fecha: Julio - Agosto

Por: María Jesús Puy-Alquiza¹, Miren Yosune Miranda Puy², Martínez Martínez Valeria jatzari¹, Juan Antonio Ramírez Vázquez³, Raul Miranda Aviles¹, Pooja Vinod Kshirsagar¹, Elia Mónica Morales Zárate¹, Jesús Rene Baez espinosa¹

Resumen
La región de El Tecuán, ubicada en el noroeste del estado de Guanajuato, resguarda un valioso registro geológico y paleontológico que permite reconstruir las condiciones ambientales del Pleistoceno Tardío, un periodo caracterizado por marcadas oscilaciones climáticas. A partir del análisis integrado de imágenes satelitales, trabajo de campo, y estudios mineralógicos y geoquímicos, se identificaron depósitos fluvio-lacustres de baja energía, asociados a un antiguo sistema lacustre somero. Estas condiciones favorecieron la preservación de icnitas atribuibles a Procyon lotor (mapache), Didelphis virginiana (tlacuache) y aves acuáticas del orden Pelecaniformes. La mineralogía de los sedimentos, dominada por cuarzo, feldespatos y zeolitas, junto con la ausencia de fases hidrotermales, sugiere un ambiente de sedimentación estable, con fuerte influencia biogénica y evaporítica. La evidencia paleontológica y geoquímica permite interpretar a El Tecuán como un refugio ecológico durante el Último Máximo Glacial, que albergó comunidades faunísticas adaptadas a climas templado-húmedos. Los resultados de este estudio fortalecen el conocimiento sobre la dinámica paleo ecológica del Bajío y subrayan la importancia de conservar estos depósitos como archivos naturales del cambio climático Cuaternario en el centro de México.

Palabras clave: El Tecuán, Pleistoceno Tardío, Último Máximo Glacial (UMG), Paleo-ambiente lacustre, Huellas fósiles.

Abstract
The El Tecuán region, located in the northwestern part of the state of Guanajuato, preserves a valuable geological and paleontological record that enables the reconstruction of environmental conditions during the Late Pleistocene a period marked by pronounced climatic fluctuations. Through an integrated analysis of satellite imagery, fieldwork, and mineralogical and geochemical studies, low-energy fluvio-lacustrine deposits were identified, corresponding to a former shallow lacustrine system. These depositional conditions favored the preservation of fossil footprints attributed to Procyon lotor (raccoon), Didelphis virginiana (opossum), and aquatic birds of the order Pelecaniformes. The sediment mineralogy, dominated by quartz, feldspars, and zeolites, along with the absence of hydrothermal phases, suggests a stable depositional environment with strong biogenic and evaporitic influences. The paleontological and geochemical evidence supports the interpretation of El Tecuán as an ecological refuge during the Last Glacial Maximum, hosting faunal communities adapted to temperate-humid climates. The findings of this study enhance our understanding of paleo ecological dynamics in the Bajío region and underscore the importance of conserving such deposits as natural archives of Quaternary climate change in central Mexico.

Keywords: El Tecuán, Late Pleistocene, last Glacial Maximum (LGM), lacustrine paleo environment, fossil footprints.

Introducción
La comprensión del pasado geológico y paleobiológico es fundamental para interpretar los procesos naturales que han configurado los paisajes y ecosistemas actuales (Elias, 2010; Metcalfe et al., 2015). El periodo conocido como Pleistoceno Tardío (hace entre 126,000 y 11,700 años) constituye una etapa crítica en la historia climática de la Tierra, marcada por glaciaciones recurrentes, descensos globales de temperatura y reacomodos eco sistémicos de gran escala (Clark et al., 2009; Ruddiman, 2006). En este contexto, el Último Máximo Glacial (UMG), ocurrido entre 22,000 y 18,000 años cal AP, representó el punto más frío del último ciclo glacial, cuando las capas de hielo alcanzaron su máxima extensión en el hemisferio norte (Mix et al., 2001; Clark et al., 2009). Aunque la región centro de México no fue directamente cubierta por glaciares, sí experimentó profundas transformaciones ambientales, que han quedado registradas en secuencias sedimentarias, geoformas del paisaje y evidencias fósiles (Metcalfe et al., 2000; Caballero et al., 2010; Lozano-García et al., 2015). Modelos paleo climáticos y estudios palinológicos indican que la temperatura media anual descendió entre 6°C y 8°C respecto al promedio actual (Ortega-Guerrero et al., 2005; Metcalfe et al., 2015), generando desplazamientos altitudinales significativos en los ecosistemas montañosos. Como resultado, bosques templados y de coníferas se expandieron hacia tierras más bajas, reemplazando comunidades tropicales y xerófitas (Lozano-García y Ortega-Guerrero, 2014; Hooghiemstra et al., 2006). 

En este marco, zonas intermedias como El Tecuán (localizadas entre los 1,700 y 1,800 m s.n.m.) pudieron albergar ecosistemas de transición, caracterizados por cuerpos de agua someros, suelos húmedos estacionales y vegetación tipo sabana o bosque abierto, lo que creó micro hábitats de refugio para fauna adaptable, incluyendo mamíferos medianos, aves acuáticas y otros organismos de hábitos generalistas (Polaco y Arroyo-Cabrales, 2005; Arroyo-Cabrales y Johnson, 2013). Durante el UMG, muchas cuencas endorreicas del centro-norte de México, como las de los ríos Lerma, Verde y Aguanaval, mostraron una tendencia a la desecación, aunque también persistieron sistemas lacustres intermitentes que actuaron como reservorios ecológicos locales (Caballero et al., 2010; Ortega-Guerrero et al., 2005). La existencia de paleo-lagos estacionales en sitios como El Tecuán sugiere condiciones húmedas locales, donde la acumulación de agua favoreció la sedimentación de materiales finos y la preservación de huellas fósiles (Lozano-García et al., 2015; Metcalfe et al., 2020). 

La presencia de sedimentos ricos en silicatos, fosfatos y zeolitas en la zona indica ambientes de baja energía, con fuerte influencia biogénica, reforzando la hipótesis de que El Tecuán funcionó como una “isla ecológica”, conectada a través de corredores húmedos temporales que facilitaron la movilidad y la supervivencia de especies en un entorno climático hostil (Elias, 2010; Metcalfe et al., 2015). En otras localidades del Altiplano Central como Cieneguilla, el valle de Toluca o Zacapu, se han identificado fósiles de mega fauna pleistocénica (mamuts, camélidos, gliptodontes), junto con meso mamíferos como mapaches, tlacuaches y zorros, asociados a paleohumedales y ambientes ribereños (Polaco y Arroyo-Cabrales, 2005; Arroyo-Cabrales et al., 2008). En el caso de El Tecuán, las huellas fósiles impresas en arcillas laminadas refuerzan su importancia como archivo paleontológico continental. No obstante, estas dinámicas paleo ambientales han sido poco estudiadas en el centro-norte de México, a pesar de su potencial para reconstruir los efectos del cambio climático en los ecosistemas del pasado (Metcalfe et al., 2015; Lozano-García y Ortega-Guerrero, 2014). 

El Tecuán, ubicado en el municipio de Manuel Doblado, se sitúa dentro de la Mesa Central de México, una región de origen volcánico con antecedentes de actividad tectónica y sedimentación intermitente desde el Eoceno (Ferrari et al., 2012). Su configuración geomorfológica y la presencia de depósitos fluvio-lacustres lo convierten en un sitio estratégico para el estudio de ambientes continentales del Cuaternario en el Bajío. Las huellas fósiles de mamíferos y aves recientemente documentadas permiten reconstruir escenarios ecológicos del Pleistoceno Tardío y formular hipótesis sobre la dinámica de los ecosistemas durante el UMG. Este estudio presenta resultados basados en análisis estratigráficos, mineralógicos y geoquímicos, así como en la documentación sistemática de huellas fósiles. Además de enriquecer el conocimiento sobre el registro fósil cuaternario en el centro de México, se subraya la necesidad de conservar estos depósitos como archivos naturales de la historia ambiental, especialmente frente al actual contexto de cambio climático.

Marco geológico 
La comunidad de El Tecuán, situada en el municipio de Manuel Doblado, al noroeste del estado de Guanajuato, forma parte de la Mesa Central de México, una extensa altiplanicie de origen volcánico. Esta región se integra dentro de la provincia geológica del Eje Neovolcánico, una de las zonas tectónicamente más activas del país, caracterizada por una prolongada historia de vulcanismo, subsidencia tectónica y sedimentación continental desde el Eoceno hasta el Holoceno (Ferrari et al., 2012; SGM, 2019). El registro estratigráfico de El Tecuán evidencia múltiples episodios superpuestos de actividad volcánica, sedimentación lacustre y procesos erosivos (Figura 1). 

En la parte superior del perfil afloran depósitos aluviales del Holoceno (Qal), formados por gravas, arenas y arcillas, que rellenan terrazas fluviales recientes y lechos de cauces activos, reflejo de la dinámica geomorfológica contemporánea. Bajo estos depósitos superficiales se encuentran secuencias fluvio-lacustres del Plioceno al Pleistoceno (TplQptAr-Cgp), compuestas por areniscas, limos, conglomerados y capas delgadas de caliza. Estas unidades sugieren la existencia de antiguos sistemas de ríos y cuerpos de agua someros, asociados a climas más húmedos que los actuales. Es precisamente en estos sedimentos donde se han identificado huellas fósiles de vertebrados (como mamíferos y aves), indicadoras de ambientes de baja energía y alta humedad estacional. 

En niveles más antiguos afloran las rocas volcánicas del Mioceno medio a tardío (TmB-A), constituidas principalmente por basaltos, andesitas y andesitas-basálticas autobrechadas, que conforman las mesetas y lomeríos que dominan el paisaje actual. Estas unidades representan el inicio del vulcanismo asociado al Eje Neovolcánico en esta porción del Bajío. También del Mioceno temprano, aflora la unidad conocida como Valencianita (TmCz-Ar), formada por alternancias de areniscas, calizas, brechas calcáreas y mudstones, que reflejan condiciones de sedimentación lacustre poco profunda, con importantes aportes detríticos y procesos carbonatados. Esta unidad se distribuye en el centro y sureste de la región de El Tecuán. Un conjunto adicional corresponde al Grupo El Capulín (TmCgp-Ar), integrado por conglomerados y areniscas acumuladas en antiguos valles tectónicos y paleocanales, resultado de procesos erosivos y transporte fluvial sobre un relieve estructuralmente activo. Más profundamente, se encuentran las ignimbritas y tobas soldadas del Oligoceno medio a superior (ToIg), testimonio de episodios de vulcanismo explosivo. Estas rocas contienen fiammes y texturas porfídicas, y se distribuyen ampliamente en el occidente, centro y sur de Guanajuato. 

Del Oligoceno temprano, aflora la unidad andesítica ToA-B (Andesita Bernalejo), formada por coladas de andesita basáltica, basaltos y brechas volcánicas, producto de un vulcanismo intermedio de tipo fisural. Su presencia se reconoce en el noroeste y sur del estado. Finalmente, se identifica la unidad ToTR, parte basal de la Formación Cuatralba, compuesta por ignimbritas riolíticas vitroclásticas, con abundantes fenocristales de cuarzo, feldespato y fragmentos de pómez. Esta unidad representa pulsos de vulcanismo silícico explosivo. La sucesión culmina con los depósitos clásticos del Eoceno (TeCgp-Ar), compuestos por conglomerados y areniscas gruesas con clastos de riolita y andesita, resultado de procesos de sedimentación sinorogénica asociados a la tectónica post-laramídica (SGM, 2019; Consejo de Recursos Minerales, 2003). Esta compleja sucesión estratigráfica, documentada por el Servicio Geológico Mexicano (SGM) y el Consejo de Recursos Minerales (CRM), no solo resume la evolución tectónica y volcánica del occidente de México, sino que también ofrece el contexto físico indispensable para interpretar las condiciones paleoambientales del Pleistoceno Tardío. En particular, los depósitos fluvio-lacustres del Plioceno y Pleistoceno han preservado evidencia fósil valiosa para la reconstrucción de climas, ecosistemas y dinámicas ecológicas durante el Último Máximo Glacial.

Área de estudio
La zona de estudio se localiza en la comunidad de El Tecuán, perteneciente al municipio de Manuel Doblado, en el sector noroeste del estado de Guanajuato, México (Figura 2). 

Geográficamente, El Tecuán se ubica en las coordenadas 20.826° N y 101.8648° O, a una altitud promedio de 1,742 metros sobre el nivel del mar, dentro de la región fisiográfica conocida como la Mesa Central de México (INEGI, 2020). Este territorio forma parte del Altiplano Mexicano, caracterizado por extensas planicies volcánicas, interrumpidas por sierras bajas, mesas basálticas y antiguas depresiones tectónicas. El relieve local es predominantemente suave, con pendientes ligeras y cauces temporales, aunque se observan afloramientos de rocas volcánicas y sedimentarias que permiten el estudio directo de la estratigrafía. El clima actual en la región es semiseco templado, con una precipitación media anual de aproximadamente 600 mm, concentrada entre los meses de junio y septiembre. Las temperaturas oscilan entre los 8 °C en invierno y los 30 °C en verano. Esta estacionalidad climática favorece procesos de erosión y acumulación, así como la formación de suelos poco desarrollados con escasa cobertura vegetal fuera de la temporada de lluvias (García, 2004). Hidrológicamente, El Tecuán se sitúa dentro de la cuenca del río Lerma, una de las principales del centro de México. Durante el Pleistoceno, esta región habría albergado humedales estacionales y cuerpos de agua someros, condiciones que contribuyeron a la conservación de huellas fósiles en depósitos finos de origen lacustre. Desde el punto de vista geológico, el área se encuentra en una zona de transición entre materiales volcánicos y sedimentarios, lo que permite observar una estratigrafía compuesta por depósitos fluvio-lacustres, ignimbritas, andesitas y conglomerados. 

Metodología
La presente investigación se desarrolló a partir de un enfoque interdisciplinario que combinó herramientas de análisis geoespacial, prospección de campo, muestreo estratigráfico, caracterización mineralógica y análisis paleontológico. Esta integración metodológica permitió reconstruir las condiciones paleo ambientales del sitio El Tecuán durante el Pleistoceno Tardío.

Análisis geoespacial
Se realizó una revisión comparativa de imágenes satelitales multi-temporales, disponibles a través de plataformas como Google Earth Pro y el Sistema de Monitoreo de Cobertura Vegetal del INEGI, con el objetivo de identificar geo-formas relevantes y patrones de acumulación sedimentaria. Se prestó especial atención a estructuras de tonalidad clara, morfología circular y textura homogénea, interpretadas preliminarmente como antiguos cuerpos lacustres o humedales someros. A partir del análisis visual y la superposición de capas topográficas y geológicas, se seleccionaron dos zonas prioritarias para el muestreo de campo, caracterizadas por la presencia de depósitos finos y evidencias superficiales de bioturbación o trazas fósiles.

Trabajo de campo y registro paleontológico
Durante la etapa de campo se aplicaron técnicas de prospección estratigráfica y geo pedológica, con el objetivo de documentar afloramientos relevantes y recolectar muestras representativas de sedimento. Las campañas de campo incluyeron un recorrido sistemático de superficie, siguiendo transectos establecidos sobre los afloramientos identificados previamente mediante imágenes satelitales. Las huellas fósiles visibles se georreferenciaron usando receptores GPS de alta precisión (±3 m) y se registraron en fichas estandarizadas que incluían: Posición estratigráfica relativa, Tipo de matriz sedimentaria, Medidas (longitud, anchura, profundidad), Orientación y patrón del rastro (si era visible más de una huella), Estado de conservación. El trabajo paleontológico en campo se enfocó en la documentación, levantamiento y análisis de huellas fósiles (icnitas) preservadas en depósitos de origen fluvio-lacustre del Pleistoceno Tardío. Las evidencias recuperadas corresponden a icnofósiles de vertebrados, particularmente impresiones atribuibles a mamíferos medianos y aves acuáticas, conservadas en niveles arcillosos con estructuras sedimentarias de baja energía. Las evidencias paleontológicas fueron clasificadas con base en criterios morfológicos, comparándose con bases de datos de icnotaxonomía de vertebrados, siguiendo las directrices de clasificación propuestas por Getty (2018) y Lockley and Hunt (1995). Las huellas fueron georreferenciadas con dispositivos GPS de alta precisión (±3 m), fotografiadas en escala y protegidas para su conservación. Adicionalmente, cada traza fue fotografiada en escala, con iluminación natural y ángulo ortogonal, y en algunos casos se utilizó luz rasante para resaltar relieves sutiles.

Extracción y muestreo
Se tomaron tres muestras de suelo (M1, M2 y M3) del sistema lacustre. Se realizó la extracción de huellas fósiles cuando el riesgo de erosión era evidente o cuando la muestra era diagnóstica y no podía ser documentada adecuadamente in situ. En estos casos, se aplicaron los siguientes criterios de muestreo: (1) Recorte controlado del bloque portador, delimitando un margen de al menos 5 cm alrededor de la huella, (2) Estabilización de bordes con consolidantes acrílicos (Paraloid B-72 al 5%) para evitar fracturas durante el transporte, (3) Etiquetado codificado que incluyó ubicación, fecha y número de muestra, así como un registro fotográfico antes y después de la extracción. Las muestras se transportaron al laboratorio para su limpieza, conservación y análisis detallado. Las que no fueron extraídas se protegieron con cobertura de geotextil y tierra vegetal para evitar la desecación y la intemperización.

Identificación y análisis icnotaxonómico
La identificación preliminar de las huellas fósiles se realizó mediante criterios morfo métricos e icnotaxonómicos reconocidos en el estudio de vertebrados terrestres y aves acuáticas. Para ello, se aplicaron protocolos establecidos por Lockley y Hunt (1995), complementados con las actualizaciones metodológicas de Getty (2018) y Castañera et al. (2013). Las mediciones incluyeron longitud, anchura, profundidad, orientación y patrón del rastro cuando era visible más de una impresión consecutiva. En cada caso se evaluó el grado de preservación taxonómica, considerando variables como la compactación del sustrato, deformaciones laterales, erosión superficial y claridad de relieves. Se tuvo especial cuidado en evitar sobre interpretaciones en huellas incompletas o afectadas por procesos diagenéticos. Las huellas atribuibles a mamíferos fueron comparadas con registros de meso mamíferos del Pleistoceno norteamericano y mexicano, considerando proporciones plantares y disposición digital. Para las aves, aunque no fue posible una determinación a nivel de especie debido a la falta de caracteres diagnósticos precisos, se logró su clasificación dentro del orden Pelecaniformes, a partir de la morfología general de las huellas y el entorno sedimentario en que fueron halladas. Este análisis permitió confirmar la presencia de al menos dos grupos faunísticos con afinidades ecológicas distintas, lo que sugiere la coexistencia de comunidades terrestres y acuáticas en un ambiente lacustre transicional durante el Último Máximo Glacial.

Conservación y resguardo
Con el fin de preservar las evidencias paleontológicas recolectadas durante el trabajo de campo, se implementaron medidas específicas de conservación y resguardo tanto para las huellas fósiles extraídas como para aquellas dejadas in situ. Las muestras recuperadas, seleccionadas con base en su valor diagnóstico y estado de preservación, fueron estabilizadas mediante la aplicación de consolidantes acrílicos (Paraloid B-72 al 5%) en los bordes del bloque portador, con el propósito de evitar fracturas durante el manejo y transporte. Cada muestra fue empacada en cajas individuales, etiquetadas con un sistema codificado que incluyó la ubicación geográfica (coordenadas GPS), fecha de recolección y número de identificación, además de su respectivo registro fotográfico antes y después de la extracción. Estas muestras se trasladaron al laboratorio del Departamento de Minas, Metalurgia y Geología de la Universidad de Guanajuato, donde fueron almacenadas en condiciones ambientales controladas para evitar su deterioro. Las icnitas no extraídas fueron protegidas en campo mediante la colocación de geotextil y una capa superficial de tierra vegetal, con el objetivo de minimizar la exposición directa a agentes erosivos como el viento, la lluvia o la radiación solar. Además, toda la información asociada incluyendo fotografías, fichas de registro, coordenadas y notas de campo fue integrada en una base de datos georreferenciada, diseñada para facilitar análisis espaciales, reconstrucciones paleo ambientales y futuras acciones de monitoreo y protección del patrimonio paleontológico local.

Análisis geoquímico
El análisis geoquímico de tres muestras de suelo (M1, M2 y M3) implicó la determinación de las fases mineralógicas mediante un difractómetro de rayos X Ultima IV (Rigaku) con radiación CuKα. La composición elemental se evaluó mediante fluorescencia de rayos X (XRF) con un espectrómetro Rigaku NEX CG, que emplea tecnología de fluorescencia de rayos X por dispersión de energía (EDXRF). El instrumento está equipado con un tubo de rayos X con ánodo de paladio y opera a un máximo de 50 W y 50 kV–2 mA en atmósfera de helio. Los análisis se realizaron en el Laboratorio de Investigación para la Caracterización de Materiales y Minerales (LICAMM) de la Universidad de Guanajuato.

Resultados

Análisis preliminar mediante imágenes satelitales
A través de la inspección de imágenes satelitales multitemporales obtenidas de plataformas como Google Earth Pro y el Sistema de Monitoreo de Cobertura Vegetal del INEGI, se identificaron geo formas características asociadas a antiguos cuerpos de agua, como humedales estacionales y lagunas someras. Estos rasgos se manifestaban como estructuras de morfología circular, tonalidades claras y texturas homogéneas, que fueron interpretadas preliminarmente como depósitos lacustres. La superposición de capas topográficas y geológicas permitió delimitar dos zonas prioritarias de muestreo en El Tecuán, destacadas por la presencia de depósitos finos, acumulaciones de sedimentos y posibles estructuras asociadas a procesos biogénicos. Este análisis remoto fue fundamental para orientar las campañas de prospección en campo y establecer hipótesis iniciales sobre la dinámica paleo ambiental de la región durante el Pleistoceno Tardío (Figura 3).

Registro de evidencias paleontológicas 
Durante la prospección de campo se identificaron un total de 12 huellas fósiles distribuidas en dos zonas prioritarias. Las impresiones se localizaron en niveles arcillosos laminados, correspondientes a depósitos fluvio-lacustres del Pleistoceno Tardío. Las huellas mejor conservadas presentan medidas que oscilan entre 6 y 12 cm de longitud, con una profundidad promedio de 1.5 cm. Mediante el análisis morfológico y la comparación con bases de datos icnotaxonómicas, se determinó que las icnitas corresponden a vertebrados terrestres y aves acuáticas. En particular, se identificaron rastros atribuibles a Procyon lotor (mapache), Didelphis virginiana (tlacuache) y aves del orden Pelecaniformes, como garzas. No fue posible realizar una determinación específica para las huellas aviares debido a la ausencia de caracteres diagnósticos suficientes. Las huellas muestran orientación dispersa y disposición aislada o en pares, sin formar rastros completos. En varios casos, se observaron indicios de bioturbación y deformación tafonómica ligera. Tres huellas fueron extraídas por riesgo de erosión y trasladadas al laboratorio tras su estabilización con Paraloid B-72. Las restantes fueron protegidas con geotextil y tierra vegetal. Este conjunto de evidencias sugiere un ambiente lacustre somero con condiciones de baja energía, que favoreció la conservación de rastros fósiles de fauna adaptable a climas templado-húmedos, característicos del Último Máximo Glacial. (Figura 4).

Análisis mineralógico y geoquímico
Los resultados geoquímicos indican un entorno sin señales de mineralización hidrotermal, compatible con un ambiente lacustre evaporítico y biogénico.

Fluorescencia de Rayos X y Difracción de Rayos X
Los análisis de fluorescencia de rayos X (FRX) realizados en las muestras de suelo M1, M2 y M3 revelaron una alta concentración de sílice (Si), con valores de hasta 394,000 ppm en M3. También se detectaron niveles significativos de sodio (Na: 21,000 ppm), potasio (K: 21,400 ppm), y azufre (S: 4,190 ppm), así como la presencia de metales traza como níquel (Ni: 36.4 ppm), plomo (Pb: 18.8 ppm), zinc (Zn: 49.3 ppm), y elementos de tierras raras como itrio (Y: 52.9 ppm). Destaca también la presencia de niobio (Nb: 22.4 ppm) y renio (Re: 8.09 ppm), lo cual sugiere aportes volcánicos secundarios. El análisis por difracción de rayos X (DRX) confirmó la presencia dominante de minerales silicatados y aluminosilicatos, como cuarzo (SiO₂), albita (Na(Si₃Al)O₈), anortita ((Ca,Na)(Al,Si)₂Si₂O₈), gismondina (CaAl₂Si₂O₈·4H₂O), muscovita ((K,Na)(Al,Mg,Fe)₂(Si_3.1Al_0.9)O₁₀(OH)₂), sanidino, tridimita y cristobalita. En menor proporción se identificaron fases como calcita (CaCO₃), yeso (CaSO₄·2H₂O) y nefelina ((K,Na)AlSiO₄), asociadas a condiciones de evaporación y procesos diagenéticos (Figura 5). La composición mineralógica y geoquímica de las muestras es coherente con un ambiente lacustre somero, con baja energía de depósito y fuerte influencia biogénica. La ausencia de fases indicadoras de mineralización hidrotermal respalda la hipótesis de un entorno no magmático reciente, característico de cuencas cerradas durante el Pleistoceno Tardío.

Discusión
Los resultados obtenidos a partir de imágenes satelitales, observaciones de campo y análisis geoquímicos y mineralógicos permiten interpretar a El Tecuán como un sistema lacustre somero que funcionó como refugio ecológico durante el Último Máximo Glacial (UMG). La identificación de huellas fósiles de vertebrados, como Procyon lotor, Didelphis virginiana y aves del orden Pelecaniformes, sugiere la existencia de un ecosistema transicional templado-húmedo, que ofrecía recursos hídricos estacionales y condiciones adecuadas para especies adaptables a ambientes variables. La composición mineralógica rica en silice (cuarzo, tridimita, cristobalita), aluminosilicatos sódico-cálcicos (albita, anortita) y minerales evaporíticos como gismondina y yeso, apunta a un entorno de baja energía con procesos sedimentarios dominados por la evaporación y la influencia biogénica. Estas condiciones son típicas de cuerpos de agua poco profundos y estacionales, donde los aportes volcánicos retrabajados y la actividad biológica favorecen la preservación de trazas fósiles (Metcalfe et al., 2020; Lozano-García et al., 2015). La ausencia de fases hidrotermales, como esmectitas o arcillas tipo montmorillonita asociadas a alteración magmática, refuerza la interpretación de que el sitio no estuvo sometido a procesos hidrotermales recientes. Por tanto, las condiciones de preservación de las huellas fósiles responden más a una sedimentación estable con aportes fluvio-lacustres que a eventos geotérmicos. 

Desde una perspectiva paleoambiental, la ubicación de El Tecuán en la Mesa Central de México y su altitud entre los 1,700 y 1,800 m s.n.m. permitieron que durante el UMG se configurara como una “isla ecológica” en un paisaje más árido. Estudios previos han demostrado que en el centro-norte de México las cuencas endorreicas, como las del Lerma y el Aguanaval, mantuvieron condiciones húmedas locales a pesar de la tendencia regional a la desecación (Caballero et al., 2010; Ortega-Guerrero et al., 2005). Asimismo, el registro de huellas fósiles de meso mamíferos en El Tecuán coincide con hallazgos similares en otras cuencas del Altiplano Central, como Zacapu o Cieneguilla, donde se ha documentado la coexistencia de mamíferos de tamaño medio y aves acuáticas en contextos lacustres del Pleistoceno (Polaco and Arroyo-Cabrales, 2005; Lockley and Hunt, 1995). Estos datos refuerzan la hipótesis de que El Tecuán no sólo funcionó como hábitat temporal, sino también como corredor biológico dentro de una red de humedales estacionales interconectados. En conjunto, el estudio de El Tecuán aporta nuevas evidencias sobre la dinámica paleoecológica del Bajío durante el Pleistoceno tardío, al integrar datos paleontológicos, mineralógicos y geoespaciales que contribuyen al entendimiento de las respuestas biológicas a los cambios climáticos extremos del Cuaternario.

Conclusiones
El sitio de El Tecuán, ubicado en la región noroeste del estado de Guanajuato, constituye un registro sedimentario y paleontológico clave para la reconstrucción de los ambientes del Pleistoceno Tardío en el centro de México. Los análisis geoespaciales permitieron identificar antiguos cuerpos de agua someros, confirmados posteriormente mediante trabajo de campo y estudios geoquímicos y mineralógicos. La presencia de icnitas atribuidas a Procyon lotor, Didelphis virginiana y aves del orden Pelecaniformes indica la existencia de un ecosistema lacustre de baja energía que funcionó como refugio ecológico durante el Último Máximo Glacial. La composición mineralógica, dominada por silicatos, feldespatos y minerales evaporíticos, junto con la ausencia de fases hidrotermales, respalda un entorno de sedimentación estable y de carácter biogénico. Estos hallazgos no solo enriquecen el conocimiento sobre la dinámica ecológica del Cuaternario en el Bajío, sino que también permiten proponer a El Tecuán como un sitio estratégico para investigaciones paleo ambientales en contextos de cambio climático. La integración de herramientas geoespaciales, icnológicas y geoquímicas demuestra la eficacia de los enfoques multidisciplinarios para comprender los procesos naturales del pasado y su relevancia en la conservación del patrimonio geológico y paleo biológico.

Conflictos de intereses
No existen conflictos de intereses

Agradecimientos
Agradecemos al laboratorio LICAMM por su apoyo en la realización de los análisis de difracción de rayos X, y fluorescencia de rayos X.

Referencias

• Caballero, M., Lozano-García, S., Ortega-Guerrero, B., Urrutia-Fucugauchi, J. (2010). Paleoenvironments of the last 50,000 years in the central part of Mexico: A review. Quaternary International, 213(1-2), 23–44. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2009.05.010
• Caballero, M., Ortega, B., Valadez, F., et al. (2010). Environmental characteristics of the last glacial maximum in Mexico. Quaternary International, 219(1-2), 21–36. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2009.10.030
• Castanera, D., Vila, B., Razzolini, N. L., et al. (2013). Ichnological evidence for quadrupedal locomotion in basal ornithopods from the Lower Cretaceous of Europe. Journal of Vertebrate Paleontology, 33(3), 468–478.
• Clark, P. U., Dyke, A. S., Shakun, J. D., et al. (2009). The Last Glacial Maximum. Science, 325(5941), 710–714. https://doi.org/10.1126/science.1172873
• Consejo de Recursos Minerales (CRM). (2003). Inventario físico de los recursos minerales del municipio de Manuel Doblado, Gto. Pachuca, Hgo.
• Ferrari, L., Orozco-Esquivel, T., Manea, V. C., & Manea, M. (2012). The dynamic history of the Trans-Mexican Volcanic Belt and the Mexico subduction zone. Tectonophysics, 522-523, 122–149. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2011.09.018
• Getty, M. A. (2018). Vertebrate Ichnology. In: Fossil Footprints of Western North America. University of New Mexico Press.
• Lockley, M. G., Hunt, A. P. (1995). Dinosaur Tracks and Other Fossil Footprints of the Western United States. Columbia University Press.
• Lozano-García, S., Ortega-Guerrero, B., Caballero, M., Urrutia-Fucugauchi, J. (2015). Paleoclimatic implications of the LGM records from central Mexican lakes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 425, 41–50. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2015.02.028
• Lozano-García, S., Ortega-Guerrero, B. (2014). Palynological and limnological evidence for mid- to late-Holocene environmental changes in central Mexico. The Holocene, 24(5), 659–667. https://doi.org/10.1177/0959683614526901
• Metcalfe, S. E., Barron, J. A., Davies, S. J. (2020). Late Quaternary climate and environmental change in the central Mexican Highlands. Quaternary Science Reviews, 247, 106579. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2020.106579
• Metcalfe, S. E., Barron, J. A., & Davies, S. J. (2015). The Holocene history of the North American Monsoon: ‘known knowns’ and ‘known unknowns’ in understanding its spatial and temporal complexity. Quaternary Science Reviews, 120, 1–27. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2015.03.010
• Ortega-Guerrero, B., Lozano-García, S., Caballero, M. (2005). Middle to Late Holocene environmental changes at Lake Chalco, central Mexico. The Holocene, 15(5), 857–864. https://doi.org/10.1191/0959683605hl869rp
• Polaco, O. J., & Arroyo-Cabrales, J. (2005). Pleistocene mammals of Mexico: a review. Quaternary International, 135(1), 71–78. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2004.10.021
• Servicio Geológico Mexicano (SGM). (2019). Carta geológico-minera San Diego de Alejandría, Gto. y Jal., escala 1:50 000. https://www.gob.mx/sgm

¹Departamento de Minas, Metalurgia y Geología, División de Ingenierías, Universidad de Guanajuato, Campus Guanajuato, México

²Departamento de Ciencias Agro-genómicas, Escuela Nacional de Estudios Superiores Unidad León, Universidad Nacional Autónoma de México

³Departamento de Ciencias Ambientales, División de Ciencias de la Vida, Universidad de Guanajuato, Campus Irapuato-Salamanca, C.P. 36500; Irapuato, Mexico

Por: Sergio Bazán Barrón y Sergio D. Bazán Perkins 

El extenso afloramiento de la Cuarcita Magallanes (Bolsa), se distribuye al Norte de la Megashear Monterrey-Sonora-Mojave, a partir del Cretácico Medio de la tectónica Laramide, de movimiento lateral izquierdo. Esto generó que la secuencia de la Cuarcita Magallanes se dispersara en bloques fallados del alto de Sonora. Lo anterior se debe al evento de subducción activa hacia el occidente desde la trinchera de Río Bavispe, que implica la prolongación septentrional de la trinchera de la placa Chilpancingo hacia el poniente, propuesta por Bazán y Bazán y Perkins (2002), hasta más allá de Arizona. Por tanto, la subducción levantó la placa Nevadiana y a toda la Faja Estructural Cananeana del Hadeano, Arqueano, Proterozoico y Fanerozoico. Con el referido evento de subducción al poniente, se desprenden las cabalgaduras laramídicas inversas documentadas por Rangin, C. (1978-1981), para la sucesión tectónica sobrepuesta de Sonora septentrional. 

Por consecuencia, la importancia económica de la Cuarcita Magallanes estriba en su gran distribución regional en una superficie de unos 4000 km², para representar varios miles de millones de toneladas, donde grosso modo, la ley promedio pudiera ser mayor del 16% de minerales con elementos de tierras raras, mediante estudios y muestreos de detalle.  Debido a la extensión de la Cuarcita Magallanes, la exploración directa es bastante accesible y con perforaciones de corona de diamante, para cubrir en forma sistemática el área potencial. De gran interés económico y mineralógico, las investigaciones geológicas deben extenderse a toda la secuencia de la Cuarcita Magallanes para identificar minerales refractarios de ilmenita, monacita, bastita, circón, torita, torianita y apatito, con tierras raras. 

Región de Santa Ana, al Noroeste de Sonora 
La región se encuentra ubicada justo al poniente de las ciudades de Santa Ana y Magdalena, comunicada por la Carretera Federal 45, que se dirige a la Ciudad de Caborca. Los yacimientos materia de estudio, distan 4 km al Suroeste de Santa Ana, para una potente secuencia de rocas metamórficas en facies de esquistos verdes del Paleoproterozoico, documentada como Grupo Coyotillo por Salas, G., A. (1968-1970). En su conjunto, cubren una superficie de 1,000 km² de una sucesión de paragneis de origen sedimentario, consistentes de esquistos, conglomerados, filitas, cuarcitas, grauvacas, cuarzo feldespáticas interestratificados en forma concordante, que culminan en mármoles, carbonatos y cuarcitas con alto contenido de hierro bandeado. 

Si bien, el área reconocida por Salas, G., A. (1970) y levantada geológicamente como Cuadrángulo de Santa Ana, implica rocas metamórficas en facies almandino-anfibolita y de granulita, corresponden al gneis y ortogneis por efectos de rocas ígneas, con edades de 1750, 1420 y 1100 Ma, distribuidas en áreas aledañas. Por tanto, el presente análisis sólo se enfocará al Grupo Coyotillo por la posible existencia de elementos de tierras raras que representan los “iron formation”.

El Grupo Coyotillo, debe su origen a la profunda erosión del escudo mexicano distribuido en la parte oriental del Cratón de Norte-America, representado por el arco vulcano sedimentario del Supergrupo Pápalo, del Arqueano. Por tanto, el Grupo Coyotillo representa la parte más occidental del Geosinclinal de El Rosario, del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico, documentado en Oaxaca, por Bazán y Bazán-Perkins (2004-2006). El geosinclinal cubrió todo el territorio de México, durante la expansión oceánica del Gran Rift, tipo MORB, de la Faja Estructural Cananeana, del occidente del Continente Americano. Asimismo, mediante la reconstrucción litoestratigráfica del Precámbrico de Oaxaca, por Bazán (1984-1985), el Supergrupo Zimatlán se integra por los grupos El Trapiche basal y el Grupo Valdeflores en la cima, afectados por una profunda discordancia tectónica por la apertura oceánica del Geosinclinal Acatlano, del Mesoproterozoico.

Tanto el arco volcánico del escudo arqueano mexicano como las secuencias sedimentarias del Geosinclinal de El Rosario del Paleoproterozoico, son de gran importancia económica a nivel global, debido a que la parte basal constituyen los grandes yacimientos sedimentarios productores de oro y uranio, reconocidos en la Sierra de Vigallo por Capilla, (1910) y Bazán Barrón, S. (1982).  En cambio, la cima del Paleoproterozoico representan los depósitos bioquímicos de los “iron formation”, tipo Superior BIF, de gran producción mundial por las grandes reservas de hierro bandeado sedimentario en todos los continentes.

Respecto a la sucesión litoestratigráfica del Grupo Coyotillo se distribuye en varios crestones al Sur de la Megashear de Mojave-Sonora, según la división de 8 unidades realizada por Salas, G., A. (1970), que representan al Grupo El Trapiche basal y al Valdeflores en la cima del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico. De la litoestratigrafía, de la más antigua a la más más joven, se correlacionan al Grupo El Trapiche, las que consisten en la Unidad A: Cuarcita Cordierífera; B: Esquisto Sericítico; C: Filita sericítica y clorita rica en magnetita; D: Meta-Conglomerado con intercalaciones de cuarcitas; E: Filita sericítica y clorita; F: Metagrauvacas, del Paleoproterozoico, cuya cima representa una discordancia paralela y sucesiva del depósito del “iron formation”, tipo Superior BIF. 

El Paleoproterozoico Superior se representa por la Unidad G: Mármol impuro, según Salas, G., A. (1970), consiste de Calcita (60%); cuarzo (25%); hematita (10%); magnetita (3%); sericita (2%); circón, epidota, apatita, albita y biotita. La calcita es xenoblástica de 0.1 mm con numerosas inclusiones de hematita y magnetita, distribuidas en forma laminada, alineada con la foliación dando el carácter esquistoso. Para la Unidad H, la describe en tres párrafos con las diferentes litologías reconocidas para el Grupo Coyotillo, como sigue:

1. Mármol con calcita epidota, con 60% de calcita criptocristalina, con 10% de epidota, dispuestas en bandeamiento fino, con inclusiones de magnetita, apatita y circón.  
2. Hematita bandeada, con mármol y calcita fina. El laminado consiste de magnetita alterada en hematita del 15%, alternando con bandas polisintéticas elongadas en dirección de la foliación.
3. Mármol blanco con escasos óxidos de hierro, en más del 98%,  con cantidades pequeñas de cuarzo, magnetita, hematita y esfena.

De las referidas descripciones litológicas de la secuencia del Grupo Coyotillo, se desprende una sucesión de cuña clástica y plataforma somera de la facies carbonatada del Geosinclinal de El Rosario, que culmina con los “iron formation” tipo BIF Superior, que cubrían todo el territorio. Es necesario documentar que del área tipo del Grupo Coyotillo, la secuencia final se encuentra profundamente erosionada por la apertura oceánica mesozoica del Mar de Thetys, dejando pequeños testigos de la existencia de “iron formation”, con espesores máximo de 10 a 30 m. Posiblemente, la potencia pudo alcanzar hasta 250 m, tomando en cuenta que la parte más profunda tenía espesores hasta de 1800 m, verificada en la región de San Miguel Peras, Santa María Peñoles y la Sierra de Vigallo, Oaxaca.

Durante los reconocimientos en Sonora, por minerales radiactivos se detectó hacia la cima del Grupo Coyotillo, en las unidades G y H, una elevada radiactividad generada posiblemente por el torio y uranio, como de otros minerales detríticos como apatita, esfena, monacita, xenotima, torianita, torita que implican la presencia de tierras raras. Si bien, las reservas por tierras raras son limitadas en cuanto a su tonelaje, no debe pasar inadvertido para los estados de Sonora, Sinaloa, Jalisco y Colima la gran cantidad de yacimientos tipo skarns de magnetita emplazada por plutones granodioríticos y monzoníticos del Terciario, derivados de los “iron formation”, tipo BIF Superior, del Grupo Valdeflores, del Supergrupo Zimatlán, del Paleoproterozoico (3600-1800 Ma.). Es decir, que los depósitos de hierro representan una guía para investigar yacimientos sedimentarios de tierras raras aledañas.

Por otra parte, se advierte que la cima de la sucesión litoestratigráfica del Grupo Coyotillo, constituida por “iron formation” de la facies carbonatada, representa gran valor científico sobre la estratigrafía del Precámbrico. Esto, debido a que expresa el explosivo incremento global del oxígeno en la atmósfera hacia el nivel de 2700 Ma.  Por tanto, de la secuencia del propio Grupo Coyotillo se determina que yacen en discordancia erosional oblicua, sobre el arco insular del Supergrupo Pápalo del Arqueano. También, yacen sobre la secuencia cuarcífera del Grupo Los Alisos, del Supergrupo Guanajuato, cubriendo la secuencia del Gran Rift, tipo MORB, de la Faja Estructural Cananeana, ambos del Hadiano, según nomenclatura litoestratigráfica documentada por Bazán y Bazán-Perkins op. cit y por Bazán Perkins y Bazán op. cit. expresada en los párrafos que anteceden.

Conclusiones
Las regiones potenciales para investigar, explorar y explotar por tierras raras se distribuyen en tres niveles estratigráficos de la secuencia precámbrica. El de mayor antigüedad, se ubica hacia la parte basal del Grupo Valdeflores de Oaxaca y Grupo Coyotillo de Sonora, definidos por depósitos de “iron formation” que constituyen la cima del Geosinclinal de El Rosario del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico. Las siguientes regiones se distribuyen en la parte basal del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca de la Faja Estructural Oaxaqueña, del Mesoproterozoico, con extensión de unos 1200 km, desde las fallas transformes Polochic-Motahua, Chiapas, hasta el Gneis Novillo, Tamaulipas. Otro importante depósito del Cámbrico, representa la Cuarcita Magallanes, Sierra de las Mesteñas, Sonora, que yacen en discordancia oblicua sobre granitos y Esquisto Pinal, ambos del  Mesoproterozoico de gran potencialidad por su alto contenido de tierras raras.  

Si bien, las tierras raras ocurren en ambientes sedimentarios principalmente, también se presentan en rocas metamórficas y en las de origen ígneo. Para los depósitos de Oaxaca, Chiapas, Guanajuato, Jalisco y Tamaulipas, se distribuyen en sucesiones de paragneis del Grupo Oaxaca de carácter alcalino, en las facies de esquistos verde y anfibolita, afectados por granitoides y anortositas alcalinas del Paleozoico. La importancia económica de su distribución geológica estriba en que afloran en condiciones muy accesibles para su exploración, evaluación y eventualmente su extracción con obras a cielo abierto. Sin embargo, para su explotación deben tomarse las medidas preventivas adecuadas de salud e higiene, por la asociación mineralógica con el titanio, los elementos radiactivos, como los residuos tóxicos del polvo, en suelos, corrientes de arroyos y pozos de uso doméstico de las poblaciones aledañas. 

Respecto al contenido de tierras raras en las secuencias del Subgrupo Tenexpan, del Grupo Oaxaca, será tema de evaluación futura y sistemática, mediante una secuela de muestreos para su evaluación, extracción y hasta su refinación que en la práctica resultan muy costosos y con tecnologías de punta avanzada por especialistas. Por estudios geológicos realizados en el Siglo XX, por la Comisión Nacional de Energía Nuclear (CNEN) en la exploración de minerales radiactivos, se reportaban altos contenidos de tierras raras asociadas en solución sólida, hasta de 50 partes de torio por una de uranio. Esto, se manifestaba en la Cuarcita Mesteñas en tres horizontes conglomeráticos de la región de Fronteras, al Norte de Sonora. Entonces, los elementos de tierras raras no despertaban interés alguno, más bien se trataba en identificar las especies mineralógicas de los refractarios como del circón, monacita, xenotima, euxenita, ilmenita, torita, torianita, apatita, alanita, davidita, samarskita, bastita, magnetita, esfena, bastnasita y otros, que destacaban por elevados contenidos de tierras raras asociadas con el torio y escaso uranio. 

Asimismo, las pruebas de laboratorio para recuperar el torio, según reportes de Antúnez Echagaray, F. (1958), mediante soluciones ácidas de intensa disgregación química y temperatura elevada, resultaban en procesos complicados y costosos. La CNEN  entonces, recuperaba torio del mineral allanita, betafita, monacita y torita, de una muestra de 3 toneladas, previendo que llegara a ser utilizado para la producción de energía atómica en sustitución del uranio. La conclusión era que las pegmatitas, disponían de escaso tonelaje de cristales radiactivos para recuperar el torio, pero en cambio, contenía mayor cantidad de tierras raras como subproducto, entonces sin interés económico ni de aplicación.

Con la exploración de varias pegmatitas del área de Telixtlahuaca entre 1957 a 1961, la CNEN de las minas La Fe, La Unión y El Muerto, recuperaba unas 80 toneladas de cristales de allanita, betafita, samarskita, davidita y monacita. Los análisis de laboratorio y por difracción de Rayos X, mostraban que la allanita contenía escaso contenido de uranio, comparado con un 40% más del torio y los metales de tierras raras eran del 15% mayor, a los dos anteriores. Asimismo, los análisis químicos destacan que la monacita contenía 26% más de torio, que uranio y hasta 47% de metales de tierras raras, para constituir la mena principal de las pegmatitas no deformadas. Se concluía que el paragneis con pegmatitas no deformadas era de alto contenido de ilmenita, para representar un gran yacimiento de torio y tierras raras.

Por tanto, de la litoestratigrafía, como de su distribución, contenidos mineralógicos con alta radiactividad y espesores del Subgrupo Tenexpan y Subgrupo La Unión del Grupo Oaxaca, del Supergrupo Telixtlahuaca, de la Faja Estructural Oaxaqueña, representa un gran potencial favorable para explotar grandes reservas de elementos de tierras raras. Los reconocimientos preliminares en los 1200 km de la parte basal del Supergrupo Telixtlahuaca, desde las fallas transformes Polochic-Motahua, Chiapas, hasta el Cañón de la Peregrina, del Gneis Novillo, Tamaulipas, implican miles de millones de rocas con apreciables contenidos de tierras raras y como subproducto adicional, gran tonelaje de minerales de titanio y del torio.

El conocimiento económico y la potencialidad de grandes reservas de tierras raras en la parte basal del arco volcánico del Supergrupo de Telixtlahuaca, de la Faja Estructural Oaxaqueña, se debe a los eventos de plutonismo del Paleozoico tardío, que segregaron minerales de titanio. Esto permitió comprobar el mismo control litoestratigráfico de tiempo y espacio, en la secuencia precámbrica para los seis yacimientos de ilmenita de Huitzo-Etla; Pluma Hidalgo, ambos de Oaxaca. Además, los de  la “Unidad Sepultura” y La Libertad-Cristina, Acacoyagua, Chiapas, como la Sierra de Guanajuato y Comanja de Corona, Guanajuato-Jalisco y los del Cañón de la Peregrina, del Gneis Novillo, Tamaulipas. Esto es, que los seis depósitos guardan una estrecha correlación litológica con el Subgrupo Tenexpan, del Grupo Oaxaca. De ahí, que el titanio asociado con el torio y tierras raras, tienen una estrecha analogía genética para investigar su potencial en la Faja Estructural Oaxaqueña.

Debido a la gran extensión de la Faja Estructural Oaxaqueña, se espera que habrá gran actividad científica, para investigar el potencial de tierras raras y hasta su refinación, en las próximas décadas, como en los demás depósitos que se mencionan. Esto, generará una fuente industrial de grandes inversiones rentables con el uso y aplicación de las tierras raras en múltiples instrumentos y aditamentos, por especialistas en tecnologías de punta para todos los interesados del país.

Podemos establecer un orden de importancia geológica y sus perspectivas económicas, de accesibilidad y condiciones logísticas para su exploración, que permitan su rentabilidad a corto, mediano y largo plazo. En primer lugar, sería el estado de Chiapas, para investigar los subgrupos Tenexpan y La Unión del Grupo Oaxaca, parte basal del arco volcánico sedimentario de Telixtlahuaca. Para el segundo, con las mismas condiciones geológicas, sería el estado de Oaxaca. Para el tercer lugar, corresponde la Cuarcita Magallanes de la Sierra de las Mesteñas, Sonora, En cuarto lugar, se considera a la Sierra de Guanajuato-Jalisco, en los mismos términos y por último, por su escasa extensión superficial, quedaría el Cañón de la Peregrina, del Gneis Novillo, Tamaulipas.    

El principal objetivo geológico minero que deberán desarrollar en la exploración, será investigar la extensión basal del yacimiento, en discordancia tectónica sobre el Grupo El Trapiche, del Supergrupo Zimatlán del Paleoproterozoico, con barrenación de diamante. Además, conocer los espesores con tierras raras, para medir el potencial del depósito por explorar y la extracción de las reservas. Se estima que la extensión basal del arco volcánico del Supergrupo Telixtlahuaca y la distribución de los depósitos de tierras raras, excedan por mucho del kilómetro, lo que implicará tonelajes potenciales de reservas tremendas.

Debido a la extensa distribución de las estructuras geológicas por explorar y la extracción de tierras raras, hasta su refinación metalúrgica y purificación química, se advierte un gran avance en la economía del país. Esto implicará poner en marcha la capacitación de cientos de miles de técnicos y de investigadores en las universidades y tecnológicos para la producción de tierras raras en competitiva mundial, con nuevas tecnologías de punta. Se estima que la iniciativa privada, por el gran capital de inversión, jugará importante interés en los tópicos planteados.

Por cuanto al potencial de tierras raras, será estimativo a partir del análisis geológico-económico y del control litoestratigráfico expresado; sin embargo, se valoran las condiciones mínimas promedio, con todos los yacimientos que se tratan en estas notas. En conjunto, se representan todas las regiones citadas con tierras raras por medio de un prisma rectangular de 1000 km de largo, con espesor de 250 m y anchura de 300 m. Es decir, 1000 km comprenden 1000 x 1000= 1,000,000 m, multiplicado por 250 m del espesor y por los 300 m de la anchura, tenemos un cuerpo de 1,000,000 X 250 X 300= 1,000,000 X 75,000= 75,000,000,000 m3 X 2.7 densidad de la roca, será igual a la cantidad de 202,500,000,000 t/M, con una ley de 16 % de minerales con tierras raras, o sea 160 kg/t, tendríamos un potencial de: 32,400,000,000 de t/M con mineral de tierras raras. A dicha cantidad aplicamos el factor de factibilidad, consistente de 1/1000, quedan los 32,400,000 millones de toneladas de tierras raras potenciales en yacimientos, en condiciones favorables de explotación a cielo abierto, que resultan finalmente en 32.4 millones de toneladas de tierras raras, con posibilidad de extracción económica en el territorio de México. 

El factor de factibilidad de 1/1000, se considera para una parte de tierras raras, por otras 1000 partes de pérdidas en condiciones adversas imprevistas, como serían los efectos y desgastes por la erosión, las fallas, los desplazamientos, espesores pequeños, truncamientos estructurales, macizos basales, cuerpos ígneos, escaso volumen explotable, las leyes marginales de bajo contenido, como las pérdidas por dilución durante la explotación, refinación y purificación, entre otros muchos más, que impactan en las reservas explotables. 

Agradecimientos:
Agradezco a la entonces Comisión Nacional de Energía Nuclear y URAMEX, la oportunidad de conocer y de investigar los yacimientos de minerales radiactivos del territorio nacional. Asimismo, expreso mi gratitud a la Facultad de Ciencias de la UNAM, por la oportunidad de desarrollar la Tesis Doctoral en Ciencias, sobre la “Metalogénesis y Evaluación del Uranio en México, 1978”, que representan las bases para publicar el presente artículo.  En particular, agradezco al Profesor y Maestro Leovigildo Cépeda Dávila, del Laboratorio de Geoquímica y Petrografía de la CFE, por su valiosa asesoría en la petrología de cientos de muestras estudiadas para integrar la sucesión litoestratigráfica del Precámbrico de México. 

Referencias Bibliográficas

• Aguilera, J. G. y Ordoñez, E. (1893).- Datos para la geología de México. Bol. Inst. Geol. México, n 4-6, 268 p.
• Aguilera, J. G. (1896).- Bosquejo geológico de México: Instituto Geológico de México, Boletín, 4-6, 270 p.
• Álvarez Jr., Manuel (1949).- Unidades Tectónicas de la República Mexicana, Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana. T. XIV, pp. 1-22, 1 Fig.
• Álvarez Jr., Manuel (1958).- Consideraciones Generales Sobre Depósitos de Uranio. Boletín de  la Sociedad Geológica Mexicana. 43-65, 21 p.
• Anderson, T. H., Elles, J. H., Y Silvera, L. T., (1978).- Rocas precámbricas y paleozoicas de la región de Caborca, Sonora, México, in Roldán-Quintana, Jaime, y Salas, G. A., eds., Primer simposio sobre la geología y potencial minero en el Estado de Sonora: Universidad Nacional 
• Anderson, T.H., y Silver, L. T. (1981 -1984).- An overview of Precambrian rocks in Sonora: UNAM, Instituto de Geología, Revisita, v. 5, núm. 2, p. 131-139.
• Antúnez Echagaray, F. (1958).- Manual para la Exploración del Uranio, Dirección de Exploraciones, Comisión Nacional de Energía Nuclear, 354 p.
• Argand, E. (1924).- La Tectonique de l’Asie. C. R. Congr. Geol. Int. 13 Eme, 1922, liége, pp 69-371.
• Balusamy et al. (2012).- Characterization and bacterial toxicity of lanthanum oxide bulk and nanoparticles, Journal of Rare Earths, 30, (2012), 1298 1302. 
• Baran, J. E. (2016) Anales Acad. Nac. de Cs. Ex., Fís. y Nat., tomo 68 (2016): 85-105. ~ 85 ~ La Fascinante Historia del Descubrimiento de las Tierras Raras.
• Bazán Barrón, S. (1982). – Placeres del Proterozoico Temprano en la Sierra de Vigallo, Oaxaca, VI Convención Nacional de la Sociedad Geológica Mexicana, Resumen. 
• Bazán Barrón, S. (1984). – Litoestratigrafía y Rasgos Estructurales del Complejo Oaxaqueño, Mixteca Alta, Oaxaca, Revista GEOMIMET, No. 129, paginas 35-63. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán-Perkins D. S. (1984). – División Estratigráfica Preliminar del Complejo Oaxaqueño. VII Convención Nacional de la Sociedad Geológica Mexicana, Resúmenes, Págs. 5- 6. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán Perkins D. S. (1984). – Petrogénesis de las Anortositas del Complejo Oaxaqueño, VII Convención Nacional de la Sociedad Geológica Mexicana, Resúmenes, Págs. 187-188. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán-Perkins, D. S. (1984)- La Nappa Precámbrica de la Carbonera, Durante la Orogenia Oaxaqueña, VII Convención Nacional de la Sociedad Geológica Mexicana., Resúmenes, páginas 187-188. 
• Bazán Barrón, S. (1985). – La Secuencia Basal del Complejo Oaxaqueño y sus Implicaciones Metalogenéticas y Tectónicas, Sierra de Juárez-Istmo de Tehuantepec, Oaxaca, Revista GEOMIMET No. 137, paginas 94-146. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán-Perkins D. S. (1986). – El Complejo Acatlán Prolongación Meridional del Geosinclinal Cordillerano. VIII, Conv. Geol. Nal. de México, Resúmenes, P. 7. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán-Perkins D. S. (1986). – Rocas Komatíticas de la Sierra de Juárez-Istmo de Tehuantepec, Oaxaca. VII Congreso. Geológico. Nal, México, Resúmenes, paginas 154-155. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán Perkins D. S. (1986). – Litoestratigrafía del Arco Insular del Supergrupo Telixtlahuaca del Proterozoico Medio, Oaxaca, VIII C. G. N. páginas 156-157. 
• Bazán Perkins, D. S. (1986). La falla regional de Tehuacán-Oaxaca, del Terciario Tardío, Unión Geofísica Mexicana (GEOS), GTS-5.64, BOL. EOC, noviembre, pp.10. 
• Bazán Barrón, S. (1987). – Génesis de las Pegmatitas del Arco Insular de Telixtlahuaca, Revista GEOMIMET. No. 147-148 y 149; 40 páginas. 
• Bazán Barrón, S. (1987). – Yacimientos de Fe en el Precámbrico de México, Simposio: Exploración de Fe en México, de la AIMMGM, Monterrey, Nuevo León.
• Bazán B., S. y Bazán-Perkins D. S. (1989). – Los Macizos Precámbricos de la Plataforma del Golfo de México, Unión Geofísica Mex. Bol. É. 11. GEOS, R. VI/1, páginas 182-183. 
• Bazán-Perkins, S. D. y Bazán. B., S. (1989). – Rocas Komatíticas del Macizo de Teziutlán-Santa Ana y su Relación Litoestratigráfica con el Precámbrico de México, Unión Geofísica Mex. Bol. É. 11. GEOS, Resúmenes, l/3, páginas 42-43. 
• Bazán-Perkins, S. (1989). Génesis y Evaluación de los Yacimientos de Grafito Cristalino de “El Hielo”, Santa María Peñoles, Oaxaca. Facultad de Ingeniería, UNAM, Tesis Profesional (Inédita). 
• Bazán B; S. (1990). – Subducción Paleogénica en la Margen Oriental de México. X Conv. Geológica Nacional, México, Resumen. 
• Bazán B., S. (1992). – Interpretación Geoquímica de los Radionúclidos de los Yacimientos de México, Revista GEOMIMET, No. 177 y 178; 39 páginas. 
• Bazán Barrón, S. (1994). –  Correlación litoestratigráfica entre el Complejo Oaxaqueño y el Cratón Precámbrico de Sonora y sus implicaciones. XII, Con. Geológica Nal, Resúmenes, págs, 19-22. 
• Bazán Perkins, D. S, (1994). Correlación de la Faja Orogénica Oaxaqueña de México y Sunsans de Bolivia. XII Convención Nacional Sociedad Geológica Mexicana, noviembre, pp. 22-23. 
• Bazán Perkins, S. D. (1994). Génesis del grafito del complejo Oaxaqueño y sus facies metamórficas. Sociedad Geológica Mexicana, Boletín: Tomo LII NO. 1-2 (1993-1994), octubre, pp. 41-45. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán-Perkins, S. D. (2002).- La trinchera de Chilpancingo, un evento de cabalgadura y subducción durante el Cretácico Superior y Terciario que separa los complejos Acatlán y Xolapa, XVI, Convención Geológica Nacional, SGM, p. 162-163.
• Bazán Barrón, S. y Bazán-Perkins, S. D. (2003). – Conexión estructural de apertura cordillerana entre los geosinclinales Belt-Purcell y Acatlán y sus implicaciones metalogenéticas. GSA, Society of American Cordilleran Section Annual Meeting, Puerto Vallarta, Jalisco, Paper No. 31-19. 
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S. (2004-2006). – Origen, distribución y evolución del Geosinclinal de El Rosario, durante el      Proterozoico Temprano. IV Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, Centenario de la Sociedad Geológica Mexicana, págs. 77-78. 
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S. (2004). – Los klippes ultramáficos de Tehuitzingo, Puebla, parte basal del Supergrupo Pápalo del Arqueano (3600-2600 M. A.). IV Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra, Centenario de la Sociedad Geológica Mexicana, página 78-79. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán Perkins, S. D. (2004). – Rocas komatíticas arqueanas del Supergrupo Pápalo (3600-2600 Ma.), en la parte centro-occidental de la Sierra de Guanajuato. IV Reunión Nacional de Ciencias de la Tierra. Centenario de la Sociedad Geológica Mexicana, páginas 78-79. 
• Bazán Barrón, S. y Bazán Perkins, S. D. (2006). – Litoestratigrafía de la secuencia precámbrica de la Sierra de Guanajuato-Jalisco y sus implicaciones tectónicas. Revista GEOMIMET No. 262, pág. 26-28 y No. 263, pág. 6-25. 
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S. (2008). – Rocas arqueanas (3600-2600 M. A.) de la parte basal del Supergrupo Pápalo en la Región de Tierra Caliente, Estados de México y Guerrero. Primer Foro y Convención Geológica Nacional. SGM, http://www.sociedadgeológica.org.mx.  
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S. (2008). – Una secuencia basal del Supergrupo Telixtlahuaca (1400-900 Ma) del Geosinclinal Oaxaqueño, en el área de La Tomatina, Aguascalientes. Primer Foro y Conv. Geológica Nacional, SGM, http://www.sociedadgeológica.org.mx.  
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S. (2010). – Petrogénesis del Metamorfismo Regional de la Faja Estructural Oaxaqueña y de la Secuencia Precámbrica de México. Sociedad Geológica Mexicana, Conv. Nal. Geol. www.sociedadgeologica.org.mx. Resúmenes.  
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S. (2011). –  Sucesión        Litoestratigráfica del Precámbrico de México y la Génesis de su Metamorfismo Regional. – Simposio Dr. Zoltan de Cserna: Sesenta años geologizando en México.  I. de G. UNAM, 8 p. 
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S (2014). – Correlación estratigráfica y metalogénica del Precámbrico entre los Estados de Oaxaca y Chiapas. Memoria SGM, Conv. Nal. Geol. www.sociedadgeologica.org.mx. P.52-56. 
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S (2014). – Estratigrafía de la secuencia precámbrica del Estado de Chiapas. Memoria SGM, Conv. Nal. Geol. www.sociedadgeologica.org.mx. P. 197-198. 
• Bazán Perkins, S. D. y Bazán Barrón, S (2016). – Génesis del Titanio en el Grupo Oaxaca, del Mesoproterozoico y su Anortositización con Nelsonitas, segregadas durante el Paleozoico. Memoria. SGM, Congreso Internacional de Geología. Pachuca, Hidalgo. www. sociedad geologica.org.mx. Publicación C-22. 
• Bazán Perkins, S. D.  y S. Bazán Barrón (2019-2020). – El Proyecto Julio Verne. Investigación Litoestratigráfica de la Corteza Primigenia de la Tierra, en el Graben de San Felipe, Guanajuato. (En tres partes). Revista Geomimet Núm. 340, Págs. 7-24; Núm. 341, Págs. 7-26 y Núm. 343, Págs. 7-23.  
• Bazán Barrón, S   y S. D. Bazán Perkins (2020). –  Los límites litoestratigráficos del arco vulcano-sedimentario del Supergrupo Pápalo del Arqueano, en el Cratón de Norte-América. Reunión Anual de la Union Geofisica mexicana (RAUGM). UGM y CICESE. BoletIn Informativo, volumen 60. No. 1. febrero 202. 
• Bazán Barrón, S   y S. D. Bazán Perkins (2021). – Distribución y Límites Estrucurales del Escudo Arqueano Mexicano en el Cratón de Norteamérica.  Reunión Anual de la Union Geofisica Mexicana (RAUGM). UGM y CICESE. GEOS. – Libro de Resúmenes.   
• Bazán Barrón, S   y S. D. Bazán Perkins (2022). –  Características Litoestratigráficas del Supergrupo Pápalo del Arqueano en el Gneis Novillo, del Anticlinorio de Huizachal-Peregrina, Tamaulipas. Reunión Anual de la Union Geofisica Mexicana (RAUGM). UGM y CICESE. GEOS. – Libro de Resúmenes. 
• Bazán Perkins, S. D.  y S. Bazán Barrón (2022). – Génesis de las Nelsonitas del Cañón del Novillo, del Anticlinorio de Huizachal-Peregrina. Reunión Anual de la Union Geofisica Mexicana (RAUGM). UGM y CICESE. GEOS. – Libro de Resúmenes.  
• Bazán Barrón, S   y S. D. Bazán Perkins (2022). – Extensión Litoestratigráfica del Grupo Los Alisos, de la Corteza Primigenia, en la Mina Providencia, al Suroeste del Graben de San Felipe, Guanajuato. Reunión Anual de la Union Geofisica Mexicana (RAUGM). UGM y CICESE. GEOS. – Libro de Resúmenes.  
• Bazán Perkins, S. D.  y S. Bazán Barrón (2023).  Interpretación Litoestratigráfica del Basamento Arqueano de la Plataforma de Yucatán y su Evolución Tectónica en Norte América. Reunión Anual de la Union Geophysical Mexicana (RAUGM). UGM y CICESE. GEOS. – Libro de Resúmenes.   
• Bazán Barrón, S. (2024).- Evolución Tectónica de la Faja Volcánica Transmexicana, hacia el Cuaternario y Holoceno. Revista GEOMIMET, LI EPOCA, No. 371, 8 p. 7 Fig.
• Bose, E. (2006).- Nota preliminar sobre la fauna del Plioceno de Santa María Tetela, Ver. (1906).- Boletín de la Sociedad Geológica, V 2, n 1, 5 p.
• Buelna, R. R., Ordoñez , Ezequiel y Aguilera, J. G. (1896).- Itinerarios geológicos. Inst. Geol. México. Bol. 4-6,  p. 19-185. 
• Burckhard, C. y Scalia, S (1905).- La faune marine du Teias Superieur de Zacatecas: Instituto Geológico de México, núm. 21, 44 p.
• Capparelli, Alberto et. al. (2021) Tierras Raras : Usos y Aplicaciones. No 357 (7), artículos técnicos 35 p.
• Capilla, Alberto (1910).- Criaderos auríferos del arcaico en Oaxaca. Bol. Soc. Geol. Méx. Tomo VI, p. XXV-XXVI y 147-156.
• Carrillo Bravo, José (1961).- Geología del Anticlinorio Huizachal Peregrina al noreste de Ciudad Victoria, Tamps.: Asoc. Mexicana Geólogos Petrol. Bol. v. 13, núm. 1-2, p. 98.
• Carfantan, J.Ch., 1977, La cobijadura de Motozintla. Un paleozoico volcánico en Chiapas. Rev. Inst. Geol., 1, 133-137.
• Clark Eluani, L. A. (2015).- Exploración de Tierras Raras en la Provincia Oriental Alcalina Mexicana, en la asignación minera El Picacho, Mupio. de Villa de Casas, Tamaulipas. Tesis Profesional, Fac. de Ingeniería. UNAM, 60 p.
• Damon, P. E., Livingston, D. E., Mauger, R. L., Giletti, B.J. and Pantoja-Alor, J. (1962).- Edad del Precámbrico “Anterior” y de rocas del zócalo de la región de Caborca-Altar de la parte noroccidental del Estado de Sonora, UNAM, Inst. de Geol., Bol. 64: 11-44.
• Demant, Alain (1978): Características del Eje Neovolcánico Transmexicano y sus Problemas de Interpretación.- UNAM. México, Inst. Geología. Revista, vol. 2, Núm. 2, p. 172-187.
• Día Mundial de la Tierra (2024).- La problemática de las tierras raras y su implicación medioambiental.
• Ecoactivismo.com / Greenpeace Argentina, Chile, Colombia  Blog  Sostenibilidad (2025).-  ¿Qué consecuencias trae la extracción de los elementos de tierras raras para el medio ambiente?
• Evans, C. H. (1996).- Episodes from the history of the rare earth elements, Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands.
• Felix, J. y Lenk. H. (1891).- Uebersicht uber die geologiscchen Verhaltnisse des mexicanischen Staates Puebla. Palaentographica, v. 37, p. 117-139, lam. 30.
• Fries, Carl, Jr., y Eduardo Schmitter (1962).- Rocas Precámbricas de Edad Grenvilliana de la Parte Central de Oaxaca en el Sur de México. UNAM, Inst. Geol. Bol. 64, Pte. 3, p. 45-53. 
• Fries, Carl, Jr. y Eduardo Schmitter (1962).- Edad de las rocas metamórficas en los cañones de La Peregrina y de Caballeros, parte centro-occidental, de Tamaulipas, UNAM, Instituto de Geología, Boletín Núm. 64, Parte 4, p. 55-69. 
• Fries, Carl, Jr. (1962).- Reseña de la geología del Estado de Sonora, con énfasis en el Paleozoico: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 14, p. 257-273.
• Fries, Carl, Jr., y Rincón-Orta, César, (1965).- Nuevas aportaciones geocronológicas y técnicas empleadas en el Laboratorio de Geocronometría: Universidad Nacional Autónoma de México. Instituto de Geología, Boletín 73, pte.2, p.53-133. 
• Fries, Carl, Jr., C. J. Schlaepfer y C. Rincón-Orta (1965).- Nuevos datos geocronológicos del Complejo Oaxaqueño. Bol. S. G. M., Tomo XXIX, No. 1, p. 59-66.  
• Flores, Teodoro (1904).- Los Criaderos Argentíferos de  “Providencia” y ” San Juan de la Chica”, San Felipe, Estado de Guanajuato, 8 p. un plano.  
• Flores, Teodoro (1909).- Datos para la geología del Estado de Oaxaca. Bol. Soc. Geol. Mexicana, v. 6, p. 107-128.
• Gómez-Tagle, V. (1967). Estudio Geológico de la Sierra de las Mesteñas, Mpio. de Fronteras, Estado de Sonora, Tesis Profesional, Fac. de Ingeniería,  UNAM. 
• Global Threat Report (2025).- Qué son las Tierras Raras ?  Aplicaciones, usos, características y más. CrowdStrike®. 24 p.
• James H.L. (1954).- Sedimentary facies of iron formation’, Economic Geology, 49, pp.235-293.
• Hijar, Jerónimo (1905).- Ligeros datos sobre los criaderos de Peñoles, Oaxaca y Tamazula, Jalisco. Bol. Soc. Geol. Mex. Tomo I, p. 207-213
• Keith R. Long; Bradley S. Van Gosen; Nora K. Foley; Daniel Cordier (2018).- Geology.com. Carrillo, J. (2009): Extracción de tierras raras y su impacto ambiental. Asociación Geoinnova blog-territorio-extracción-tierras-raras-impacto-ambiental/
• Klesse, Elmar (1968-1970): Geology of  the El Ocotito-Ixcuinatoyac Region and of La Dicha stratiform sulphide depositos, State of Guerrero.- Bol. Soc. Geol. Méx., Núm. 2, pp. 107-140. 
• López-Ramos, E.  (1976).- Carta geológica de la República Mexicana, escala 1:2,000,000. 4a edición: México, D. F., Altos Hornos de México, Comité de la Carta Geológica de México, 1 mapa.
• López-Ramos, E., (1993).- Contribución a la historia de la Geología en México: Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, 43(1), 42-53.
• Paulson, Edwin G. (1962).- Mineralogy and origin of the titanium deposit at Pluma Hidalgo, Oaxaca, Mexico. Thesis (M.S.)–Massachusetts Institute of Technology, Dept. of Geology and Geophysics, 1962.Includes bibliographical references (leaves 53-54).
• Ordoñez, Ezequiel (1906): L’Archaique du Cañón de Tomellín. Cong. Geol. International, X Sesión, México. Libreto-guía. Excursión 5, p. 30.
• Quintero-Legorreta, Adranoel (1992).- Geología de la Región de Comanja, Estados de Guanajuato y Jalisco, UNAM, Revista, Volumen 10, número 1, p. 6-25.
• Penke, Michel y  Deutsche Welle (2021).- Tóxico y radiactivo: Los daños de la minería de minerales raros.
• Plataforma: Si a la Tierra Viva (2024).- El mayor estudio internacional realizado hasta la fecha sobre los efectos de las tierras raras alerta de su elevada peligrosidad y el dramático impacto de la minería de estos elementos para la salud humana y el medioambiente.
• Pretorius, D. A. (1981).- Gold and uranium quartz-pebble conglomerates. 75th Anniversary Volume. The Economic Geology Publishing, p. 117-138.
• Ramírez, R. Calixto. (1974).- Reconocimiento Geológico de las zonas metamórficas al Poniente de Ciudad Victoria, Tamaulipas. Facultad de Ingeniería, UNAM. Tesis Profesional de Ingeniero Geólogo, inédita, 77 p. 
• Rangin, C., (1978).- Consideraciones sobre la evolución geológica de la parte septentrional del estado de Sonora, en, Primer Simposio sobre la Geología y Potencial Minero del estado de Sonora, Libreto Guía: Hermosillo, Sonora, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, 35-56.
• Rangin, C. (1981).- Aspectos geodinámicos de la región noroccidental de México. UNAM, Inst. Geology, Revisit, vol. 5, Núm. 2, p. 186-194.
• Ransome F. L. (1904).- The geology and ore deposits of Cuadrangle Arizona, U. S. Geol. Serv. Prof. Paper Num. 21-168, Pag. 5 Fig. 29 Lams.  3 Mapas.
• Robertson, D. S. (1974).- Basal Proterozoic units as fossil time markers and their use in uranium prospection: Formation of Uranium Ore Deposits. IAEA, p. 495-512.
• Rutten, M. G. (1972).- Origin of life by natural causes, II Edition Elsevier, North, Holland. 
• Salas, G. P. (1949).- Bosquejo geológico de la Cuenca Sedimentaria de Oaxaca, Bol. Asoc. Mexicana, Geol. Petrol. v. 1, 11. 2 p. 79-156.
• Salas, G. A. (1968).- Areal  geology and petrology of the igneous rocks of the Santa Ana region, northwest , Sonora, Bol. Soc. Geol. Mexicana, v. 31, No. 1, p. 11-63.
• Sapper, Karl (1896).- Sobre la geografía física y la geología de la península de Yucatán. Instituto Geológico de México. Boletín 3, 57 p.
• Taliaferro, M., (1933).- An occurrence of Upper Cretaceous Sediments in Northern Sonora -México J.  Geol.  XLI   (1) 12-37,  6  Figs.
• Tierras raras (2015).- Elevados daños ambientales ocasionados por la fabricación tecnológica: Categorías: Biodiversidad, Contaminación del suelo.  
• Tierras raras (2019).-  ¿cuál es su impacto medioambiental? ISO 14001 2015, Sin categoría.-
• Ttierrasraras.org.info@gmail.com. (2025), en páginas de internet
• Turkovi, A. Z. Cmjak Orel (1997).- Solar Energy Materials and Solar Cells – Solar Energy Mater Solar Cells , Journal 5 , 275-281 B.
• Waitz, Paul (1912).- Notas preliminares relativas a un reconocimiento geológico por el curso del Río Atoyac (Oaxaca). Paragones, UNAM, Vol. 4 No. 1.
• Weber, Bodo; Meschede, Martin; Ratschbacher, Lothar; Frisch, Wolfgang Structure and kinematic history of the Acatlán Complex in the Nuevos Horizontes – San Bernardo region, (1997).- Puebla Geofísica Internacional, vol. 36, núm. 2,  p. 13, 
• Weber, B., Gruner, B., Hecht, L., Molina-Garza, R. y Kohler, H., (2002).- El descubrimiento de basamento metasedimentario en el macizo de Chiapas: la “Unidad La Sepultura”. GEOS, v. 22, no. 1, p. 2-11.
• Witch, E. (1909).- Contribución a la geología de la región meridional de la Baja California. Soc. Geol. Méx. Bol., Tomo IV (1ª parte), p. 5-14.

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