueva Rosita 26800, Coahuila, México.

Autor de correspondencia: Garza-Cavazos, D. M. dianagarzacavazos@uadec.edu.mx

Por: Sergio Bazán Barrón y Sergio D. Bazán Perkins 

Principales métodos de extracción minera

• A.- Método por minería a cielo abierto: Para su extracción es necesario remover gran cantidad de roca y suelo para acceder a los minerales de tierras raras.
• B.- Por extracción subterránea: Se emplea en algunos yacimientos profundos, aunque no es método común. Generalmente se aplica para obtener tierras raras como subproducto de otros minerales.
• C.- La extracción con solventes: Se usa para separar los elementos de tierras raras de la roca, mediante procesos químicos.

El dato de mayor importancia para considerar viable explotar un yacimiento, radica en conocer el porcentaje o ley media de tierras raras, comparado con el tonelaje total del recurso de reservas existente. Asimismo, establecer el método más adecuado de explotación, de acuerdo con las características litológicas de distribución y de concentración de las tierras raras, mediante análisis químicos y geológicos de detalle. Previamente y durante la extracción de los acarreos, evitar provocar impactos ambientales significativos, como la erosión del suelo y la contaminación del agua.

Desde que se tiene conocimiento del descubrimiento de un yacimiento con tierras raras de importancia económica, toma un periodo de estudio entre 5 a 10 años, para el proceso de explotación minera. Existen cambios químicos en los diferentes tipos de yacimientos, con la abundancia de algunos elementos y la carencia de otros, para elevar los precios y demanda en el mercado. Se considera que México hacia 2032, podrá participar con sus yacimientos en la contienda del mercado de las tierras raras, si cuenta con la capacidad tecnológica y el capital disponible, conforme a las leyes que se emitan para el efecto. 

La Refinación de Tierras Raras: una tarea bastante compleja

Una vez extraídos, los minerales ricos en tierras raras deben ser purificados mediante procesos químicos especializados. El refinamiento es extremadamente complicado debido a que las tierras raras tienen propiedades químicas similares, lo que dificulta su separación. Los principales procesos utilizados para su purificación son:

1. Lixiviación ácida: Se utiliza ácido sulfúrico o clorhídrico para disolver las tierras raras y separarlas del mineral.
2. Extracción con solventes: Se aplican disolventes orgánicos para separar los diferentes elementos de TR a nivel molecular.
3. Intercambio iónico: Se emplean resinas que ayudan a separar los iones de tierras raras.

Impacto ambiental y desafíos de la industria

La minería de tierras raras genera enormes volúmenes de desechos y requiere una gran cantidad de agua y energía. Algunos de los principales problemas ambientales incluyen: Contaminación del agua: Los productos químicos utilizados pueden filtrarse en ríos y acuíferos. Producción de desechos radiactivos: Muchos minerales de tierras raras contienen torio y uranio. Alteración del ecosistema: La remoción de tierras y el uso de productos químicos afectan la biodiversidad. Estos impactos generan un intenso debate sobre la sostenibilidad de su producción y la búsqueda de alternativas más ecológicas.

Una historia impactante: el desastre ambiental de Baotou, en China

En la región de Baotou, China, se encuentra uno de los mayores yacimientos de tierras raras del mundo. Por tanto, China domina el mercado global de dichos elementos, pero este éxito ha tenido un alto costo ambiental.

En las minas de Baotou han creado un enorme lago de desechos tóxicos donde se han vertido residuos radiactivos durante décadas. Las poblaciones cercanas han reportado aumento de enfermedades respiratorias y problemas en la agricultura. El caso de Baotou evidencia los riesgos de una extracción inadecuada sin planificación ambiental.

Proyectos para reciclar las Tierras Raras

Dado el impacto ambiental de su extracción, el reciclaje de estos elementos se ha convertido en un tema de gran interés. Los imanes de neodimio en equipos electrónicos y motores eléctricos son una fuente importante de material reciclable. Sin embargo, el proceso de reciclaje es costoso y técnicamente complicado debido a la dificultad de separar las tierras raras de otros materiales.

Desarrollar una minería de Tierras Raras sustentable

Los investigadores buscan alternativas para reducir el impacto de esta industria. Algunas innovaciones incluyen: Nuevos métodos de extracción: Se desarrollan técnicas menos invasivas, como la biolixiviación. Se considera usar materiales sustitutos: Existen esfuerzos por descubrir alternativas a los imanes de tierras raras. Optimización del reciclaje: Mejorar las tecnologías de recuperación de estos elementos será clave para reducir la minería. A pesar de estos avances, la transición hacia una producción sostenible sigue siendo un gran reto.

Sin duda, estos serán los mayores desafíos que enfrentarán los países para extraer los minerales con tierras raras de yacimientos considerados viables para su explotación. Cada depósito o región, presenta diferentes condiciones geográficas y litoestratigráficas, en espesor, concentración, cantidad de capas mineralizadas, volumen de rocas por descapotar, así como el mayor o menor estado de erosión, que implica los acarreos de jales y la disponibilidad del agua y los eventuales efectos de la contaminación. Estas diferencias serán materia de viabilidad mediante los estudios sociales, geológicos y económicos que harán los técnicos responsables  para cada proyecto de explotación. 

Debido a que cada zona de operación minera exhibe variada información geológica para su viabilidad económica, se debe tener experiencia para explotar minerales con tierras raras. Es decir, se debe disponer de los datos sobre la dilución entre las zonas mineralizadas y la roca estéril. Por tanto, será procedente aplicar un factor global estimativo para el conjunto de yacimientos. Este factor consiste en considerar una parte de explotación económica, por otra de mil de roca estéril, con la expresión de 1/1000 de factibilidad, para evaluar el conjunto de regiones potenciales con TR.  

Donde se encuentran las Tierras Raras

Las TR no se encuentran en estado puro en la naturaleza, sino asociadas en solución sólida, en óxidos o silicatos, lo que dificulta su extracción y separación. El proceso de concentración de estos elementos es complejo y costoso, requieren métodos de extracción con disolventes orgánicos, mediante la separación magnética de altas temperaturas, superiores a los 1,000 °C. En la práctica, se complica valorar con precisión el tonelaje de mineral con tierras raras, si no se cuenta con experiencia.

El origen de las tierras raras en solución sólida de minerales detríticos, se presenta en los tipos siguientes: 1. Depósitos de hierro con TR. 2. Carbonatitas. 3.  Depósitos lateríticos. 4. Depósitos de placer. 5. Rocas ígneas alcalinas. 6. Vetas epitermales. Sin embargo, su importancia económica se relaciona a leyes altas, pero más que todo a la valoración de grandes tonelajes de mineral en reservas. Hasta esta colaboración informativa, Mexico contiene la mayoría de los tipos de yacimientos, excepto el 2. Carbonatitas y 3. Depósitos lateríticos.

Por lo general, se encuentran dentro de otros minerales, lo que hace difícil extraer las TR del mineral, para elevar los costos desde la extracción minera. La USGS (Servicio Geológico de los Estados Unidos) informa que los minerales de donde se obtienen las TR principales, son: bastnasita, monacita y loparita y las arcillas de adsorción de iones lateríticos.

La gran demanda tensa la oferta, con la creciente preocupación de ocasionar la escasez de los elementos de TR. Desde 2009 la demanda mundial de TR, superó el suministro de 40,000 t/M anuales, para incrementar su consumo. Esto, al usar TR en las tecnologías de punta, aunado con la innovación de nuevos productos en desarrollo. Los nuevos instrumentos necesitan más TR para los equipos de alta tecnología como los teléfonos inteligentes, vehículos eléctricos, ventiladores de alta potencia, cámaras digitales, piezas de computadoras, semiconductores, etc. Además, los elementos de TR, se requieren con más frecuencia en industrias tecnológicas de las energías renovables, equipos militares, fabricación de vidrios y metalurgia, satélites, misiles, aeronaves, drones y radares,  como sigue: 

Usos y Aplicaciones de Tierras Raras

• Lantano (La) – Usado en baterías y vidrios ópticos.
• Cerio (Ce) – Empleado en catalizadores y pulido de vidrio.
• Praseodimio (Pr) – Clave en imanes de alto rendimiento.
• Neodimio (Nd) – Fundamental en turbinas eólicas y motores eléctricos.
• Prometió (Pm) – Utilizado en baterías nucleares.
• Samario (Sm) – Componente de imanes y láseres.
• Europio (Eu) – Esencial en pantallas LED y fluorescentes.
• Gadolinio (Gd) – Usado en resonancia magnética y materiales superconductores.
• Terbio (Tb) – Presente en pantallas de bajo consumo y sensores.
• Disprosio (Dy) – Mejora el rendimiento de imanes en altas temperaturas.
• Holmio (Ho) – Aplicado en láseres médicos y de corte industrial.
• Erbio (Er) – Empleado en fibras ópticas y aleaciones metálicas.
• Tulio (Tm) – Utilizado en dispositivos de rayos X portátiles.
• Iterbio (Yb) – Aplicado en láseres y electrónica.
• Lutecio (Lu) – Valioso en la detección de radiación y catálisis.
• Escandio (Sc) – Empleado en aleaciones ligeras y resistentes.
• Itrio (Y) – Utilizado para pantallas LED.
• Aplicación y usos de las Tierras Raras en porcentaje

Otros usos importantes de los elementos de TR se aplican en la producción de imanes de alto rendimiento, aleaciones, vidrios y productos electrónicos. El Ce y La son importantes como catalizadores, utilizados para refinar petróleo y como aditivos del diésel. El Nd es importante en la producción de imanes en tecnologías tradicionales y bajas en carbono. Los elementos de TR de esta categoría, se utilizan en los motores para vehículos híbridos y eléctricos; asimismo, para generar las turbinas eólicas, con unidades de disco duro en dispositivos electrónicos portátiles, micrófonos y altavoces.

Los elementos de Ce, La y Nd son importantes en la fabricación de aleaciones y en la producción de pilas de combustible y baterías del hidruro del metal níquel. El Ce, Ga y Nd son de gran utilidad en electrónica, para la producción de pantallas LCD y de plasma, fibra óptica, láser, así como en imágenes de utilidad médicas. Usos adicionales de elementos de TR, se aplican como trazadores en instrumentación médicas, para concentrar fertilizantes y en el tratamiento del agua.

Además, las TR se utilizan en la agricultura para aumentar el crecimiento de las plantas, la productividad y la resistencia al estrés, aparentemente sin efectos negativos para el consumo humano y animal, de fertilizantes enriquecidos como se práctica ampliamente en China. Además, en aditivos alimenticios para el ganado aumentan la producción, con animales más grandes, como de los huevos y de los derivados lácteos. Sin embargo, esta práctica complica la bioacumulación de los elementos de TR, dentro del ganado que impacta en el crecimiento de vegetación y algas en las áreas agrícolas. Si bien, no se observan efectos nocivos por las bajas concentraciones actuales, a largo plazo y con la acumulación del tiempo aún se desconoce, si ocasionarán posibles resultados negativos.    

Prevención ambiental sobre la explotación de Tierras Raras

Las medidas preventivas que se deben tomar para la explotación de las TR, en su acarreo, concentración, metalurgia y la refinación se generalizan, sin explicar las adecuaciones para cada una de sus fases del proceso. A nivel global se tiene escaso conocimiento y experiencia del alcance tóxico que representa la extracción de las TR, debido a que los elementos se encuentran asociadas al titanio, minerales radiactivos del torio y uranio, que en la práctica del mineo y su concentración elemental, contaminan con polvos el aire, los suelos, arroyos y el agua extraída de pozos de uso doméstico. 

Las medidas de prevención, higiene y salud ambiental provienen más bien de grupos de la sociedad civil y plataformas de carácter informativo hacia la población en general, que ilustran los peligros nocivos y tóxicos de la explotación de TR con obras mineras a cielo abierto. Expresa la problemática de los procesos que generan la extracción y hasta su refinado, según publicadas por: Día Mundial de la Tierra (2024); Tierras Raras (2015); Penke, Michel y  Deutsche Welle (2021); Plataforma Si a la Tierra Viva (2024);  Keith R. Long; Bradley S. Van Gosen; Nora K. Foley; Daniel Cordier (2018).- Ecoactivismo.com (2025); Tierras raras (2015); Tierras raras (2019);  tierrasraras.org.info@gmail.com. (2025), en páginas de internet.

La naturaleza rara vez se equivoca y la contaminación no es la excepción, con la extracción de tierras raras contenidas en los minerales del planeta. Si bien, sirven para múltiples usos y aplicaciones, sus procesos de concentración son tóxicos que deben prevenirse en cualquier proyecto. Este concepto no debe soslayarse para cualquier concesión, aunque implique justificar resolver el avance de las ciencias y tecnología. Importa más preservar el medio ambiente y la salud humana de la población en general y de los trabajadores que intervienen, que las grandes utilidades económicas que representan su explotación.

Los elementos de TR se encuentran en la corteza en concentraciones muy bajas para ocasionar daños ambientales. Próximo a los sitios mineros e industriales, las concentraciones pueden aumentar muchas veces el nivel del fondo normal. Una vez en el medio ambiente, las TR al explotarse, pueden filtrarse en el suelo, desde su arrastre del yacimiento, con la erosión, la intemperie, el pH, en la precipitación del agua subterránea, o bien como partículas del propio suelo. La problemática se debe más bien a las sustancias químicas aciduladas que se aplican en la separación de la tierras raras, que a los minerales que las contienen

Los efectos, dependen de la biodisponibilidad de las TR al ser absorbidos por las plantas y después consumidos por humanos y animales, durante la aplicación de fertilizantes, enriquecidos con fósforo. También al ser depositados alrededor de las plantas.  Esto, debido a que utilizan ácidos fuertes durante el proceso de extracción de TR que después se filtran al medio ambiente, al ser transportados a través de cuerpos de agua y provocar la acidificación de los medios acuáticos. En la minería las TR contaminan el ambiente por el óxido de cerio (CeO2), producido durante la combustión del gasóleo que se libera con partículas y contribuye a contaminar el suelo y agua, con gran cantidad de polvo transportado por el aire.

La minería, la metalurgia, el refinado y reciclaje de TR, tienen graves consecuencias ambientales si no se gestiona su manejo adecuadamente. Un peligro potencial son los minerales radiactivos del torio y uranio asociados con los elementos de TR. La manipulación inadecuada de estas sustancias puede provocar daños considerables, cuando no se toman medidas de higiene y se desprotege a los recursos humanos en compañías de minería comúnmente pequeñas y rurales, con gran liberación de desechos tóxicos en el suelo, aire y en el consumo del agua. 

Se debe considerar que los compuestos de titanio al depositarse en el suelo y con el agua, permanecen en los sedimentos por largo tiempo. El tetracloruro de titanio es muy tóxico para quien trabaja en la industria que utiliza el mineral. Es bastante irritante a los ojos, la piel, membranas mucosas. Respirar grandes cantidades puede causar serios daños a los pulmones. La inhalación del polvo puede causar tirantez y dolor en el pecho, con tos, al dificultar respirar. Las vías de entrada son por inhalación, contacto con la piel y los ojos, que en forma líquida puede causar quemaduras. Un estudio realizado en 2009  por el Centro del Cáncer Jonsson, reveló que el Dióxido de Titanio (TiO2) ataca el ADN, presente en todo medicamento al afectar la fertilidad, para resultar abortivo y teratogénico. 

Las partículas de TiO2 rompen el ADN y causan daño cromosómico, inflamación, aumenta los riesgos al cáncer; se acumulan en diferentes órganos debido a que el cuerpo no tiene ninguna manera de eliminarlos. Son tan pequeños que pueden ir a cualquier parte del cuerpo, incluso a través de las células, que interfieren mediante mecanismos subcelulares. Vagan por todo el cuerpo causando estrés oxidativo que puede conducir a la muerte celular, con mecanismos de toxicidad de reacción físico y química. Algunas personas pueden ser más sensibles que otras a la exposición de partículas, al causar algunos cánceres espontáneos de los que no encuentran aparente explicación. Sin embargo, como ya se advierte, forman parte de muchos productos, cosméticos y alimenticios. 

Se concluye que debe protegerse la naturaleza de cualquier contaminación ambiental, con la información expresada sobre las TR, contenidas en los minerales cuando se hace su evaluación química, la extracción, los acarreos para la concentración metalúrgica y su refinación. Los múltiples usos y aplicaciones de las TR, a los que estamos inmersos, representan los grandes avances de las ciencias y tecnologías. No obstante, el interés económico que conlleva su consumo en tecnologías de punta, la primera acción a considerar será la seguridad ambiental del área de trabajo y los recursos humanos que intervienen en su producción.

Estratigrafía y tectónica de yacimientos de tierras raras

Los depósitos de elementos de tierras raras de Oaxaca, Chiapas, Guanajuato, Jalisco, Tamaulipas y Sonora se identifican por su elevada radiactividad que exhiben del fondo, en ambientes sedimentarios, ígneos y de rocas metamórficas. Se reconocen al yacer sobre discordancias tectónicas, gradual, paralelas y angular de secuencias litoestratigráficas, al generar mayor enriquecimiento. Se distribuyen en secuencias litológicas que se extienden por cientos de kilómetros, asociadas con minerales refractarios de torio y uranio diseminados en solución sólida. El potencial   como reservas económicas se desconoce por lo costoso que resulta la explotación, como los procesos de concentración, refinación y purificación. Sin embargo, tratándose de elementos de TR y su demanda global actual, son materia de estudio para su eventual exploración, extracción, la metalurgia y refinación.

Para el análisis y la reconstrucción litoestratigráfica se parte de los antecedentes de importantes estudios de rocas del Precámbrico y Fanerozoico por: Buelna, R. R., et. al. (1896),  Felix, J. y Lenk. H. (1891), Aguilera, J. G. y Ordoñez, E. (1893), Aguilera J. G. (1896), Bose, E. (1906), Burckhard, C. y Scalia, S (1905), Ordoñez E. (1906), Hijar, G. (1905), Sapper, Karl, (1896), Flores, T. (1909), Villarello, J. (1909), Witch, E. (1909), Capilla, Alberto (1910), Waitz, P. (1912), que en condiciones adversas, describen las rocas metamórficas de Chiapas, Oaxaca, Puebla, Guerrero, Guanajuato y Sonora. Si bien, no establecen la sucesión en el tiempo y espacio, observan su carácter litológico y la intensidad metamórfica con avanzadas ideas de su tiempo. De plano ignoradas, en todas las Cartas Geológicas a Escala 1: 2,000,000 publicadas, como si no existieran, cuando representan las 9/10 de la historia de la corteza. Las ideas y descripciones sustentadas son las bases de la Geología de México, por aquellos esforzados investigadores, sin llegar a superar sus observaciones de campo. 

La primera aportación para explorar el uranio en Mexico, se debe al distinguido geólogo y asesor de Pemex, Álvarez Jr. Manuel, (1958), quien describe las características y asociaciones geoquímicas de los principales depósitos de uranio descubiertos en los continentes, como guía para investigarlos en el país. En efecto, Álvarez Jr. M. (1949) establece las unidades tectónicas de la República Mexicana, que constituyen las regiones geológicas de importancia económica para explorar los yacimientos de hidrocarburos. El autor definía las estructuras en macizos, cuencas, plataformas, geosinclinales y orógenos plegados, que vinculan explorar cualquier tipo de mineral en secuencias de rocas, para los energéticos del uranio y torio como de las tierras raras, materia de investigación del presente trabajo.

De gran importancia tectónica sobre la distribución litoestratigráfica y potencialidad de yacimientos de tierras raras, representa la Faja Estructural Oaxaqueña de edad grenvilliana del Mesoproterozoico, postulada por Fries, Carl, Jr. y E. Schmitter (1962), Esta estructura aflora fraccionada en Chiapas, después orientada Norte-Sur, desde, Oaxaca, Puebla, Guanajuato, Hidalgo y hasta Tamaulipas con toda la secuencia del Precámbrico, constituida por siete supergrupos. Su afloramiento, se debe al colosal levantamiento continental de la Orogenia Mexicana Laramide, ocasionada por el evento de subducción marina hacia el poniente, desde la trinchera de Chicontepec-Playa Vicente-Palenque, documentada por Bazán Barrón, S. (1990) y Bazán-Perkin y Bazán (2014).  La fuerza motriz se origina al occidente por la apertura oceánica Meso-Atlántica de la dorsal Mid-Atlantic Ridge, desde el Cretácico Medio, en subducción bajo la Orogenia Mexicana y otra singenética, bajo la Sierra Madre Occidental, de tipo cordillerano, en subducción al poniente mediante la trinchera Chilpancingo-Bavispe, que se extiende del Istmo de Tehuantepec, más allá de Arizona.

Para comprender el proceso de concentración de las Tierra Raras tanto en los “iron formation” del Grupo Valdeflores, parte superior del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico, como del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca del Mesoproterozoico, se hace necesario describir la sucesión litoestratigráfica del Precámbrico consistente en siete supergrupos. Esto implica destacar la gran influencia tectónica que tiene el Escudo Arqueano de México y Las Antillas para el depósito de las concentraciones mineralógicas en la corteza del Fanerozoico, a partir de los yacimientos de Tierras Raras del Precámbrico.  Figs. 3, 4 y 5.

Así pues, dentro de la Faja Estructural Oaxaqueña del Mesoproterozoico, se reconocen 6 depósitos con minerales de titanio que yacen en discordancia tectónica, sobre los paragneis del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico. Se distribuyen desde las fallas transformes de Polochic-Motahua hasta la megashear de Monterrey-Sonora, para una provincia de titanio de unos 1,200 km, hacia la parte basal del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca del Mesoproterozoico. Entre los principales, destaca la mina de titanio-rutilo La Libertad-Cristina, Acacoyagua, Chiapas, próxima a las fallas de la placa del Caribe, relacionada con rocas graníticas del Paleozoico, que afectan paragneis del Subgrupo Tenexpan del Mesoproterozoico.  Asimismo, se describe como modelo el yacimiento de Huitzo-Etla, Telixtlahuaca, con mayores estudios y para advertir, que los demás yacimientos de Oaxaca, Chiapas, Guanajuato y Tamaulipas guardan estrecha analogía genética en tiempo y espacio para explorar las tierras raras. Por tanto, se describe la sucesión litoestratigráfica de los yacimientos por TR documentada por Bazán (1982, 1984, 1985, 1987, 1992), así como por Bazán-Perkins y Bazán (1984, 1986, 1989, 2011, 2016, 2019, 2020), de la Faja Estructural Oaxaqueña, como antecedente de interés metalogénico. Fig. 6.

El yacimiento de Huitzo-Etla, Telixtlahuaca, se ubica al noroccidente del Valle de Oaxaca, estudiado por Schmitter-Villada (1970), consiste de una sucesión de paragneis con bandas cuarzo feldespáticas de hornblenda y biotita de color verde-gris oscuro con ilmenita, rutilo, magnetita, apatito y nelsonitas. Alternan con bandas cuarzo feldespáticas y calcosilicatos magnesianos de color crema claro y material pelítico. El enriquecimiento hidrotermal del titanio se asocia con apófisis del batolito granítico de biotita y hornblenda de Huitzo-Etla, del Paleozoico que intrusa al Subgrupo Tenexpan del Mesoproterozoico. Hacia el Valle de Oaxaca, se puede apreciar el proceso de anatéxis líquido gaseosa que asimiló los paragneis del Subgrupo Tenexpan para generar un extenso plutonismo de anortositas paleozoicas. Se considera que la anatéxis afectó la sucesión del Grupo Oaxaca basal y las facies del Subgrupo Tenexpan y Subgrupo La Unión, parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca del Mesoproterozoico. Estos, forman una sucesión de gabros, basaltos alcalinos, plataformas marinas y areniscas litorales de playas que definen una cuña clástica, durante el evento subducción marina en dirección oriente, del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico. 

Dentro del arco del Supergrupo Telixtlahuaca de la Faja Estructural Oaxaqueña,   destaca por su riqueza la mina de titanio-rutilo La Libertada-Cristina, Acacoyagua, Chiapas, próxima a las fallas Polochic-Motahua de la placa Caribeña, que implica varias intrusiones plutónicas del Paleozoico. Otro importante yacimiento estudiado por Paulson, E. G. (1962) lo constituye la mina de Pluma-Hidalgo, Oaxaca, al norte de Pochutla, emplazados por anortositas alcalinas, con plagioclasas de andesina, antipertitas, entre 20-30% de cuarzo, cristales de rutilo, ilmenita y apatita, diseminados en forma lenticular. 

La génesis parte de los extensos placeres de plataformas marinas y litorales del Subgrupo Tenexpan del Mesoproterozoico que contenían ilmenita, rutilo, brookita, esfena, apatita en una matriz cuarzofeldespática, enriquecidos durante la expansión oceánica del Grupo Oaxaca. Las nelsonitas en Huitzo-Etla, siguen el bandeamiento de la foliación del paragneis alterado, en contenidos entre 0.52% a 4.82% de P2O5 y de 8.20% a 36.10% de TiO2. En tanto, que el Gneis Novillo, sobre el Cañón de la Peregrina, próximo al rancho El Asbesto y sobre el arroyo de los Alamos, afloran secuencias del Grupo Oaxaca y del Subgrupo Tenexpan, con nelsonitas tabulares que reportan: TIO2 – 29.46%; FeO – 32.75%; P2O5 – 17.64%. Las nelsonitas siguen los estratos foliados del paragneis, asociadas con eventos plutónicos de anortositas alcalinas paleozoicas, que intrusionan al arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca, para probar la extensión del arco de Telixtlahuaca por unos 1200 km, a lo largo del territorio. 

Por otra parte, se analiza la génesis de otro tipo de depósitos de TR que ocurren en las secuencias de “iron formation”, tipo BIF Superior, de los grupos Valdeflores y Coyotlllo, de la cima del Geosinclinal de El Rosario, del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico, distribuidos en los estados Oaxaca y Sonora respectivamente. Su importancia radica por la gran radioactividad emitida con alto contenido de torio en minerales refractarios, asociados con la magnetita, torita, apatito, monacita y circón, asociados con el hierro y la sílice.  Si bien, las secuencia de los “iron formation” se presentan muy erosionadas por discordancias tectónicas, todos los yacimientos de hierro de Oaxaca, Michoacán, Jalisco, Colima, Sinaloa, Sonora y Chihuahua se deben a concentraciones sedimentarias del Cretácico Inferior, dejadas durante la expansión oceánica del Geosinclinal Mexicano, con minerales refractarios que contienen al torio asociado con apatita rica en tierras raras. En tal sentido, se establece que las concentraciones de magnetita en secuencias del Cretácico Inferior tienen su origen por la erosión de los “iron formation”, del Grupo Valdeflores, del Supergrupo Zimatlán del Geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico.  Fig. 6.   

Por tanto, se considera que para explotar por tierras raras un yacimiento como los mencionados, se requieren grandes millones de rocas potenciales para su extracción económica. Para un prospecto de importancia económica se estima que aquellos yacimientos que contienen entre 6% a 8% de minerales con elementos de tierras raras, o sea de 60kg a 80kg de minerales con TR por TM, se requieren unos 50 millones de reservas explotables a cielo abierto. Para su extracción y transporte, deben ser descapotados a cielo abierto con gran volumen del terreno superficial, para exponer la parte económica. Si los minerales con tierras raras rebasan del 8% al 10% del yacimiento, el recurso explotable puede ser menor de unos 30 millones de toneladas. Se tienen datos como en China, que algunos depósitos alcanzan hasta 35% de minerales con TR, con gran tonelaje para su proceso metalúrgico. Por fortuna, los yacimientos de Oaxaca, Chiapas, Guanajuato, Jalisco, Tamaulipas y Sonora afloran y son accesibles para levantar la geología de detalle, su distribución y los contenidos químicos para su eventual evaluación minera de explotación. 

Hasta la fecha de estas notas, no se disponen las leyes en % sobre los contenidos de TR en promedio, de los yacimientos que se describen. Conocer estos datos tomará algunos años de estudio, basado en la geología de detalle y multiples muestreos químicos para una explotación selectiva, sobre la distribución de la mineralización y su control litoestratigráfico. Este será en principio, el principal objetivo a realizar para determinar las reservas de TR por explotar para cada zona prospectiva en estudio, que implicará disponer de grandes recursos económicos.

Es importante considerar durante la explotación, los diversos acarreos del mineral para la concentración de tierras raras, tomar todas las medidas higiénicas de salud para evitar polvos, contaminación de suelo y del agua, que implican desechos tóxicos, radiactivos y de gases en el ambiente. La experiencia estima que para obtener una tonelada de tierras raras producirá alrededor de 9.000 a 12.000 metros cúbicos de gases y gran cantidad de polvos concentrados. Se debe evitar que los ríos puedan contaminarse con ácidos sulfúrico, dióxido de azufre y ácido fluorhídrico, restos radioactivos, además dejarán en jales más de 75,000 litros de agua acidificada, altamente tóxica, para trabajadores y poblaciones vecinas.   

Los yacimientos de tierras raras en Oaxaca

1. Región de la Sierra de Vigallo y Cerro Viejo, Zimatlán    

El área tipo se ubica unos 40 km al Sureste de Oaxaca, comunicada por la carretera que se dirige a la Ciudad de Zimatlán, como a los poblados aledaños de Vigallo, Ayoquezco, Valdeflores y El Trapiche. Fue reconocida por primera vez por Hijar, G. (1905) y Capilla, A. (1910) por la presencia de oro sedimentario del Precámbrico, en la secuencia de la Sierra de Vigallo y Cerro Viejo. Posteriormente Bazán Barrón, S. (1982-1984), identifica un evento de subducción del Mesoproterozoico en el área de San Andrés Nuxiño-La Herradura, así como placeres de oro del Paleoproterozoico en el Cerro Viejo, de la secuencia litoestratigráfica de la Faja Estructural Oaxaqueña, Mixteca Alta, Oaxaca. Fig. 7.

Con estas relaciones estratigráficas y tectónicas, Bazán Perkins y Bazán (2004-2006) definen la potente sucesión del Geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico, integrado por los grupos El Trapiche basal y Valdeflores en la cima, que yacen en discordancia oblicua sobre el Supergrupo Pápalo del Arqueano del oriente de México, muy erosionados, debido a las aperturas oceánicas de los geosinclinales Acatlano, Oaxaqueño y Mexicano que implican al rifting del Mar de Thetys, durante el Mesozoico. Los desgastes erosivos destruyeron gran parte de “iron formation” del Grupo Valdeflores, dejando escasos testigos de su existencia, para cubrir una superficie de unos 8000 km², con crestones muy dispersos. Fig. 8.

Por tanto, el análisis geológico-económico se enfoca a los grupos El Trapiche y Valdeflores, ambos integrantes del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico (3600-1800 Ma.), distribuidos en la potente secuencia de la Sierra de Vigallo, al poniente de la Ciudad de Zimatlán, Oaxaca. La presencia de tierras raras comprende la parte basal de los “iron formation” del Grupo Valdeflores, en contacto gradual paralelo con el Grupo El Trapiche del Supergrupo Zimatlán del Geosinclinal de El Rosario, del Paleoproterozoico, documentado por Bazán (1982, 1984, 1985 y 1987), que vincula también al Grupo Coyotillo del estado de Sonora.   

El área tipo del Cerro Viejo y la Sierra de Vigallo, se ubica entre los 5 y 10 km al SW de la Ciudad de Zimatlán, Oaxaca, de donde toma su nombre de Supergrupo Zimatlán. Consiste de una potente secuencia de paragneis de los grupos El Trapiche basal y Valdeflores asignados al Paleoproterozoico. Su límite inferior comprende una discordancia angular erosionada sobre el Supergrupo Pápalo del Arqueano, expuesta entre 3 a 20 km, al Norte de la Ciudad de Oaxaca, a través del arroyo San Agustín-Vista Hermosa que drena al Valle de Oaxaca. Por tanto, el Supergrupo Zimatlán comprende una potente sucesión detrítica muy erosionada de más de 12 km de potencia. Su depósito se inicia por conglomerados basales de cuarzo y de paragneis anfibolítico de hornblenda y biotita, de color verde oscuro de grauvacas, alternantes con bandas cuarzofeldespáticas delgadas de tono blanco de cuarcitas y feldespatos, metamorfoseados en las facies de anfibolita. Fig. 6. 

Los paragneis del Supergrupo Zimatlán derivan de la erosión directa del arco insular del Supergrupo Pápalo del Arqueano, según referencias de Bazán Barrón S, y Bazán Perkins, S. D. (2004, 2006, 2011, 2014, 2016, 2019, 2020, 2021, 2022, 2023) que expresan la gran discordancia oblicua por erosión desde los 3800 Ma, para originar el depósito hacia el occidente, del Geosinclinal de El Rosario, del Paleoproterozoico. Por tanto, el Supergrupo Zimatlán, se integra por el Grupo El Trapiche basal y al Grupo Valdeflores en la cima, afectados por una profunda discordancia tectónica durante el Mesoproterozoico, por la dorsal de El Ocotito, para cubrir ambos grupos todo el territorio de México. Fig. 9 y 10.

La discordancia tectónica del límite superior del Grupo Valdeflores, se debe a la apertura oceánica de la dorsal de El Ocotito que originó los yacimientos de sulfuros masivos vulcanosedimentarios de la mina La Dicha, Guerrero, estudiada por Klesse, Elmar (1968-1970). Esta discordancia tectónica, a su vez, constituye la parte basal y límite inferior del Supergrupo Acatlán, del Mesoproterozoico, para la potente secuencia de más de 8 km de esquistos y migmatitas, documentada por Bazán Perkins y Bazán Barrón (1982, 1984, 2006, 2008, 2011, 2014, 2016, 2019, 2020, 2021) en el área tipo de Ixcuinatoyac para el yacimiento La Dicha. La génesis mineralógica consiste de sulfuros masivos vulcano sedimentarios de cobre, zinc, plomo, oro y plata entre otros más, plegados Norte-Sur de unos 4 km, que aparecen abortados al poniente por un evento de subducción. Fig. 11.

La dorsal de El Ocotito, consiste de un enjambre de diques Norte-Sur emplazados en los paragneis del Grupo El Trapiche, parte basal del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico. Por tanto, la dorsal comprende la parte basal y límite inferior de la potente secuencia del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico, estudiada por Weber, Bodo et. al. (1997), del Sistema Cordillerano Occidental, hacia los 1800 Ma. Para el territorio de México, representa la prolongación meridional del Belt Purcell Supergroup del oriente de Canadá y de los Estado Unidos de América.

El Grupo El Trapiche basal se caracteriza por la presencia sedimentaria y epigenética del uranio-oro-arsenopiritas en medios reductores, asociados con la materia carbonosa “thucholite”, documentados a nivel global por Roberson D. S. (1974) y Pretorius D. A. (1981). Las potentes secuencias del Geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico, consisten de conglomerados y areniscas cuarzo feldespáticas, de hornblenda y de biotita, de colores verde y crema en un proceso geoquímico global. El nivel litoestratigráfico con los “iron formation” del Grupo Valdeflores, implica el gran cambio litológico hacia los 2700 Ma, para constituir una llave de tiempo metalogénica global, en todos los cratones marginales a los escudos del Arqueano, según análisis geoquímico de Rutten M. G. (1972).  Esto es, con el Supergrupo Pápalo de la Sierra de Juárez del Escudo Arqueano Mexicano al oriente y el Geosinclinal de El Rosario al occidente, como se identifican en el área tipo del Cerro Viejo y la Sierra de Vigallo al poniente, para el área tipo del Supergrupo Zimatlán, Oaxaca. Figs. 3, 4, 5, 12.

El cambio litológico gradual y paralelo del Grupo El Trapiche con los “iron formation” del Grupo Valdeflores y del Grupo Coyotillo, significa la “Gran Explosión del Oxígeno”, hacia el nivel de 2700 Ma. Básicamente, en las secuencias de Oaxaca y Sonora se reconocen las 4 facies descritas por James, H. L. (1954) para la sucesión y distribución lateral de los depósitos del hierro bandado tipo Superior, como sigue: 1,- Hacia la Sierra de Juárez se tienen los silicatos, con las jaspilítas. 2.-, Más al occidente, se distribuyen los óxidos hematiferos del área tipo de Valdeflores, de la Sierra de Vigallo-Cerro Viejo. 3.- Para el área de San Miguel Peras-Santa María Peñoles, se tienen depósitos de sulfuros y 4.- En el Grupo Coyotillo del área de Santa Ana, Sonora, las sucesiones son esencialmente de carbonatos. La mineralogía más profunda, consiste de greenalita, minnesotaita, stilpnomelano, clorita, apatita, pirita, magnetita y grafito. El espesor máximo pudo ser hasta de 1200 m de potencia, en las partes profundas, que corresponden a los depósitos números 2 y 3.  Fig. 13.

Las formaciones de hierro bandeado tipo Superior (BIF, Banded Iron Formation) comprende rocas sedimentarias de origen bioquímico bacterial, con contenidos hasta un 15% de hierro (Fe), en estructura bandeada alternante con cuarzo.​ El hierro aparece en  óxidos, normalmente  magnetita   (Fe3O4) y con hematita (Fe2O3), abundante apatito, con restos orgánicos de grafito cristalino, en facies de carbonatos y de sulfuros, sin relación con actividad volcánica.​ Las bandas alternan en colores café rojizo y blanco, milimétricas con varios metros de gran extensión. Las secuencias ferríferas​ aparecen en el registro geológico desde los 2,700 millones de años, relacionadas con el incremento del ozono en la atmósfera y precipitados en medios lagunares y marinos globalmente sincrónicos. 

Los yacimientos ferríferos con tierras raras en estudio, ocurren en la parte basal del Grupo Valdeflores, al cubrir la cima de la Sierra de Vigallo, para extenderse a la secuencia aflorante del Cerro Viejo, Sierra de Juárez y San Miguel Alóapam, Ayoquezco, San Miguel Peras, Santa María Peñoles, San Juan Monte Flor, entre otras localidades. La problemática es que aparecen muy dispersos en superficie de unos 8000 km2, donde el área de mayor interés pudiera ser la Sierra de Juárez, de San Miguel Aloapan, aunque con alta milonitización por la subducción al poniente del Macizo de Los Tuxtlas, desde la trinchera de Playa Vicente, Veracruz. 

Por cuanto al potencial por investigar de tierras raras, se limitan a unos 40 millones de t/M de “Iron formation” del Grupo Valdeflores que se presentan como residuos hematiferos muy radiactivos, del torio y uranio, en la cima de la Sierra de Vigallo y Cerro Viejo, al poniente de Zimatlán. Los “iron formation” sobreyacen en discordancia gradual sucesiva, a los paragneis cuarzofeldespáticos de color crema del Grupo El Trapiche del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico, para constituir la parte intermedia del Geosinclinal de El Rosario. Su importancia radica en que el Grupo El Trapiche como el Valdeflores, reportan oro diseminado en contenidos de 1 a 2 gr/t, difícil de extraer por el metamorfismo en las facies de anfibolita y granulita, ocasionado por el arco volcánico del Subgrupo Vigallo, en subducción marina al poniente.

Respecto al contenido de tierras raras en los “iron formation” del Grupo Valdeflores se realizaron multiples muestreos de todos sus afloramientos, debido a la elevada radiactividad en sus diferentes facies de su depósito. Los minerales corresponden al cuarzo, hematita, andesina, ortoclasa, albita, ankerita, siderita, magnetita, biotita, apatita, sillimanita, stilpnomelano, granate, circón, rutilo, sericita, con textura de paragneis en facies de anfibolita y esquistosa milonitizada. La fuente radiactiva se considera de la aparente abundancia de la apatita y circón, por la presencia del torio en solución sólida en los minerales detritos refractarios, distribuidos en las bandas de cuarzo que alterna con las de hematita.    

La descripción litoestratigráfica del área tipo de la Sierra de Vigallo y Cerro Viejo para explorar las tierras raras, implica el gran cambio litológico global entre los grupos El Trapiche con el Valdeflores. Representa una localidad única y modelo a nivel mundial que expone el contacto gradual paralelo, con los “iron formation”, tipo BIF Superior. Es notable hacia la cima del Grupo El Trapiche, como los ferromagnesiano, micas y la hornblenda de plano desaparecen por disolución en forma paulatina, por la gran explosión del oxígeno en el agua y atmósfera. Este cambio litológico del contacto basal con los “iron formation” del Grupo Valdeflores, acontece al nivel global de 2700 Ma, con manifiesta alta radiactividad por el torio, en apatita, euxenita, monacita, xenotima, magnetita, esfena, circón, entre otros.  

2. El Supergrupo Telixtlahuaca, del Mesoproterozoico (1550-1000 Ma.) 

El arco volcánico sedimentario del Supergrupo Telixtlahuaca, se debe a la subducción del Supergrupo Acatlán hacia el oriente, en los ~1,600 Ma, que genero el rift de apertura oceánica (back-arc spreading), de la Faja Estructural Oaxaqueña. Este evento generó la dorsal del ortogneis máfico y las migmatitas alcalinas del área tipo El Catrín, del Grupo Oaxaca, como parte basal del arco volcánico de Supergrupo Telixtlahuaca. La apertura oceánica se inicia al nivel de unos 1550 Ma, durante el Mesoproterozoico, hacia la parte oriental del rifting, mientras que al poniente se desarrollaban las facies del Subgrupo Tenexpan de naturaleza sedimentaria, consistente de una plataforma carbonatada marina y cuña clástica litoral alternante. Finaliza la secuencia con una sucesión volcánica marina de andesitas, dacitas y riolitas alcalinas, con pillow lavas del Subgrupo La Unión.  Fig. 14 y 15.

Las tres unidades vulcanosedimentarias presentan discordancias oscilatorias entre sí, debido a transgresiones y regresiones marinas durante su depósito. Esto es, para una corteza volcánica gábrica alcalina que se expandía entre bloques de más 600 m del Paleoproterozoico, según la secuencia litoestratigráfica descrita por Bazán (1982, 1984, 1985, 1987, 1992) y Bazán-Perkins y Bazán (1994, 2011), para la sucesión del Precámbrico. El trend estructural se extiende desde el Municipio de Nochixtlan por 190 km, con rumbo de NW15°SE hasta Puerto Ángel de la costa del Pacifico.  Fig. 7.

El área tipo del Grupo Oaxaca aflora sobre la carretera Huitzo-La Herradura, cubierta por la secuencia de la Nappa de la Carbonera, en la localidad tipo El Catrín, a 9 km de Huitzo, al poniente de Telixtlahuaca. Comprende una sucesión volcánica alcalina de ortogneis compactos, algo densos de color negro-gris, con escasas bandas blancas, en un mosaico de textura granoblástica y lepidoblástica básica, de cuarzo, andesina, oligoclasa, microclina, hornblenda, hiperstena, diópsido, magnetita, tremolita, sanidina, apatita, albita, cordierita, biotita, serpentinitas y hematita, de gabros y basaltos algo bandeados de color negro, verde grisáceos y pardo del regional metamorfismo. La sanidina define altas temperaturas de emisión de piroclásticos alcalinos y de baja presión. En cambio, la asociación de hiperstena-cordierita refiere hornfels de alto grado de piroclastos submarinos de carácter volcánico.

Los yacimientos de tierras raras de la región de Huitzo-Etla y Valle de Oaxaca, se enfoca a la descripción geológica, de la parte basal del Grupo Oaxaca, Subgrupo Tenexpan y Subgrupo La Unión de naturaleza alcalina, de gran importancia económica por su elevada radiactividad emitida por su alto contenido del torio y apatita. Las tres unidades exhiben espesores parciales de unos 850 m de potencia, muy erosionados hacia la parte norte, donde aflora la secuencia del Supergrupo Acatlán del Mesoproterozoico, estudiado por Aguilera, J. G. y Ordoñez, E. (1893), Aguilera J. G. (1896) y Salas G. P. (1949).  Sin embargo, hacia el Sur de Oaxaca y Chiapas, se extienden con mayores espesores hasta las fallas transformes de Polochic-Motahua de la Placa Caribeña, con importantes yacimientos de titanio y tierras raras.

De la propia sucesión litoestratigráfica del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca, se desprende que la expansión del fondo oceánico de la cuenca marina del Grupo Oaxaca siguió hasta el nivel de 1300 Ma, con dorsales hacia el oriente, mientras que al poniente se incrementaba el depósito del Subgrupo Tenexpan marino y continental, con espesor de más de 450 m. Esto implicaba una extensa plataforma marina calcáreo-magnesiana y cuñas clásicas de playas cuarcíferas, con abundantes minerales diseminados de ilmenita, esfena, torianita, magnetita, apatito, monacita, xenotima, euxenita, laparita, xenotima, circón, rutilo y otros más, enriquecidos por las propias pulsaciones tectónicas de transgresión y las regresivas marinas. Así, se concentraban varias capas alternantes de minerales detríticos con alto contenido de titanio y tierras raras asociados al torio que se manifiesta por la elevada radiactividad presente en la sucesión, principalmente en los paragneis del Subgrupo Tenexpan.

Se considera que la secuencia del Grupo Tenexpan constituye la provincia de mayor importancia económica de tierras raras, por su elevada radiactividad manifiesta y el gran potencial, consistente por miles de millones de toneladas, expuesta por 1200 km, desde Chiapas hasta el Gneis Novillo, Tamaulipas. Los antecedentes geológicos se deben a la exploración de minerales radiactivos que aparece documentados por Bazán-Barrón (1987 y 1992), relacionados con la génesis de las pegmatitas del arco insular de Telixtlahuaca y sobre la interpretación geoquímica de los radionúclidos de los yacimientos distribuidos en México. Las publicaciones abordan las condiciones litoestratigráficas y control estructural de los yacimientos radiactivos, estrechamente vinculados por minerales con tierras raras de gran importancia estratégica. Fig. 6.

Hacia las plataformas, litorales de playas de cuñas clásticas se depositaban carbonatos magnesianos y areniscas del Subgrupo Tenexpan, alternantes con minerales de titanio como ilmenita, rutilo, magnetita, circón, xenotima, apatita y otros minerales pesados con torio en solución sólida, en forma de placeres. Mientras que en los gabros alcalinos del Grupo Oaxaca, del fondo marino se enriquecían de K-Rb-Cs-Sr-Ba-U-Th y los lantánidos de tierras raras; además, de otros elementos incompatibles de muy baja movilidad como el Fe-Ti-P-Ta-Nb-Zr-Hf-Y, documentados para la región de Huitzo por Schmitter-Villada (1970) del estado de Oaxaca. 

El proceso geoquímico consiste en interpretar la génesis de las tierras raras, dentro de la secuencia del paragneis del Subgrupo Tenexpan, donde se alojan unas 40 pegmatitas complejas y no deformadas y otras generadas por el metamorfismo regional. Las no deformadas, como la pegmatita “El Muerto” y “La Unión”, presentan asociaciones de elementos en grandes cristales, encajonados en las zonas de fracturas y fallas, con núcleo de cuarzo y de naturaleza hidrotermal residual tardía en las periferias. Las sintectónicas, como la pegmatita “La Ofelia”, están muy deformadas con soluciones de las facies de granulita y son simples de carácter máfico; mientras que las posteriores del Subgrupo Tenexpan de composición complejas, varían entre los 25 a 130 m de largo por 10 a 30 m de ancho, sin efectos de metamorfismo regional. Exhiben hacia la periferia, gran variedad de cristales de allanita, apatita, autunita, flogopita, biotita, calcita, esfena, fergusonita, fluorita, magnetita, monacita, muscovita, oligoclasa, uraninita, uranotorita, torita, wernerita, betafita, xenotima, euxenia, pechblenda, thorianita, barita, ortoclasa, andesina, ilmenita, samarskita, circón y berilio, emplazadas en la secuencia de paragneis del Subgrupo Tenexpan, con excesiva radiactividad. Fig. 16 y 17.

Las pegmatitas simples deformadas, tienen su origen por el evento de máximo paroxismo metamórfico generadas por el arco del Subgrupo Vigallo, varían entre los 20 a 80 m de largo por 5 a 25 m de ancho, como las principales están La Joya, La Ofelia, Río de Dios, La Rosa y La Cata, emplazadas en el Grupo El Trapiche del Paleoproterozoico, en facies de anfibolita y granulita, discordantes a la foliación orogénica y con edad mayor de 1100 Ma. Mientras que las posteriores a la Orogenia Oaxaqueña como La Panchita, La Unión, La Fe, El Agüila, San Javier, Cahuama, La Escondida, El Desengaño, Cucharitas y El Muerto, están estrechamente vinculadas con la granitización del batolito Huitzo-Etla, con edad entre 310 y 260 Ma, según datos reportados por Fries (1962) y Fries et. al. (1965). Por lo mismo, su composición deriva directamente de los mismos constituyentes químicos de las rocas encajonantes, que pueden ser máfica y félsica, con soluciones hidrotermales tardías. Su naturaleza y distribución se debe a las exploraciones entre 1957 y 1961 por la entonces Comisión Nacional de Energía Nuclear (CNEN) que relata Antúnez-Echagaray, E. (1958) para cuantificar minerales radiactivos, en la extracción de ilmenita, grafito, flogopita, barita, feldespato y cuarzo por gambusinos y mineros de la región. Fig. 18.

Con esas referencias se define la provincia de Titanio del Subgrupo Tenexpan, desde Chiapas hasta Tamaulipas por unos 1200 Km, emplazados por el plutonismo del Paleozoico tardío, debido al “plis de fond” de Argand, E. (1924) que removilizó depósitos de titanio de plataformas y litorales, de la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca. Esto es, que mediante la anatéxis del Subgrupo Tenexpan por metasomatismo plutónico se generan anortositas, para segregar nelsonitas, a partir del titanio, fósforo y hierro, diseminados en la foliación del paragneis cuarzofeldespáticos de hornblenda, piroxenos cloritizados y uralítizados, magnetita, biotita, cordierita, apatita, rutilo y sericita. La segregación mineralógica del titanio, fue propuesta por Bazán y Bazán-Perkins (1984) y Bazán-Perkins (1994) debido a un proceso hidrotermal por granitoides y anortositas alcalinas, emplazados durante el Pérmico, relacionada con la franja anorogénica de plutones emplazados durante el Paleozoico. Dentro de esta tesitura, se describen las características petrológicas y petrográficas del Grupo Oaxaca, Subgrupo Tenexpan y Subgrupo La Unión, de la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca, como sigue:  Fig. 6.

Grupo Oaxaca

La petrogénesis del Grupo Oaxaca de ambiente marino fue reconocida por Bazán (1984-1985) en su área tipo El Catrín, para una secuencia del fondo oceánico fragmentada, del rifting de apertura oceánica (back-arc spreading), para originar la Faja Estructural Oaxaqueña, del Mesoproterozoico. Aflora en ventanas al poniente de Telixtlahuaca y hacia la parte oriental del Valle de Oaxaca, que se extiende hasta Puerto Ángel donde aparece truncada y desplazada al Noreste del estado de Chiapas con límite hasta las fallas transformes Polochic-Motahua, de la placa Caribeña. El Grupo Oaxaca representa la parte basal del arco volcánico de Telixtlahuaca, al yacer en discordancia tectónica sobre los paragneis erosionados del Grupo El Trapiche del Geosinclinal de El Rosario del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico. 

La sucesión del Grupo Oaxaca comprende rocas gábricas basales, diques, basaltos y piroclásticos de naturaleza alcalina básica de un rift oceánico que se expandía entre 1550 y 1000 Ma, de apertura oceánica (back-arc spreading), del arco volcánico de Telixtlahuaca, de la Faja Estructural Oaxaqueña. Del área tipo El Catrín, se definen ortogneis compactos, algo densos de color negro-gris, con escasas bandas blancas, con texturas granoblástica y lepidoblástica de cuarzo, ortoclasa, andesina, oligoclasa, microclina, hornblenda, hiperstena, clinopiroxenos, diópsido, magnetita, tremolita, sanidina, apatita, albita, cordierita, biotita, serpentinita y hematita, de gabros y basaltos ligeramente bandeados en polimorfos verde grisáceos y pardo oscuro, debido al metamorfismo regional.

La sucesión del Grupo Oaxaca aparece bastante erosionada y fraccionada, con relictos de pillow lava, que cambia lateralmente al poniente en las facies de los subgrupos Tenexpan basal y La Unión en la cima. Estos últimos, consisten de sucesiones volcánicas y sedimentaria, de plataforma marina de calcosilicatos, litoral y continental alternantes, de cuñas clásticas con espesores variables hasta de 850 m, bastante erosionados y alterados, para una sucesión discordante de paragneis de anfibolita, plagioclasa, biotita y del ortogneis en la cima del Subgrupo La Unión. El Supergrupo Tenexpan comprende una sucesión de carbonatos magnesianos, areniscas, lutitas alternantes de una cuña clástica marginal al occidente por la apertura oceánica del Grupo Oaxaca. En cambio, la sucesión del Subgrupo La Unión consiste de andesitas, dacitas y riolitas alcalinas en contacto abrupto sobre el Subgrupo Tenexpan, al poniente del rifting. Estas rocas extrusivas alcalinas, comprenden el cierre estructural del rifting, debido al evento de compresión y subducción al poniente del arco volcánico del Subgrupo Vigallo. Los empujes al occidente se deben a la subducción, ocasionada por la potente secuencia del Supergrupo Pápalo del Arqueano, aflorante en la Sierra de Juárez. Por tanto, la trinchera se define justo en el Valle de Oaxaca con polaridad al poniente. Fig. 19.