1. Introducción

El volcán Xitle forma parte del campo volcánico Cuaternario Chichinautzin, localizado al sur del Valle de México (^{Herrero-Bervera et al., 1986}; ^{Urrutia-Fucugauchi y Martin del Pozzo, 1993}). Es un cono monogenético cuyas lavas cubren un área aproximada de 80 km² en el que se identifican siete unidades de flujos (Figura 1; ^{Delgado-Granados et al., 1998}). El flujo más extenso hacia el norte es de más que 13 km de longitud, cubre un área de 70 km² (Martin del Pozzo et al., 1997; Delgado-Granados et al., 1998) y se encuentra emplazado sobre el centro arqueológico de Cuicuilco, considerado como uno de los primeros asentamientos urbanos del Valle de México (^{Heizer y Bennyhoff, 1958}). Desde un punto de vista arqueológico, la erupción del Xitle tuvo repercusiones muy significativas, ya que se estimaba que para el Preclásico Tardío la población que habitaba esta zona era superior a los 20000 habitantes, sin embargo, en condiciones aún no determinadas, el sitio fue abandonado y destruido a causa de una erupción entre los años 200 BC y 200 AD (^{Blanton et al., 1981}), sin conocerse con suficiente precisión hasta ahora la edad de este evento. Existen algunas evidencias obtenidas de la exploración del basamento principal de la pirámide de Cuicuilco que sugieren que el abandono fue paulatino (^{Piña-Chan, 1967}; ^{Muller, 1990}; ^{Navarrete, 1991}), aunque la gran mayoría del asentamiento y sus alrededores fueron cubiertos por las lavas. Los efectos de este acontecimiento ocasionaron grandes cambios en el contexto económico y social, favoreciendo la consolidación de Teotihuacán como la ciudad principal en el Valle de México (^{Heizer y Bennyhoff, 1958}). Por este motivo, conocer con precisión la edad de la erupción del Xitle continúa siendo de gran interés. Actualmente las edades obtenidas mediante radiocarbón se agrupan alrededor de los 2000 años BP (^{Delgado-Granados et al., 1998}; ^{González et al., 2000}; ^{Siebe, 2000}) pero existen determinaciones individuales con edades desde los 4000 hasta 1500 años BP (^{Urrutia-Fucugauchi, 1996}). Más recientemente, Urrutia-^{Fucugauchi et al. (2016)} reportaron una edad obtenida por el método de datación arqueomagnética de 2086 BP con un intervalo de 95% de confianza entre 1995 y 2177 años BP, edad que refuerza la hipótesis de la relación entre el abandono de Cuicuilco y la erupción del Xitle. Hasta ahora este volcán ha sido considerado como monogenético y se desconoce la duración de la erupción, aunque se supone que puede ser del orden de una década, similar a la duración de las erupciones históricas del volcán Paricutín, de 1943 a 1953 (^{Luhr y Simkin, 1993}) y el volcán Jorullo, de 1759 a 1774 (^{Bullard, 1976}; ^{Luhr y Carmichael, 1985}). ^{Alva-Valdivia (2005)} reporta una edad C¹⁴ de 1960-65 años BP a partir de una muestra de paleosuelo obtenida en la base de esta sección, mientras que Siebe (2000) reporta una edad también de radiocarbón de 1670 ± 35 años BP para la erupción. Estas determinaciones y la dispersión en las más de 30 edades reportadas (^{Urrutia-Fucugauchi, 1996}, ²⁰¹⁶; ^{Siebe, 2000}) han sugerido que la duración de la erupción podría ser mayor. El objetivo de este estudio es determinar, mediante el método de datación arqueomagnética, las edades de seis flujos de lava del volcán Xitle que permitan conocer con mayor precisión su historia eruptiva, para examinar sus posibles repercusiones vulcanológicas y arqueológicas.

Figura 1 A) Mapa esquemático del volcán Xitle; la flecha indica la dirección inferida del flujo, los números romanos las unidades de lava identificadas en orden estratigráfico (^{Delgado-Granados et al., 1998}) y el círculo de color rojo indica el sitio de muestreo el cual corresponde a la unidad V; B) Identificación de los flujos estudiados y su relación estratigráfica (modificado de ^{Alva-Valdivia, 2005}). 

2.1. Modelo magnético terrestre de la sección estudiada

Para definir la geometría y profundidad de los flujos volcánicos estudiados, se realizó un modelo 2D del campo magnético residual de la sección (identificada como X01A), el cual presenta una dirección W-E y una longitud del orden de los 200 m. La geometría, profundidad y propiedades magnéticas de las fuentes para ajustar la sección magnética, se muestran en la Figura 2 y Tabla 1. Para realizar este modelado utilizamos el programa GM-SYSTM de Geosoft, el cual utiliza una rutina de inversión, basada en el algoritmo de ^{Marquardt (1963)}, para linealizar e invertir los cálculos. GM-SYSTM utiliza una aplicación de este algoritmo para datos magnéticos, proceso desarrollado por el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) en el software SAKI (^{Webring, 1985}). La sección magnética es modelada por cuerpos poligonales con diferentes magnetizaciones (Tabla 1).

Figura 2 Modelo de la sección magnética terrestre X01A con dirección W-E del volcán Xitle ubicada en la zona de la cantera de la UNAM; las zonas 1 y 2 representan flujos de lava 5 y 4 respectivamente, mientras que la zona 3 se utilizó para modelar el resto de los flujos en conjunto para compensar la ausencia de datos sobre la variación de las propiedades magnéticas con la profundidad. 

Tabla 1 Resumen de los datos paleomagnéticos calculados por flujo. Dec. es la declinación magnética promedio, Inc. es la inclinación magnética promedio, k y α95 son el parámetro de precisión y el ángulo del 95% de confianza de la estadística de Fisher. 

Flujo	N/n	Dec ( ° )	Inc ( ° )	α95 ( ° )	k
Flujo 1	8-Aug	355.8	31.8	2.6	443
Flujo 2	8-Aug	347.4	33	3.6	233
Flujo 3	8-Aug	354.5	37.6	5	124
Flujo 4	8-Aug	4.1	34.5	5.2	116
Flujo 5	8-Aug	5.8	38.7	4.2	172
Flujo 6	8-Aug	357.9	32	7.9	50

2.2. Tratamientos magnéticos

Los tratamientos magnéticos fueron realizados en las instalaciones del Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA) del Instituto de Geofísica de la UNAM. Todas las muestras fueron cortadas en especímenes paleomagnéticos cilíndricos estándar y colocadas dentro de un blindaje magnético durante dos semanas para reducir la posibilidad de una remagnetización de origen viscoso. Posteriormente se les midió la magnetización natural remanente (MNR) con un magnetómetro de giro AGICO JR5. Para examinar la estabilidad magnética y la dirección de la magnetización remanente característica (ChRM), las muestras fueron sometidas a desmagnetización progresiva mediante campos alternos de 10 a 12 pasos con una intensidad máxima de 90 mT utilizando un desmagnetizador GSD Schonstedt. Las direcciones características (ChRM) de cada muestra se determinaron mediante el análisis de componentes principales (PCA; ^{Kirschvink, 1980}), mientras que las direcciones promedio de cada sito fueron calculadas siguiendo la estadística de ^{Fisher (1953}). En total se desmagnetizaron 48 muestras (8 por flujo). En la mayoría de las muestras estudiadas (60%) se aprecian dos componentes de magnetización, la primera de ellas es removida durante los primeros pasos de desmagnetización (campos de 5mT a 10 mT) y representa menos del 10% del valor de la magnetización total de las muestras y probablemente sea de origen viscoso. Una vez removida esta componente, el comportamiento es lineal hacia el origen de coordenadas en los diagramas ortogonales de ^{Zijderveld (1967)}. Otro grupo de muestras (31%), correspondientes a los flujos 2 y 5, conservan cerca del 40 al 50% de la magnetización inicial luego de haberles aplicado campos magnéticos de 90 mT, sin embargo, se observa también un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas. En el 9% restante de las muestras se identificó una sola componente estable con un comportamiento unidireccional hacia el origen. En todos los casos fue posible aislar las componentes direccionales de la magnetización remanente característica ChRM (6 a 12 puntos) con una máxima desviación angular MAD < 4°, por lo que las considera de origen primario. En la Figura 3 se muestran gráficas representativas de las desmagnetizaciones. Posteriormente se obtuvieron los promedios de ^{Fisher (1953)} para cada flujo con valores de incertidumbre α₉₅ menores a 8°, lo cual indica buena precisión en las determinaciones. El resumen de estos resultados se muestra en la Tabla 2 y en la Figura 4.

Figura 3 Diagramas ortogonales de desmagnetización representativos de los flujos de lava estudiados. Los números indican el valor máximo del campo magnético aplicado en cada paso de desmagnetización. 

Tabla 2 Datos de inclinación (Inc.), declinación (Dec.), susceptibilidad magnética (K) y magnetización (Mag.) utilizados para ajustar la sección magnética terrestre X01A en el modelo de la Figura 2. 

Flujo	Inc (°)	Dec (°)	K (SI)	Mag (A/m)
1(5)	38.7	5.8	0.00896	5
2(4)	34.5	4.1	0.003	3
3 (?)	--	--	1	--

Figura 4 Diagramas ortogonales de áreas iguales con las direcciones paleomagnéticas promedio para los flujos estudiados. Dec. es la declinación magnética promedio, Inc. es la inclinación magnética promedio y α95 el ángulo del 95% de confianza de la estadística de Fisher. 

2.3. Magnetismo de rocas

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 K-T). Se utilizó un susceptibilímetro AGICO Kappa Bridge modelo MFK1. Una muestra de cada flujo fue calentada desde la temperatura ambiente hasta los 620°C a un ritmo de 20°C/min. en presencia de gas argón para reducir los efectos de la oxidación durante el calentamiento y posteriormente enfriada al mismo ritmo. Las curvas termomagnéticas indican la existencia de una fase magnética durante el calentamiento con temperaturas de Curie entre los 520°C y 560°C, lo cual sugiere magnetita o titanomagnetita con contenido bajo en titanio como la responsable de la magnetización. Las curvas de enfriamiento son similares a las de calentamiento mostrando una disminución de la susceptibilidad inicial menor al 15%, la cual es probablemente producto de la oxidación producida durante el calentamiento (Figura 5).

Figura 5 Curvas termomagnéticas continuas K-T. Las curvas de color rojo indican el calentamiento y las rojas el enfriamiento; la susceptibilidad magnética se muestra en unidades arbitrarias. 

2.4. Paleointensidad

La determinación de la paleointensidad (PI) se realizó siguiendo el método de doble calentamiento de ^{Thellier (Thellier y Thellier, 1959}) modificado por ^{Coe (1967)}. Solo las muestras que mostraron una sola componente direccional de NRM en los diagramas ortogonales de ^{Zijderveld (1967)} y una variación menor al 15% en los valores de la susceptibilidad magnética entre el calentamiento y enfriamiento fueron seleccionadas. En total se usaron 42 muestras para los experimentos de paleointensidad. Las muestras fueron calentadas en 12 pasos de temperatura entre los 100° y 580°C y se aplicó un campo de laboratorio de 45 μT paralelo al eje Z empleando un desmagnetizador ASC TD48.

Para garantizar la confiabilidad de los resultados en la determinación de la PI se utilizaron los siguientes criterios de selección para que una determinación individual fuera considerada como aceptable y ser incluida en el cálculo del promedio. (i) El número de puntos utilizados en el ajuste lineal del diagrama NRM-pTRM debe ser de al menos 5 (N ≥ 5); (ii) debe utilizarse por lo menos el 40% del total de la NRM original (parámetro f, ^{Coe et al., 1978}); (iii) el factor de calidad q > 5 (Coe et al., 1978); (iv) el radio b (error estándar/pendiente absoluta de la línea de mejor ajuste del diagrama de Arai) < 0.1; (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 con la presencia de granos multidominio (^{Levi y Merrill, 1978}) y (vi), el cálculo del promedio por flujo debe incluir al menos 3 determinaciones individuales con una desviación estándar d.s. < 10 μT. Los resultados de la PI promedio obtenida para cada flujo se muestran en la Tabla 3 y en la Figura 6 las gráficas representativas.

Tabla 3 Resultados de paleointensidad. N es el número de pasos de calentamiento usados para la determinación de la paleointensidad, Tmin-Tmax es el intervalo de temperatura empleado para la determinación, F ± ΔF es el valor de la paleointensidad y su correspondiente desviación estándar, f es la fracción de NRM utilizada para la determinación, g y q son los factores de calidad definidos por ^{Coe et al. (1978)}. En negritas se indican las determinaciones individuales descartadas para el promedio. 

Flujo	Muestra	T min (°C)	T máx (°C)	N	f	g	q	F (µT)	ΔF (µT)
Flujo 1	94X003B	300	540	5	0.93	0.46	5.56	28.31	2.17
	94X004B	300	540	6	0.9	0.66	14.99	41.47	1.63
	94X005B	300	540	6	0.74	0.63	13.98	54.9	1.84
	94X006B	300	540	5	0.66	0.52	5.71	47.08	2.82
	94X007B	350	560	6	0.82	0.65	15.42	45.46	1.56
	94X009A	200	450	5	0.54	0.72	12.22	45.54	7.96
	Promedio							43.79	8.78
Flujo 2	94X010B	300	540	5	0.65	0.59	6.71	66.54	3.81
	94X011B	300	540	5	0.74	0.42	7.38	68.85	2.88
	94X012B	300	540	6	0.69	0.66	14.7	48.24	1.51
	94X013B	300	500	6	0.52	0.69	5.3	50.16	3.44
	94X014B	300	540	7	0.64	0.65	9.18	59.42	2.69
	94X018A	300	540	7	0.68	0.74	29.86	83.75	1.42
	94X019A	200	540	7	0.69	0.51	6.38	66.12	3.61
	Promedio							63.3	12.12
Flujo 3	94X020B	300	560	6	0.48	0.68	9.84	69.31	2.28
	94X021B	300	560	9	0.58	0.83	8.47	75.14	4.28
	94X022B	200	560	9	0.84	0.84	16.82	78.43	3.31
	94X023B	200	560	9	0.63	0.78	9.46	75.39	3.89
	94X025B	300	560	7	0.8	0.75	12.82	64.36	3.04
	94X026B	300	560	6	0.89	3.05	9.78	75.59	3.05
	Promedio							73.04	5.19
Flujo 4	94X030B	200	540	9	0.97	0.81	22.78	61.05	2.12
	94X031B	200	540	7	0.93	0.74	20.84	63.72	2.08
	94X032B	300	540	7	0.87	0.74	12.59	82.59	4.18
	94X033B	300	540	8	0.79	0.77	24.08	68.65	1.74
	94X034B	200	560	9	0.71	0.8	14.34	61.9	2.46
	94X035B	200	560	9	0.55	0.8	10.54	69.33	2.88
	94X036A	300	560	8	0.61	0.8	11.87	64.23	2.61
	Promedio							67.35	7.42
Flujo 5	94X037B	100	540	9	0.53	0.81	11.42	76.99	2.87
	94X038B	300	560	8	0.47	0.82	7.66	62.31	3.16
	94X039B	300	540	6	0.74	0.39	5.62	50.87	2.63
	94X040B	200	540	8	0.75	0.69	10.16	59.51	3.04
	94X041B	300	540	7	0.74	0.72	12.09	65.65	2.87
	94X042B	200	540	8	0.76	0.65	11.86	56.96	2.39
	94X045B	300	540	7	0.73	0.69	8.46	57.11	3.38
	Promedio							61.34	8.31
Flujo 6	94X046B	300	560	9	0.39	0.8	5.7	70.14	3.9
	94X047B	200	560	10	0.61	0.83	8.95	55.38	3.17
	94X048B	400	560	7	0.36	0.74	4.01	67.82	4.53
	94X049B	300	560	7	0.67	0.73	11.25	53.4	2.34
	94X052B	200	560	9	0.83	0.82	12.77	69.92	3.74
	94X053B	300	560	7	0.9	0.79	6.38	53.91	5.99
	94X054A	300	540	7	0.77	0.79	4.53	50.45	6.77
	Promedio							56.61	7.65

Figura 6 Diagramas de Arai de los experimentos de paleointensidad según el método de ^{Thellier y Thellier (1959}) (resultados representativos). 

2.5. Datación arqueomagnética

La datación arqueomagnética se obtuvo utilizando la herramienta “Archaeodating” (^{Pavón-Carrasco et al., 2011}), a partir del modelo de variación del campo magnético Terrestre SHA.DIF.14k propuesto por ^{Pavón-Carrasco et al. (2014)}. Este modelo permite hacer una comparación de los datos direccionales y de intensidad de los flujos estudiados con los de la curva de variación paleosecular correspondiente y proporciona un intervalo de edad estadísticamente posible y su nivel de confianza. Este método de datación ha sido utilizado con resultados favorables para obtener edades de flujos de lava de erupciones volcánicas recientes (^{Mahgoub et al., 2017}; ^{García-Quintana et al., 2016}; ^{Böhnel et al., 2016}; ^{Pérez-Rodríguez et al., 2015}). Una característica de este método de datación es que proporciona intervalos de edades posibles dentro de los cuales es probable que la edad “real” se encuentre a un nivel del 95% de confianza, por lo que en las determinaciones es común encontrar varios intervalos de edades con la misma probabilidad. Las gráficas de probabilidad y los intervalos de edades encontrados para los flujos estudiados se pueden ver en la Figura 7.

Figura 7 Datación 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 y de color rojo el intervalo estratigráficamente compatible (véase el apartado “Discusión de los resultados de la datación”). Estas gráficas fueron hechas con la herramienta de Matlab ARCHAEODATING de ^{Pavón Carrasco et al. (2011)}. 

Con la finalidad de realizar una interpretación global de las dataciones, se tomó en cuenta tanto la densidad de probabilidad mostrada en las gráficas de cada determinación individual como el contexto estratigráfico de los flujos. De esta forma se pueden descartar a algunos de los intervalos de edades probables de los flujos, es decir, el flujo en la parte inferior de la secuencia (Flujo 1) es el que fue emplazado primero y en consecuencia el intervalo aceptado de la edad arqueomagnética deberá ser el más antiguo entre todas las determinaciones; del mismo modo el flujo consecutivo adyacente (Flujo 2) se asume que es más joven que el primero, pero al mismo tiempo este flujo deberá ser más antiguo que el tercero (Flujo 3), y así respectivamente para el resto de los flujos. La secuencia propuesta es la que se indica en la Figura 8.

Figura 8 Secuencia de edades obtenidas por la datación arqueomagnética. Los rectángulos de color rojo indican los intervalos que concuerdan mejor con la estratigrafía, los rectángulos de color azul representan los intervalos de edad descartados. 

3. Discusión de los resultados de la datación

La mayoría de las edades radiométricas para la erupción del Xitle están agrupadas alrededor de los 2000 años BP (^{Urrutia-Fucugauchi, 1996}; ^{Siebe, 2000}; ^{Urrutia-Fucugauchi et al., 2016}), por lo que es posible que el emplazamiento de los flujos de lava estudiados sucediera en un intervalo muy estrecho de tiempo, sin embargo, existen también determinaciones radiométricas que arrojan una antigüedad cercana a los 4000 años BP (^{Fergusson y Libby, 1963}, ¹⁹⁶⁴) así como la edad más joven de 1670 BP encontrada por ^{Siebe (2000)}. Para fines de la datación arqueomagnética se puede suponer que los flujos de lava estudiados son independientes y que fueron emplazadas con una diferencia de tiempo suficiente, la cual permite distinguir las características del campo magnético de la Tierra registrado en ellas, por lo que es posible asociarles una edad arqueomagnética individual a partir de los datos paleomagnéticos direccionales y de intensidad encontrados. Se determinaron las direcciones características en la totalidad de las muestras estudiadas y se obtuvo el promedio paleomagnético de cada uno de los seis flujos de lava con una certeza del 95% (α₉₅) entre 2.6° y 7.9°. Los experimentos de paleointensidad produjeron, luego de aplicar los criterios de selección antes mencionados, 38 determinaciones individuales y se obtuvo el promedio estadístico con su desviación estándar para los seis flujos con valores de PI entre los 43.74 y 73.04 µT y desviaciones estándar de entre 5.19 y 12.12 µT.

Luego de hacer las interpretaciones estratigráficas discutidas anteriormente, se obtiene para el Flujo 1 (Dec = 355.8°, Inc =31.8°, α₉₅ = 2.6°, PI = 43.79 ± 8.78µT) un intervalo de edad probable de [1634 ‒ 1491] BC (3584 ‒ 3141 BP). Esta edad es considerablemente más antigua a la edad reportada por ^{Alva-Valdivia (2005}; 1960 ‒ 65 BP) obtenida de una muestra de carbón de la base de este mismo flujo y es más próxima al grupo de edades radiométricas más antiguas reportado por ^{Urrutia-Fucugauchi (1996)}, cercano a los 4000 BP. La diferencia puede ser atribuida a que esas determinaciones se realizaron mediante el método de C¹⁴ a partir de muestras de carbón asociado a la formación rocosa o del paleosuelo que se encuentra a su alrededor, por lo que, debido al origen del carbón presente en las muestras, es posible que sean temporalmente distintas. En cambio, la datación de este estudio fue hecha utilizando muestras de roca del afloramiento, por lo cual es más probable que esta edad corresponda al inicio de la actividad volcánica eruptiva.

En el caso del Flujo 2 (Dec = 347.4°, Inc =33.0°, α₉₅ = 3.6°, PI = 63.30 ± 12.12µT) el intervalo de edad más probable es de [1742 ‒ 1626 BC] (3692 ‒ 3576 BP). Debido al elevado valor en la incertidumbre de la PI, este intervalo de edad es más grande y se superpone al propuesto para Flujo 1. La similitud entre los datos direccionales y sus incertidumbres sugieren que los flujos 1 y 2 pudieron haber sido emplazados en un periodo muy corto y a falta de mayor precisión en la PI se les puede considerar contemporáneos. Aun así, la combinación de ambas edades establece un límite temporal para el inicio de este periodo eruptivo entre los 1742 a 1491 años BC (3692 ‒ 3441 BP).

Dado que estas determinaciones se hicieron en un solo sitio, sin haber hecho una comparación con flujos de lava similares en otras localidades, debido a que esta exposición es única, se puede concluir que los Flujos 1 y 2 son pertenecientes a la misma erupción, pero no necesariamente provenientes del volcán Xitle, cuya naturaleza monogenética ha sido ampliamente documentada (v.g. Martin del Pozzo, 1982; ^{Delgado-Granados et al., 1998}; ^{Siebe, 2000}). ^{Delgado-Granados et al. (1998)}, a partir de datos radiométricos compilados de diferentes autores, discuten la existencia de un evento eruptivo en esta zona cuya edad se determinó en 3957 ± 113 años BP. Estos dos primeros flujos de lava estarían relacionados a este evento eruptivo y no necesariamente relacionados con el Xitle.

El intervalo de edad probable obtenido para el Flujo 3 (Dec = 354.5°, Inc =37.6°, α₉₅ = 5.0°, PI = 73.04 ± 5.19µT) es de [96 BC ‒ 18 AD] (2046 ‒ 1932 BP). Esta determinación es consistente con la edad arqueomagnética reportada por ^{Urrutia-Fucugauchi et al. (2016)} de 2177 a 1995 BP, y con la edad radiométrica reportada por ^{Delgado-Granados et al. (1998)} de 1977 ± 43 años BP y se aleja de las edades más jóvenes propuestas para la erupción del Xitle, de alrededor de los 1670 años BP (^{Siebe et al., 2000}; ^{González et al., 2000}). Observando las edades encontradas para los flujos anteriores se aprecia que transcurrieron cerca de 1400 años entre ellas, lo que sugiere que esta secuencia de lavas representa dos periodos eruptivos, uno reciente relacionado con el Xitle y otro más antiguo, cuya fuente de origen es desconocida. La edad determinada, además, coincide con la edad propuesta para el abandono de Cuicuilco.

Para el Flujo 4 (Dec = 4.1°, Inc =34.5°, α95 = 5.2°, PI = 67.35 ± 7.42µT), según el gráfico de probabilidad, existen tres intervalos de edad probables, dos de ellos congruentes con el contexto estratigráfico [74 BC ‒ 306 AD] y [461 ‒ 492 AD]. El primero de ellos incluye por completo al intervalo de edad del flujo anterior, mientras que el segundo es más estrecho y supone una edad menor al flujo superior adyacente, por lo que se propone al primero como la edad probable del emplazamiento. La superposición entre las edades de los Flujos 3 y 4 sugiere que ambos se formaron durante un periodo muy corto comprendido entre [2024 ‒ 1644 años BP]. Este intervalo incluye también a las edades reportadas previamente para la erupción del Xitle.

Para el Flujo 5 (Dec = 5.8°, Inc =38.7°, α₉₅ = 4.2°, PI = 61.34 ± 8.31µT) la datación y el contexto estratigráfico permiten establecer un intervalo de edad probable de [24 BC - 282 AD] el cual está completamente incluido dentro del intervalo de edad propuesta para el Flujo 4. Revisando los datos direccionales y las incertidumbres de estos dos flujos, se observa que tienen una distancia angular de 4.5° por lo que se les considera estadísticamente idénticas y se presume que estos dos flujos se formaron casi simultáneamente.

Para el Flujo 6 (Dec = 357.9°, Inc =32.0°, α₉₅ = 7.9°, PI = 56.61 ± 7.65µT) se proponen tres intervalos de edades probables [107 - 595 AD], [629 - 769 AD] y [799 - 1000 AD]. A falta de mayor información sobre la edad de este flujo y el siguiente, los tres intervalos son estadísticamente posibles, aunque solo el primero de ellos es compatible con el promedio de las determinaciones radiométricas para la erupción y con la edad arqueomagnética obtenida por ^{Urrutia-Fucugauchi et al. (2016)}. También existe la posibilidad de que el Flujo 6 se haya formado posteriormente, por lo que puede establecerse al intervalo de 799 AD a 1000 AD como el límite en la edad del emplazamiento. El rango de edad del Flujo 6 incluye la edad reportada por ^{Siebe (2000)} de 1670 ± 35 años BP.

Los rangos de edad aquí reportados (Flujos 3-5) son concordantes con la edad reportada por ^{Delgado-Granados et al. (1998)}, quienes determinaron la edad de la erupción del Xitle en 1977 ± 43 años BP.

4. Conclusiones

Las direcciones de magnetización característica ChRM, encontradas mediante el proceso desmagnetización por campos alternos, consideradas de origen primario, permitieron determinar el promedio direccional paleomagnético de cada uno de los flujos de lava estudiados. Con los 38 resultados individuales de los experimentos de PI, se estableció el promedio de la intensidad magnética registrada en los seis flujos. Los experimentos de susceptibilidad magnética en función de la temperatura indican que la magnetita o titanomagnetita con bajo contenido en titanio es el mineral responsable de la magnetización en las rocas estudiadas.

La secuencia de edades arqueomagnética presentada responde a la hipótesis de que los flujos de lava se emplazaron en tiempos distintos y representa un primer intento de asociarles edades individuales utilizando la datación arqueomagnética. Ésta, a su vez, es una herramienta basada en probabilidades, por lo que no se descarta la existencia de otras posibilidades además de que estos resultados habrán de confrontarse con las evidencias tanto vulcanológicas como arqueológicas. Las direcciones medias y las determinaciones de paleointensidad reportadas para las lavas del Xitle presentan dispersiones y rangos amplios de variación (^{Urrutia-Fucugauchi, 1996}; ^{Alva-Valdivia, 2005}; Urrutia-Fucugauchi et al., 2016) mayores a los esperados para rocas volcánicas recientes y dado que la precisión en las dataciones depende de los registros paleomagnéticos y de la curva geomagnética de referencia (^{Speranza et al., 2006}), estos rangos de variación inciden directamente en las dataciones magnéticas, lo que podría explicar la amplitud de los rangos de las edades aquí encontradas.

En términos generales y a juzgar por las edades previamente discutidas se identifican dos periodos eruptivos, el primero de ellos entre los 1742 a 1491 años BC y comprende a los Flujos 1 y 2 y el segundo periodo, asociado al volcán Xitle, comprendido entre 79 BC y 595 AD, durante el cual se formaron los Flujos del 3 al 6. Esta propuesta es compatible con la evidencia sobre el abandono de Cuicuilco y su relación con un periodo eruptivo más significativo del volcán Xitle y es compatible también con la posibilidad de que el abandono haya sido paulatino ya que, si bien la erupciones fueron casi simultáneas, a partir de los intervalos de edad aquí encontrados, existe la posibilidad de que ocurrieran con la diferencia de tiempo suficiente para permitir a la población regresar a la ciudad durante estos periodos.