1. Introducción

Un amplio campo de aplicación del arqueomagnetismo es su uso como herramienta de fechamiento de rocas ya que, bajo ciertas condiciones, éstas registran las características del campo magnético terrestre (CMT) existente en el momento de su formación. Tal información se puede obtener mediante el estudio de la magnetización remanente en la roca. Si se conocen con precisión las variaciones del CMT en el pasado, es posible establecer un registro de variación temporal (curva de variación secular), el cual puede utilizarse como método de fechamiento; este método es conocido como fechamiento paleomagnético/arqueomagnético y puede ser tan preciso como el método de fechamiento radiométrico (^{Tauxe, 2010}). El método por C¹⁴ se usa con mayor frecuencia para fechar rocas del Pleistoceno Tardío y Holoceno (< 40 ka), sin embargo, este fechamiento se hace frecuentemente con el carbón asociado a la formación rocosa o paleosuelo que se encuentra debajo o sobre y no directamente en la roca, lo que puede ocasionar una interpretación incorrecta de la edad del emplazamiento (^{Siebe et al., 2004}); en cambio, el método arqueomagnético posee una ventaja significativa ya que permite fechar el momento de formación de las rocas. Por otro lado, los métodos radiométricos por K/Ar y ⁴⁰Ar/³⁹Ar fechan directamente la roca de gran antigüedad, pero actualmente se han convertido ya en un método alternativo para fechar lavas formadas durante los últimos 14000 años (e.g.^{Pavón-Carrasco et al., 2011}; ^{Roperch et al., 2015}).

Dentro de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM) existen algunos campos volcánicos potencialmente aptos para utilizar el método arqueomagnético (e.g.^{Sieron y Siebe, 2008}; ^{Pérez-Rodríguez et al., 2015}; ^{García-Quintana et al., 2016}; ^{Mahgoub et al., 2017}). Además, el estudio de aparatos volcánicos con actividad reciente permite refinar la curva de variación secular para diferentes regiones. En particular, el campo volcánico Ceboruco, en Nayarit y Jalisco (21°7’30’N 104°30’30’O), representa una excelente oportunidad para poder aplicar el método de fechamiento arqueomagnético, ya que presenta vulcanismo reciente y cuenta con varios fechamientos radiométricos y descripciones detalladas de los eventos eruptivos. En el presente trabajo se presentan los resultados de un estudio paleomagnético realizado a cinco flujos de lava del volcán Ceboruco en Jalisco, realizado con el objetivo de determinar las edades de los emplazamientos mediante el modelo de variación del CMT para los últimos 14000 años.

2. Descripción del área de estudio, localización y muestreo de los flujos de lava estudiados

Según ^{Nelson (1980}), el campo volcánico Ceboruco-San Pedro ocupa un área de 1600 km²; cuenta con 70 chimeneas y 16 conos de ceniza monogenéticos, y se encuentra entre los estados de Jalisco y Nayarit en la parte occidental de la FVTM. El volcán predominante de este campo es el volcán Ceboruco, un estratovolcán Cuaternario compuesto principalmente por andesitas además dacitas, con dos calderas concéntricas anidadas, resultado de una erupción Pliniana y el colapso posterior de una cúpula interna (^{Frey et al., 2004}).

Las relaciones estratigráficas de la erupción Pliniana Jala ocurrida hace ~1000 años indican que después de ésta se han producido siete flujos de lava mayores, los cuales fueron emitidos desde el cráter central y hacia los flancos, además de múltiples conos y domos de lava ubicados en la cima en las colindancias del cráter. La erupción más reciente de este volcán ocurrió en 1870 (^{Caravantes, 1870}; ^{Iglesias et al., 1877}). ^{Sieron y Siebe (2008}) describen detalladamente la historia eruptiva de este volcán y señalan que es difícil determinar las edades de las erupciones posteriores a la erupción con el método radiométrico debido a que los afloramientos no cuentan con suficiente material útil para el fechamiento.

La estrategia de muestreo estuvo determinada principalmente por dos condiciones: recolectar muestras del flujo de lava de la erupción bien documentada de 1870 y de los flujos de lava de edades determinadas mediante el método radiométrico de C¹⁴. Debido a que las muestras utilizadas para los fechamientos son fragmentos de carbón encontrados dentro de flujos piroclásticos o paleosuelos (^{Sieron y Siebe, 2008}; ^{Nelson, 1980}), en dos casos fue necesario utilizar fotografías aéreas y mapas de elevación digital para determinar la extensión del flujo de lava asociado y entonces recolectar en ese sitio las muestras (sitios CB_01 y CB_02 en nuestro estudio, 04-24 y 04-31, respectivamente, en Sieron y Siebe, 2008), en el resto de los casos se recolectaron las muestras directamente de los flujos de lava referidos. Se recolectaron 47 núcleos para estudio paleomagnético estándar de cinco flujos de lava distintos alrededor del volcán (de 8 a 10 núcleos por flujo, Figura 1). Todas las muestras fueron orientadas con compás magnético y en algunos casos con compás solar.

Figura 1 Detalle de los flujos de lava del volcán Ceboruco y sus alrededores (modificado de ^{Sieron y Siebe, 2008}). Los sitios de muestreo se indican con una estrella roja. 

Con el propósito de estimar la posible influencia de las anomalías magnéticas locales asociadas a los sitios estudiados, se elaboró un mapa aeromagnético compuesto de toda la región aledaña al volcán y que comprende a los sitios estudiados. La información se obtuvo a partir de un vuelo hecho por el Consejo de Recursos Minerales (CRM, actualmente Servicio Geológico Mexicano) en 1983, en el cual se usó un magnetómetro Geometrics G-803, con una sensibilidad de 0.25 nT, el magnetómetro de la estación base fue un Geometrics 856 A con una sensibilidad de 1 nT; se utilizó un radar altimétrico Sperry y el sistema de navegación fue visual. Los valores del campo magnético (IGRF epoch 1980.0) para la fecha del vuelo eran: Intensidad del campo 43401 nT; Inclinación 47°44’ y Declinación 8°52’. Los sitios estudiados se observan en la Figura 2, que muestra el mapa con la configuración de los isovalores del campo magnético reducido al polo (^{Baranov y Naudy, 1964}).

El sitio CB_01 se encuentra en la porción NO a 9560 m al NO de la anomalía principal, ubicada en el centro del mapa aeromagnético. Se ubica en el gradiente O de una anomalía aeromagnética secundaria de forma alargada con dirección principal N-S con una longitud de 3476 m, que en dirección E-O tiene 3241 m. El sitio del muestreo está a 860 msnm y un valor de intensidad aeromagnético de 14.4 nT.

El sitio CB_02 se localiza también en la porción NO del mapa y al S de la CB_01, a una distancia de 3729 m, a una altura de 1199 msnm y muestra una intensidad de magnetización aeromagnética de -78 nT. La anomalía aeromagnética secundaria a la que está asociada este sitio está elongada en dirección NS, con una longitud de 4109 m, mientras que en la dirección E-O es de 3269 m. Esta anomalía concurrente con el sitio de muestreo se ubica en la porción NO del patrón aeromagnético que se observa en el mapa de reducción al polo.

Los sitios CB_03 y CB_03B se ubican en el centro del mapa aeromagnético. La configuración de isovalores muestra un patrón aeromagnético con rumbo NO-SE en el que se destaca la anomalía central que está asociada al cráter. Estos sitios están correlacionados a una gran anomalía aeromagnética de forma semicircular con dimensiones de 7960 m en dirección NO-SE y de 6825 m en dirección NE-SO del volcán Ceboruco. La muestra CB_03 se asocia a una intensidad de magnetización del orden de los 875.5 nT y a una altitud de 2145 m, y la CB_3B se correlaciona a una intensidad de magnetización del orden de los 856.3 m y se encuentra a una altitud de 2168 m.

El sitio CB-04 se localiza al SO de la anomalía principal. Se asocia también a un pequeño vértice de anomalía de forma alargada en dirección NE-SO de 1795 m de longitud y 745 m de ancho. Este sitio se ubica a una altitud de 929 m y tiene una intensidad de magnetización del orden de los -45 nT.

3. Direcciones paleomagnéticas y remanencia magnética

Con la finalidad de obtener las direcciones características de la remanencia magnética presente en las muestras, se realizaron procesos de desmagnetización mediante campos alternos en el Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) del Instituto de Geofísica de la UNAM. Se desmagnetizaron de 6 a 8 muestras por sitio aplicando campos magnéticos con intensidades desde 5mT hasta 90mT con incrementos graduales de 5mT. Las componentes de la remanencia para cada muestra y las direcciones paleomagnéticas medias por sitio se determinaron mediante el método de análisis de componentes principales (^{Kirschvink, 1980}) y, posteriormente, con la estadística de ^{Fisher (1953}). En la mayoría de las muestras estudiadas (60 %) se observó una sola componente estable con un comportamiento unidireccional hacia el origen de coordenadas en los diagramas ortogonales de ^{Zijderveld et al. (1967}) (Figura 3, muestra 94U007A). En otros casos, el 30 % de las muestras, se observó también una segunda componente de magnetización poco significativa probablemente de origen viscoso, la cual fue fácilmente removida en las primeras etapas de desmagnetización (Figura 3, muestra 94U027A). Finalmente, en algunos casos no fue posible desmagnetizar por completo las muestras aplicando campos de hasta 90 mT, sin embargo, se observó un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas, por lo que se considera que es posible aislar las componentes direccionales características (Figura 3, muestras 94U031A y 94C043A).

Figura 3 Diagramas ortogonales de áreas iguales con las direcciones magnéticas promedio para los sitios de estudio empleados para el fechamiento arqueomagnético. 

Para determinar la naturaleza y estabilidad térmica de los portadores magnéticos presentes en las rocas estudiadas, se llevaron a cabo experimentos de susceptibilidad magnética en función de la temperatura (curvas termomagnéticas continuas K-T). Se usó un susceptibilímetro AGICO Kappa Bridge modelo MFK1, para calentar las muestras desde la temperatura ambiente hasta los 650 °C en presencia de gas argón, para reducir la posible oxidación durante el calentamiento. Las curvas termomagnéticas indican la existencia de dos fases magnéticas durante el calentamiento con temperaturas de Curie cercanas a los 320 °C y de 560 °C, lo cual apunta a la titanomagnetita con contenido variable en titanio como la responsable de la magnetización. Las curvas de enfriamiento son similares a las de calentamiento mostrando una ligera disminución de la susceptibilidad inicial, la cual es producto de la oxidación producida durante el calentamiento, Figura 4.

Figura 4 Curvas termomagnéticas continuas K-T. Las curvas de color 

La determinación de intensidad paleomagnética absoluta fue hecha por el método de doble calentamiento de ^{Thellier (Thellier y Thellier, 1959}) modificado por ^{Coe (1967)}. El calentamiento y enfriamiento se llevó acabo en un horno ASC TD-48 en presencia de aire. Las determinaciones de la paleointensidad se llevaron a cabo en 12 pasos de temperatura entre la temperatura ambiente y 540 °C, temperatura a la cual la magnetización de la mayoría de los especímenes era removida por completo. La intensidad del campo de laboratorio aplicado fue de 45 μT lográndose mantener con una precisión de hasta 0.1μT durante el experimento. Se llevaron a cabo controles de calentamiento pTRM-checks (e.g. ^{Thellier y Thellier, 1959}). Para que una determinación de paleointensidad fuera considerada confiable debió cumplir con los siguientes parámetros de calidad: (i) En el diagrama NRM-pTRM, el número de puntos alineados N ≥ 5, (ii) el factor de fracción de NRM f (Coe et al., 1978) > 0.5, (iii) el radio b (error estándar/pendiente absoluta de la línea de mejor ajuste del diagrama de ^{Arai) < 0.1 (Arai, 1963}), (iv) el factor de calidad q > 5 (Coe et al., 1978) y (v) los resultados de paleointensidad obtenidos de los diagramas NRM-pTRM no deben tener forma cóncava, debido a que en esos casos es probable que la remanencia esté asociada a la presencia de granos multidominio (^{Levi y Merrill, 1978}). Luego de realizar los experimentos, dos muestras provenientes del sitio CEB_03 superaron los criterios, obteniéndose así determinaciones exitosas para este sitio, que arrojó un valor promedio de PI = 46.97 ± 0.99 μT, Tabla 1, Figura 5.

Figura 5 Diagramas de ^{Arai-Nagata (Arai, 1963}) de los experimentos de paleointensidad según el método de Thellier-Thellier (datos representativos). 

4. Fechamiento arqueomagnético

El fechamiento arqueomagnético se obtuvo con el modelo de variación del campo magnético Terrestre propuesto por ^{Pavón-Carrasco et al. (2014)}. Este modelo fue desarrollado empleando datos arqueomagnéticos y de flujos de lava distribuidos globales e incluye además los registros históricos del modelo GUFM1 (^{Jackson et al., 2000}). El modelo SHADIF.14k permite determinar curvas de variación paleosecular con sus incertidumbres desde el año 12000 antes de Cristo hasta el año 1900 de nuestra era. Este modelo puede usarse como herramienta de fechamiento, ya que permite hacer una comparación de los datos direccionales y de intensidad de los sitios estudiados con los de la curva de variación correspondiente, de esta forma es posible proporcionar un intervalo de edad probable.

El fechamiento arqueomagnético pudo obtenerse en tres sitios, CB_01, CB_02 y CB_03, mientras que en dos sitios el método no pudo ser aplicado debido a la dispersión de los datos direccionales y de intensidad magnética, por lo que se obtienen varios intervalos de edades igualmente probables haciendo ambigua la determinación. La causa probable es que las muestras fueron tomadas de bloques de roca rotados o desplazados posteriormente al emplazamiento, lo cual no fue advertido durante el muestreo. En la Tabla 2 (Figura 6) se muestran los resultados del fechamiento y la edad radiométrica reportada previamente.

Figura 6 Fechamiento de los flujos de lava. Se muestran las gráficas de probabilidad combinada al 95% de confianza; dentro de los corchetes se indica el intervalo de edad más probable. Estas gráficas fueron hechas con la herramienta de Matlab ARCHAEODATING de ^{Pavón Carrasco et al. (2011}). 

Para el sitio CB_01, utilizando únicamente los datos direccionales, se obtuvo como intervalo de edad más probable 735 - 933 DC. Este intervalo difiere del reportado por ^{Sieron y Siebe (2008)} de 996 - 1168 DC. La diferencia puede estar asociada a que, según el mismo artículo, la estimación de la edad se basó en determinaciones individuales realizadas en muestras de carbón o bien de paleosuelos asociados a los productos de las erupciones y no directamente a los afloramientos. En cambio, el fechamiento de este estudio fue hecho utilizando muestras de roca del afloramiento, por lo que podría tratarse de dos eventos eruptivos diferentes muy cercanos en tiempo, primero la erupción, la emisión de lavas y posteriormente una etapa eruptiva explosiva, por lo cual es más probable que la edad reportada por el presente estudio corresponda al inicio de la actividad volcánica eruptiva y concuerde con el inicio de la actividad de la erupción Pliniana de Jala.

En el sitio CB_02, con datos direccionales, se obtuvo un intervalo de edad probable de 192 - 69 AC. Esta edad difiere a la reportada por ^{Sieron y Siebe (2008)} de 734 - 690 AC. En este caso la diferencia puede atribuirse a que la edad que reportan se obtuvo mediante muestras de carbón obtenidas en depósitos freatomagmáticos, mientras que nuestra determinación se obtuvo a partir de una muestra de roca proveniente del afloramiento de lava de la erupción. Nuevamente la diferencia en las edades podría indicar la temporalidad de dos eventos eruptivos cercanos en tiempo, la emisión de lavas y posteriormente la erupción explosiva, por lo que, a pesar de esta diferencia, esta nueva determinación concuerda con la historia eruptiva previa a la erupción de Jala y es probable que el flujo de lava sea anterior a la erupción reportada por Sieron y Siebe (2008).

Para el sitio CEB_03, además de los datos direccionales, se incluyó el valor de la paleointensidad promedio (46.97 ± 0.99 μT) para determinar la edad, lo cual produjo un intervalo probable de 1810 − 1900 DC. Este sitio corresponde a una erupción histórica bastante bien documentada del año de 1870 (^{García, 1875}; ^{Iglesias et al., 1877}), la cual queda incluida dentro del intervalo. Este mismo flujo fue estudiado por ^{Böhnel et al. (2016)}, quienes, empleando la misma herramienta de fechamiento y un número mayor de muestras, reportaron resultados similares a los nuestros (1755 − 1871 DC). La coincidencia de ambas determinaciones con la edad real de la erupción pone de manifiesto la confiabilidad del método arqueomagnético como herramienta de fechamiento.

5. Conclusiones

La aplicación del método de fechamiento arqueomagnético mediante el modelo de variación del campo magnético SHA.DIF.14K a rocas provenientes de cinco flujos de lava que pertenecen al campo volcánico Ceboruco en Jalisco, permite establecer con mayor certeza edades de los emplazamientos. En el sitio CB_01 la nueva edad encontrada concuerda con el inicio del periodo eruptivo previamente reportado conocido como la erupción Pliniana Jala. En el sitio CB_02 la determinación de la edad paleomagnética difiere de la edad radiométrica previamente reportada; esta diferencia puede atribuirse al origen de las distintas muestras usadas en ambas determinaciones, por lo que según nuestro fechamiento el flujo de lava es anterior a la erupción reportada por ^{Sieron y Siebe (2008)}.

La edad encontrada para el sitio CB_03 coincide con los documentos históricos, 1870 DC, y concuerda también con una edad paleomagnética reportada recientemente. Esto nos permite considerar a esta determinación como un ejemplo de confiabilidad del método arqueomagnético como herramienta para fechar erupciones volcánicas recientes. A grandes rasgos se puede afirmar que las nuevas edades paleomagnéticas encontradas concuerdan con la historia eruptiva del volcán, aunque requiere de un mayor muestreo y trabajo de mayor detalle para definir el inicio del periodo del emplazamiento de lava.