Sobre la confiabilidad de algunos registros paleomagnéticos transicionales en la Faja Volcánica Transmexicana

On the reliability of some transitional paleomagnetic records along the Transmexican Volcanic Belt

Miguel Cervantes-Solano1,*, Ulises Díaz-Ortega2, Rafael García-Ruiz3, Avto Goguitchaichvili3, Héctor López-Loera4, José Rosas-Elguera5, Jaime Urrutia-Fucugauchi6, Rafael Maciel-Peña7, Juan Morales3

1 Escuela Nacional de Estudios Superiores Unidad Morelia, Universidad Nacional Autónoma de México, Antigua Carretera a Pátzcuaro No. 8701 Col. Ex Hacienda de San José de la Huerta C.P. 58190 Morelia, Michoacán, México.

2 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México, Unidad de Posgrado, Ciudad Universitaria C.P. 04510, México.

3 Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural, Instituto de Geofísica Unidad Michoacán, Universidad Nacional Autónoma de México, Antigua Carretera a Pátzcuaro No. 8701 Col. Ex Hacienda de San José de la Huerta C.P. 58190 Morelia, Michoacán, México.

4 División de Geociencias Aplicadas, Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica A.C., Cam. a la Presa de San José 2055, Lomas 4ta Secc, 78216 San Luis Potosí, México.

5 Centro Universitario de los Valles, Universidad de Guadalajara, Carr. a Guadalajara Supermanzana El Km. 45.5, 46708 Caimanero, Jalisco, México.

6 Laboratorio de Paleomagnetismo, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Circuito de la investigación Científica s/n, Ciudad Universitaria, Delegación Coyoacán, C.P. 04150, México.

7 Instituto Tecnológico Superior de Tacámbaro, Av. Tecnológico No. 201, Zona El Gigante, 61650 Tacámbaro, Michoacán, México.

Autor para correspondencia: (M. Cervantes-Solano) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Cómo citar este artículo:

Cervantes-Solano,M., Díaz-Ortega, U., García-Ruiz, R., Goguitchaichvili, A., López-Loera, H. Rosas-Elguera, J.Urrutia-Fucugauchi, J., MacielPeña, J.M., 2024, Sobre la confiabilidad de algunos registros paleomagnéticos transicionales en la Faja Volcánica Transmexicana: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 76 (3), A140224. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2024v76n3a140224 

Manuscrito recibido: 23 de Octubre, 2023; manuscrito corregido: 5 de Febrero, 2024; manuscrito aceptado: 13 de Febrero, 2024. 

RESUMEN

El campo magnético terrestre experimenta variaciones tanto en su configuración primordialmente dipolar como en su intensidad. Los registros paleomagnéticos han demostrado que estas variaciones pueden ser tan extremas que el campo ha llegado a invertir su polaridad en múltiples ocasiones en el pasado geológico. Del mismo modo se han observado varios casos en donde el campo geomagnético se aleja de su posición dipolar más estable durante períodos relativamente cortos dirigiéndose hacia la dirección opuesta sin llegar a la inversión geomagnética total. En este contexto, estudios paleomagnéticos realizados recientemente en la Faja Volcánica Transmexicana han arrojado nuevas evidencias sobre posibles excursiones geomagnéticas ocurridas durante el último millón de años. Sin embargo, algunos de estos resultados son controversiales, ya que sitios con aparentemente la misma edad asociada, han arrojado direcciones paleomagnéticas contradictorias. Estas diferencias se han atribuido tanto a la precisión en la determinación de la edad como a aspectos metodológicos durante el muestreo, lo que dificulta su interpretación desde el punto de vista geomagnético. Aquí reportamos, un estudio detallado de magnetismo de roca, aeromagnético y paleomagnético en nueve unidades de enfriamiento independientes pertenecientes al Campo Volcánico Michoacán Guanajuato (Faja Volcánica Transmexicana) donde se han reportado previamente resultados con este tipo de contradicciones.

Palabras clave: paleomagnetismo, excursión geomagnética, campo volcánico Michoacán-Guanajuato.

ABSTRACT

The Earth’s magnetic field experiences variations in both its essentially dipolar configuration and absolute intensity. Paleomagnetic records have shown that these variations can be so extreme that the field has reversed its polarity on multiple occasions in the geological past. Moreover, the geomagnetic field occasionally moves away from its most stable dipole position for relatively short periods, heading in the opposite direction without reaching total geomagnetic reversal. In this context, paleomagnetic studies carried out recently in the Trans Mexican Volcanic Belt have provided some new evidence about several potential geomagnetic excursions that occurred during the last million years. However, some of these results are controversial since sites with the same associated age yielded contradictory paleomagnetic directions. These differences have been attributed both to the precision in age determination and to methodological aspects during sampling, which makes their interpretation difficult from a geomagnetic point of view. Here we report, a detailed rock-magnetic, aeromagnetic and paleomagnetic study on nine independent cooling units belonging to the Michoacan Guanajuato Volcanic Field (Trans-Mexican Volcanic Belt) where these lava units have provided some contradictory results reported in previous studies.

Keywords: paleomagnetism, geomagnetic excursion, Michoacán-Guanajuato volcanic field.

1. Introducción

Los estudios paleomagnéticos permiten conocer con detalle las fluctuaciones del campo magnético terrestre (CMT) desde las variaciones paleoseculares hasta las excursiones e inversiones geomagnéticas. Actualmente los registros de excursiones geomagnéticas son escasos y su estudio sistemático permite comprender el origen, la frecuencia, la amplitud, la duración y el comportamiento de este tipo de eventos fuertemente influenciados por la naturaleza y variaciones del contacto entre el manto interno y el núcleo externo de la Tierra (Glatzmaier y Roberts, 1997). Si bien es cierto que desde hace tiempo se ha documentado la existencia de este tipo de eventos como el trabajo de Brunhes (1906) hasta ahora solo el evento transicional Laschamp ha demostrado su existencia y duración sin lugar a debate. Laj y Channell (2007) y Champion et al. (1988) afirman que hay por lo menos ocho eventos de esta naturaleza dentro del Cron geomagnético de Brunhes, con una buena correlación geocronológica que permite distinguirlas con claridad (Spell y McDougall, 1992). Para definir la existencia de excursiones es preciso un control geocronológico estricto y datos paleomagnéticos confiables, lo que permite establecer la naturaleza del evento que se registró.

En este sentido existen estudios paleomagnéticos realizados en la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) que reportan polaridades geomagnéticas discrepantes para sitios volcánicos con edades isotópicas aparentemente similares o que inclusive fueron realizadas aparentemente en las mismas unidades de enfriamiento. Entre estos estudios se encuentran los de Petronille et al. (2005), Ceja et al. (2006), Michalk et al. (2013) realizados en los campos volcánicos Tequila y Ceboruco de la FVTM. Algunos de estos resultados fueron estudiados nuevamente y fueron interpretados como eventos excursionales o transicionales (Cervantes-Solano et al., 2019).

El presente trabajo se realizó con la finalidad deaportar nuevos datos paleomagnéticos que combinados con información geocronológica absoluta, permitan establecer con mayor certeza la naturaleza de posibles eventos geomagnéticos con direcciones geomagnéticas ambiguas o contradictorias, registrados en rocas volcánicas del campo volcánico Tacámbaro-Puruarán, localizado en la parte sur de la FVTM (Maciel et al., 2014; García-Ruiz et al., 2021) o aquellos donde la determinación de sus direcciones fue realizada con una cantidad pobre de datos (Böhnel y Rodríguez-Trejo, 2022).

2. Área de estudio y detalles del muestreo 

La Faja Volcánica Transmexicana es un arco volcánico continental conformado por más de 8000 cuerpos volcánicos que se extiende a lo largo de 1000 km con un ancho variable de 80 a 230 km (Ferrari, 2000), con una dirección preferencial E-O en su parte central y oriental, y una dirección ONO-ESE en su parte occidental. En la región centro oeste de la FVTM se encuentra el Campo Volcánico Michoacán Guanajuato (CVMG), comprende la parte norte del estado de Michoacán y la parte sur del estado de Guanajuato (Hasenaka y Carmichael, 1987; Hasenaka, 1994) y abarca un área cercana a los 40000 km2. Se trata de un campo principalmente monogenético que se desarrolló durante el último episodio del Plioceno tardío al Holoceno (Ferrari et al., 2012), con más de 1000 conos de escoria, 400 volcanes en escudo pequeño, maars, domos de lava, anillos de toba y flujos de lava (Hasenaka y Carmichael, 1987).

Asumiendo una distribución homogénea en todo el campo volcánico, se estima una densidad promedio de eventos de 2.5 aparatos/100 km2 (Hasenaka y Carmichael, 1987), con algunas regiones que llega hasta 16 aparatos/km2 en el último millón de años (Guilbaud et al., 2012).

Dentro de esta zona de mayor densidad se encuentran los volcanes más jóvenes, El Jorullo (1759-1774) y el Volcán Paricutín (Hasenaka y Carmichael, 1985; Guilbaud et al., 2011), que han presentado actividad en tiempos históricos.

El área de estudio (Figura 1) se localiza en el margen sureste del CVMG y 40 km al noreste del histórico volcán Jorullo y se conoce como el campo volcánico Tacámbaro-Puruarán, el cual presenta una intensa actividad volcánica monogenética que se prolonga hasta el Holoceno (Guilbaud et al., 2012). Esta área está limitada al sur con un bloque elevado cubierto por una meseta de lava que consiste principalmente en una secuencia volcánica antigua (Eoceno), más al sur en la base de este mismo bloque, se formó el volcán Jorullo en 1759 (Guilbaud et al., 2011).

Los sitios para el muestreo se seleccionaron siguiendo principalmente dos criterios: i) se recolectaron muestras de sitios con edades radiométricas publicadas por Guilbaud et al. (2012) y; ii) se recolectaron muestras de los sitios cuyas direcciones paleomagnéticas previamente publicadas presentaban direcciones contradictorias (Maciel et al., 2014; García-Ruiz et al., 2021), o bien la determinación de sus direcciones se realizó con una cantidad pobre de datos (Böhnel y RodríguezTrejo, 2022). El muestreo se realizó en flujos de lava con edades entre 1.51 ± 0.04 Ma y 11 Ka (Figura 1; Tabla 1).

Figura 1. Mapa esquemático simplificado de la Faja Volcánica Transmexicana mostrando la ubicación en el área de Tacámbaro-Puruarán de  los  flujos  de  lava  analizados  en  este  estudio  (triángulos  rojos)  y  los  sitios  estudiados  por  García-Ruiz  et  al.  (2021)  (triángulos verdes). Modificado de Guilbaud et al. (2012).

Tabla 1. Ubicación de los sitios muestreados y su edad radiométrica asociada.

En la medida de lo posible, se localizaron los sitios de los estudios paleomagnéticos previos mediante la identificación de las perforaciones realizadas, sin embargo, al llegar a la localización exacta, se observó que en algunos de los bloques de roca no se podía saber con certeza si estos se encontraban in situ debido a derrumbes, deslaves por el trazado de caminos rurales, por lo que las muestras se tomaron de unidades adyacentes que tuvieran las mismas características litológicas descritas en los estudios geocronológicos. Se revisó la extensión de los flujos utilizando imágenes de satélite y mapas de elevación digital para comprobar que se tratase de los mismos que se utilizaron para la datación. En total se obtuvieron 96 muestras paleomagnéticas estándar (8 a 10 muestras por sitio) provenientes de nueve flujos de lava. Las muestras se obtuvieron con ayuda de una perforadora portátil de gasolina, todas fueron orientadas con brújula magnética y con brújula solar siempre que fue posible.

2.1. CONTEXTO MAGNÉTICO

En varias investigaciones de paleomagnetismo y magnetometría realizadas en esta misma región del campo volcánico Michoacán Guanajuato se ha reportado la existencia de anomalías geomagnéticas locales preexistentes y sus efectos en el registro paleomagnético (López-Loera et al., 2021; Urrutia-Fucugauchi et al., 2004) así como en el volcán Popocatépetl localizado en la parte central de la FVTM (Pepin et al., 2002). Estos estudios han concluido que los métodos geofísicos como la magnetometría o aeromagnetometría aportan información sobre la estructura interna de los volcanes, los procesos que llevan a su formación y el efecto que tienen sobre el registro paleomagnético. Urrutia-Fucugauchi et al. (2004) reportan direcciones paleomagnéticas obtenidas de flujos de lava del volcán Paricutín emplazadas entre los años 1943 y 1952 que presentan inclinaciones geomagnéticas anormalmente bajas en comparación con los datos del Observatorio Geomagnético de Teoloyucan (el más cercano al sitio de estudio) y las estimaciones basadas en los modelos del Campo Geomagnético Internacional de Referencia. Esto fue atribuido principalmente a la deformación interna del flujo de lava, al movimiento de los bloques y del frente de lava durante el emplazamiento, pero sin llegar a establecerlo con precisión.

En un estudio más reciente, López-Loera et al. (2021) incluyeron sondeos magnéticos aéreos, mediciones magnéticas directas y un muestreo paleomagnético realizado sobre lavas del volcán Paricutín. Se reportaron direcciones paleomagnéticas con valores congruentes con los esperados según los registros de los observatorios geomagnéticos y los modelos de referencia, sin embargo en promedio, estas direcciones presentan una dispersión alta (α95 = 10.8°) por lo que advierten que es necesario investigar más sobre la falta de congruencia en estas determinaciones y su posible vínculo con el contexto vulcanológico ya que condiciona la posibilidad de obtener paleointensidades absolutas confiables.

En este trabajo, con la finalidad de establecer la existencia de anomalías magnéticas y su posible influencia en el registro paleomagnético en los sitios de estudio, se analizaron los datos provenientes de un sondeo aeromagnético realizado en el área de Tacámbaro-Puruarán por el Servicio Geológico Mexicano (SGM) en 1999.

Para este sondeo se utilizó un equipo con las siguientes especificaciones: Un avión Islander BN2-B27, un magnetómetro Scintrex CS-2 de bombeo óptico de vapor de Cesio con una sensibilidad de 0.0001 nT, un sistema de adquisición de datos Picodas P-101, una videocámara JVC TK1080U, un magnetómetro como estación base GSM-19 de GEM System tipo Overhauser con una sensibilidad de 0.01 nT, un altímetro de radar Sperry RT-220, equipos de radiofrecuencias y un GPS 911R con precisión de 40 metros. Los parámetros de vuelo fueron los siguientes: vuelos de contorno a una altura de 300 m, líneas de vuelo orientadas Norte-Sur, separación entre líneas de vuelo fijada en 1000 m, separación entre líneas de control (Este-Oeste) fijada en 10000 m, navegación electrónica utilizando GPS.

El procesamiento de los datos consistió en: Compilación digital utilizando el software Geosoft, corrección el movimiento del avión (compensación magnética), corrección de variación diaria, corrección de heading, y la remoción de los valores esperados según el modelo del Campo Geomagnético Internacional de Referencia (IGRF, 1995). La nivelación de datos se realizó mediante líneas de control y micronivelación. Todos estos procesos fueron realizados por el Servicio Geológico Mexicano (SGM).

A partir de los datos aeromagnéticos del SGM, se generó el campo magnético residual utilizando los valores de Declinación e Inclinación media (Figura 2A) y posteriormente se llevó a cabo el cálculo de la reducción al polo magnético según lo describe Baranov y Naudy (1964; Figura 2B). Se calculó la derivada de primer orden en la dirección vertical (Z) según Henderson y Zietz (1949; Figura 3A) y la condición de continuos ascendentes de acuerdo con Henderson (1970; Figura 3B).

Figura 2. Se muestra (A) la configuración de la Primera Derivada en Dirección Z (1ªDz) obtenida después de aplicarle los algoritmos de Henderson y Zietz (1949) y Continuación Ascendente (Henderson (1970). Las estrellas en color blanco (*) marcan los sitios del muestreo paleomagnético.

La identificación de posibles fuentes magnéticas asociadas a las cámaras magmáticas se realizó mediante el análisis del mapa aeromagnético de contornos (López-Loera, 2002). Este análisis consiste en reconocer anomalías magnéticas bipolares normales cerca o debajo de estructuras volcánicas. Una vez identificada una anomalía, se aplica el algoritmo de reducción al polo (Baranov y Naudy, 1964) con el fin de localizar con precisión la anomalía dentro del cuerpo estudiado. Este enfoque metodológico para identificar y relacionar las anomalías aeromagnéticas con las cámaras magmáticas, se basa en la premisa de que el proceso de enfriamiento de los cuerpos volcánicos se inicia en el exterior formándose una corteza alrededor de la cámara magmática que permite su identificación. Con esta información, se estableció la configuración del Campo Magnético Residual. Los valores medios de los datos aeromagnéticos del 1 de noviembre de 1999 fueron de 41.746 nT para la magnitud, 46°28’ para la inclinación y 7°28’ para la declinación. Estos valores indican que la anomalía magnética residual se desplazó de las fuentes asociadas a ellos. Como parte del procesamiento de datos aeromagnéticos, es común aplicar un algoritmo matemático (Baranov y Naudy, 1964) para determinar la orientación de la zona en relación con el polo norte, donde la inclinación es 90° y la declinación es 0° según la hipótesis del campo dipolar axial y geocéntrico (GAD por sus siglas en inglés). Como resultado de este procesamiento, se centran las anomalías en las fuentes magnéticas (Figura 2).

Figura 3. Mapa de contornos que muestran (A) la Primera Derivada en Dirección Z (1aDz) y Lineamientos Magnéticos (líneas punteadas negras) y en (B) la Señal Analítica del Campo Magnético Reducido al Polo. Los (*) indican la localización de los sitios muestreados.

2.2. MODELOS 3D DE LAS ANOMALÍAS AEROMAGNÉTICAS ASOCIADAS A LAS MUESTRAS PALEOMAGNÉTICAS

Para caracterizar las fuentes de las anomalías magnéticas del área de Tacámbaro, se realizó un modelado 3D de la susceptibilidad magnética utilizando el software VOXI de Geosoft (Figura 4). Este software utiliza el método de inversión del vector magnético, tratando la amplitud y dirección de la magnetización como variables efectivamente independientes. Una característica específica en este método es el uso de la susceptibilidad magnética como representación escalar de los atributos magnéticos del modelo, (Ellis y MacLeod, 2013). por lo que se basa en el enfoque de regularización de gradiente mínimo desarrollado por Tikhonov (1963).

Figura 4. Anomalías magnéticas modeladas y la ubicación de los sitios paleomagnéticos muestreados en este estudio (*). La flecha de color verde que se muestra en la esquina inferior izquierda indica la dirección del Norte.

El software VOXI de Geosoft integra además un marco de Celdas de Corte Cartesiano (CCC) junto con un algoritmo de inversión de reequilibrio iterativo, ideado inicialmente por Ingram et al. (2003) y perfeccionado por Ellis y MacLeod (2013). La técnica CCC caracteriza las interfaces geológicas mediante la partición de cada superficie, llamada voxel, en subvolúmenes poliédricos, lo que permite una mayor precisión en la representación de las estructuras geológicas.

En el modelo 3D (Figura 5) se identifican tres cuerpos de tipo intrusivo con una susceptibilidad magnética (k) de 0.01 SI (color rojo), situados a profundidades de aproximadamente 1284 metros sobre el nivel del mar (m.s.n.m.) y que se extienden hasta 4230 metros por debajo bajo del nivel del mar (m.b.n.m.). La línea de contorno que los delimita tiene un volumen aproximado de 71.27 km³. El cuerpo identificado por la línea de contorno gris tiene un valor k de aproximadamente 0.005 SI. Se sitúa a partir de 1977 m.s.n.m y alcanza una profundidad de hasta 5780 m.b.n.m. La curva de nivel gris tiene un volumen aproximado de 110.68 km³. El cuerpo que engloba a los dos anteriores tiene un valor k de aproximadamente 0.002 SI. Se identifica a profundidades en torno a 1977 m.s.n.m. y se extiende hasta 6924 m.b.n.m. La curva de nivel que los delimita tiene un volumen aproximado de 178.25 km³.

También en la Figura 5, mediante cilindros de color café, se indica la localización de los sitios donde se obtuvieron las muestras analizadas, numerados según el orden en que aparecen en la Tabla 1. Como se aprecia, los sitios que corresponden a los cilindros 1 (TCMB01A), 2 (TCMB01B) y 9 (MLPS01) se encuentran por encima, relativamente cerca de la fuente que produce la anomalía magnética, aunque por profundidad, su efecto podría ser poco significativo como para producir una alteración en el registro magnético de estas muestras.

Figura 5. Modelo 3D de la Susceptibilidad Magnética. Los símbolos (*) en el mapa del Modelo Digital de Elevación (MDE) color amarillo indican la posición de los sitios muestreados en este estudio.

2.3. TRATAMIENTOS EXPERIMENTALES

Con la finalidad de establecer la naturaleza de los minerales magnéticos presentes en las muestras estudiadas, examinar su estabilidad térmica y determinar sus componentes paleomagnéticas, se realizaron tratamientos magnéticos y de magnetismo de rocas. Estos experimentos se realizaron 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 aisladas dentro de un blindaje magnético para reducir la posibilidad de una remagnetización de origen viscoso. Posteriormente se les midió la magnetización natural remanente (NRM por sus siglas en inglés) con un magnetómetro de giro AGICO JR6.

Para identificar a los minerales magnéticos portadores de la remanencia y conocer su estabilidad magnética, se realizaron mediciones de susceptibilidad magnética en función de la temperatura (curvas termomagnéticas K-T). Estos experimentos se realizaron con un susceptibilímetro marca AGICO modelo MFK1 Kappabridge, una muestra de cada sitio fue pulverizada hasta obtener aproximadamente un gramo de polvo el cual fue calentado desde la temperatura ambiente hasta alcanzar los 650°C a un ritmo de 15°C/min y posteriormente fue enfriado al mismo ritmo, este procedimiento fue realizado en presencia de gas argón para reducir los efectos de la oxidación durante el calentamiento. Las temperaturas de Curie se obtuvieron siguiendo el método de caída de la susceptibilidad descrito por Prévot et al. (1983).

Las componentes de la dirección de la magnetización remanente característica (ChRM por sus siglas en inglés) fueron obtenidas mediante desmagnetización progresiva por campos alternos (AF por sus siglas en inglés). Las muestras fueron desmagnetizadas aplicando campos magnéticos alternos desde 5 hasta 100 mT en 10 a 12 pasos con incrementos de 2 mT, 5mT o 10mT con un desmagnetizador AGICO LDA-3 AF. Después de cada paso de desmagnetización, la magnetización remanente fue medida con el magnetómetro, en total fueron desmagnetizadas 95 especímenes de igual número de muestras (un espécimen por muestra). Las direcciones características de cada muestra se determinaron mediante el análisis de componentes principales (PCA por sus siglas en inglés; Kirschvink, 1980) empleando al menos cinco datos de la desmagnetización alineados hacia el origen de coordenadas en los diagramas ortogonales. Las direcciones promedio de cada sitio fueron calculadas siguiendo la estadística de Fisher (1953) utilizando al menos cuatro determinaciones individuales.

3. Resultados

3.1. MAGNETISMO DE ROCAS

Las curvas K-T indican que en la mayoría de las muestras durante el calentamiento presentan una sola fase magnética con temperaturas de Curie entre 570-575 °C, lo cual indica que la magnetita con bajo contenido en titanio es el mineral magnético responsable de la magnetización presente en ellas. El grupo de muestras (TCMB01, TCMB06, MP005 y TJ001) tiene un comportamiento prácticamente reversible durante el enfriamiento (Figura 6).

En el otro grupo de muestras (TCMB 03 y TCMB 04), se observan durante el calentamiento dos fases magnéticas. La primera de ellas, la menos significativa, entre los 360-380 °C, mientras que la segunda fase tiene una temperatura de Curie cercana a los 580°C la cual es también compatible con titanomagnetita pobre en titanio, en estos casos las curvas no son reversibles (Figura 6).

Figura 6. Curvas  termomagnéticas  continuas  de  susceptibilidad  vs  temperatura  (k-T).  La  línea  roja  indica  el  comportamiento  de  la susceptibilidad  durante  el  calentamiento,  y  la  línea  azul  durante  el  enfriamiento.  La  susceptibilidad  relativa  se  indica  en unidades arbitrarias.

3.2. PALEODIRECCIONES

Sitio TCMB01A. Los especímenes mostraron comportamientos caóticos durante los tratamientos magnéticos (Muestra 94TN005A; Figura 7), del total de siete especímenes tratados magnéticamente, únicamente en dos de ellos fue posible identificar las componentes direccionales características ChRM calculadas a partir de siete puntos, con valores de máxima desviación angular (MDA) de 1.6° y 1.7° y campos destructivos medios (MDF) muy bajos de 8 a 10 mT, lo que indica la presencia de minerales magnéticos de baja coercitividad relacionada con granos de dominio magnético múltiple (MD). Aunque no es posible determinar la dirección promedio con las dos determinaciones individuales, éstas tampoco muestran algún agrupamiento por lo que no se puede conocer, al menos de forma especulativa, una dirección paleomagnética para este sitio.

Sitio TCMB01B. Se desmagnetizaron ocho especímenes los cuales muestran predominantemente una sola componente de magnetización que se comporta de forma lineal hacia al origen de coordenadas durante las desmagnetizaciones (Muestra 94TN011A; Figura 7), se observa también que los especímenes conservan cerca del 50% del valor de la magnetización inicial luego de haber aplicado campos de hasta 90 mT con valores de campos destructivos medios superiores a los 80 mT lo que indica la presencia de minerales magnéticos de alta coercitividad. A pesar de esto, es posible identificar la ChRM mediante el análisis de componentes principales con valores de MDA entre 1.0° a 3.2° empleando de seis a diez puntos para su determinación. La dirección promedio de este sitio es Dec. = 137.4°, Inc. = -37.3°, α95 = 8.6°, n = 6.

Sitio TCMB02. Los ocho especímenes, muestran una componente secundaria inicial poco significativa posiblemente de origen viscoso que es removida aplicando campos de 5 mT (Muestra 94TN017A; Figura 7), posteriormente se observa un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas conservado más del 40% de la magnetización original aplicando campos de hasta 100 mT, esta componente es interpretada como la ChRM y fue calculada mediante el método de componentes principales PCA empleando de seis a diez puntos, con valores de MDA entre 1.2° y 2.5° y campos MDF superiores a 60 mT, la dirección promedioobtenida es Dec. = 346.6°, Inc. = 42.8°, α95 = 4.1°, n = 7.

Sitio TCMB03. Se desmagnetizaron diez especímenes (Muestra 94TN026A; Figura 7), en todos ellos existe una componente secundaria de origen viscoso que fue removida aplicando campos de 5 mT a 10 mT, una vez removida esta componente se aprecia un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas que permiten calcular la ChRM usando de seis a once puntos mediante PCA y con valores de MDA entre 1.8° y 5.4°. Los campos MDF variaron entre los 10 mT a 50 mT logrando siempre desmagnetizar por encima del 80% de la magnetización original. Esta variación en los valores de los campos destructivos medios indica posiblemente la existencia de distintos tamaños de granos magnéticos con distintas coercitividades. A pesar de que se logró determinar la dirección característica en todos los especímenes tratados, estas no muestran un agrupamiento estadístico de Fisher (1953) coherente por lo que no fue posible obtener el promedio, esto pudo deberse a que las muestras hayan sido extraídas de bloques distintos en los cuales haya existido algún movimiento o rotaciones no advertidos en los bloques donde fueron tomadas las muestras.

Sitio TCMB04. Se desmagnetizaron en total nueve especímenes (Muestra 94TN037A; Figura 7), en cinco de ellos se observa una componente secundaria inicial que es removida aplicando campos de 5 a 10 mT mostrando después un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas lográndose desmagnetizar al 80% aplicando campos de 80 a 90 mT indicando una coercitividad magnética relativamente alta ocasionada por la presencia de dominios magnéticos sencillos SD o pseudo sencillos PSD . En el resto de las muestras, cuatro, no fue posible aislar la ChRM debido a que las muestras tuvieron un comportamiento caótico desde las primeras etapas de desmagnetización. La dirección promedio es Dec. = 187.3°, Inc. = -13.9°, α95 = 6.2°, n = 6.

Sitio TCMB05. Fueron tratados ocho especímenes (Muestra 94TN047A; Figura 7), se aplicaron campos alternos de hasta 40 mT en incrementos de 5 mT, en seis especímenes los valores de campos MDF fueron relativamente bajos entre 15 a 20 mT, lográndose desmagnetizar más del 90% de la magnetización inicial observándose una tendencia hacia el origen de coordenadas en los diagramas ortogonales sin evidencia de remagnetización viscosa con valores MDA entre 1.9 a 3.6°. En los otros dos especímenes, se aplicaron campos de hasta 90 mT lográndose desmagnetizar al 60% con una tendencia lineal hacia el origen, sin embargo, sus promedios individuales no se agrupan con el resto de los especímenes posiblemente por algún movimiento post emplazamiento no detectado en el muestreo por lo que estos fueron descartados para el cálculo del promedio, la dirección promedio obtenida para este sitio es Dec. = 330.0°, Inc. = -10.3°, α95 = 5.9°, n = 6.

Sitio TCMB06. Fueron tratados diez especímenes (Muestra 94TN055A; Figura 7), en cuatro de ellos se registró una componente secundaria muy significativa que representa cerca del 50% de la magnetización original la cual fue removida aplicando campos entre 20 y 50 mT, una vez removida esta componente, fue posible identificar una componente lineal hacia el origen de coordenadas, con valores de MDF entre 60 a 70 mT alcanzando campos de 90 a 100 mT para desmagnetizar más del 90% de la magnetización inicial. En el resto de los especímenes se observa un comportamiento muy variable ya que las muestras presentaron una desmagnetización significativa superior al 80% durante las primeras etapas de desmagnetización, entre 5 y 10 mT, sin llegar a observarse un comportamiento lineal por lo que no fue posible determinar sus promedios individuales y, por lo tanto, tampoco el promedio de Fisher (1953).

Sitio MLPS01. Para este sitio, se desmagnetizaron seis especímenes (Muestra 94MP003A; Figura 7), se aprecian dos componentes de magnetización, la primera de ellas es removida durante los primeros pasos de desmagnetización con campos de 5 a 10 mT, probablemente de origen viscoso que representa menos del 10% del valor de su magnetización total. Después de que fue removida esta componente se aprecia un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas en los diagramas ortogonales con valores, se aplicaron campos de hasta 60 mT con valores de MDF entre 20 y 30 mT y de MDA entre 1.6° y 4.3°, la dirección promedio es Dec. = 340.6°, Inc. = 47.1°, α95 = 7.6°, n = 5.

Sitio LTNJ01. Fueron tratados seis especímenes, luego de eliminar una componente de origen viscoso, al aplicar campos de 5 a 10 mT (Muestra 94TJ004A; Figura 7), en todos los casos se presentó una componente estable con un comportamiento unidireccional hacia el origen de coordenadas la cual permitió identificar las componentes ChRM con valores MAD entre 1.3° a 1.9°, valores MDF entre 30 y 40 mT, con una dirección promedio Dec. = 353.3°, Inc. = 36.8°, α95 = 4.5°, n = 6. Todos los resultados se resumen en la Tabla 2.

Figura 7. Diagramas vectoriales ortogonales de desmagnetización. Los números indican el valor máximo en mT del campo magnético aplicado en cada paso de desmagnetización.

Tabla  2.  Resultados paleomagnéticos promedio obtenidos por sitio. Lat. y Long. son la latitud y longitud geográficas de  los sitios muestreados; la edad se muestra en millones de años; n es el número de especímenes utilizados para el cálculo del promedio; N es el número total de especímenes tratados magnéticamente; Inc. es la inclinación magnética promedio; Dec. es la declinación magnética promedio; α95 es el ángulo del 95% de confianza de la estadística de Fisher (1953); VGPLat y VGPLong son la Latitud y Longitud de la posición del polo geomagnético virtual correspondiente. En negritas se muestran los sitios con polaridad inversa.

4. Discusión

El sitio LTNJ01 es un flujo de lava asociado al volcán La Tinaja, que forma parte del grupo de volcanes holocénicos pertenecientes al CVMG con una edad de 5115 ± 145 BP (cal 4260–3640 BCE) según Guilbaud et al. (2012). La dirección paleomagnética obtenida es de [Dec. = 353.3°, Inc. = 36.8°, α95 = 4.5°, n= 6] que corresponde a una polaridad geomagnética normal. Este mismo flujo de lava, sitio LTJ1, fue estudiado también por Mahgoub et al. (2017a) y reportó una dirección de [Dec. = 1.9°, Inc. = 37.1°, α95 = 3.0°, n = 12].

Como se observa, ambas direcciones son estadísticamente idénticas y cercanas a la dirección del dipolo geocéntrico axial por lo que se les considera como el mismo registro paleomagnético.

El sitio MLPS01 es un flujo de lava del volcán El Malpaís Cutzaróndiro que, al igual que el sitio anterior, forma parte del grupo de volcanes monogenéticos formados durante el Holoceno pertenecientes al CVMG (Guilbaud et al., 2012). La edad de este volcán es menor a los 11 ka y fue estimada por Guilbaud et al. (2012) a partir de determinaciones isotópicas de edades de volcanes adyacentes y correlaciones estratigráficas. Este mismo volcán fue estudiado previamente por Mahgoub et al. (2017a) con fines arqueomagnéticos reportando una edad de 420-320 BCE calculada a partir de los datos direccionales y de paleointensidad obtenidos de 35 muestras provenientes de cuatro afloramientos distintos de lo que consideraron, es el mismo evento eruptivo. Nuestra dirección paleomagnética obtenida para este sitio [Dec. = 340.6°, Inc. = 47.1°, α95 = 7.6°, n = 5] difiere sensiblemente de la que reporta Mahgoub et al. (2017a) para el flujo de lava más cercano en su estudio, el sitio MPC5 [Dec. = 9.8°, Inc. = 36.2°, α95 = 6.4° n = 10].

A partir de la descripción realizada por Guilbaud et al. (2012) y por Mahgoub et al. (2017a) se puede afirmar que las muestras recolectadas pertenecen al mismo volcán y que este nuevo sitio es distinto de los reportados previamente por lo que existe la posibilidad de que se hayan recolectado muestras de flujos distintos y por lo tanto, de que se trate de un evento eruptivo distinto ocurrido en un tiempo relativamente cercano o bien, que se trate del mismo flujo y que se haya presentado algún movimiento post emplazamiento no detectado durante el muestreo. Existen varios trabajos que han tratado investigar mediante dataciones arqueomagnéticas (Pérez-Rodríguez et al., 2020, Cervantes-Solano et al., 2019, Mahgoub et al., 2017b), si es posible distinguir entre eventos eruptivos de algunos volcanes holocénicos considerados monogenéticos. Sin embargo, dada la precisión en los resultados de Mahgoub et al. (2017a), este no parece ser el caso, aunque es de notar que en ese mismo trabajo se reporta una polaridad reversa registrada en un flujo del mismo volcán que fue interpretada como el resultado de un movimiento no advertido del bloque muestreado por lo que fue descartado para el cálculo del promedio y de la determinación de la edad arqueomagnética.

El sitio TCMB01A cuenta con una edad radiométrica de 0.60 ± 0.05 Ma (Guilbaud et al., 2012) y fue estudiado previamente por Maciel et al. (2014), Sitio Tac-10, donde reportó una dirección de polaridad normal bien definida. Posteriormente García-Ruiz et al. (2021) en un nuevo estudio, realizó un muestreo siguiendo la descripción realizada por Guilbaud et al. (2012) para la datación ya que no fue posible localizar el sitio exacto mencionado por Maciel et al. (2014). García-Ruiz et al. (2021) reportó que para ese sitio (TCP-04) no fue posible obtener las direcciones paleomagnéticas debido a que se observó un comportamiento inestable de la magnetización remanente durante los tratamientos de desmagnetización. La motivación de este nuevo muestreo fue establecer si los datos encontrados por Maciel et al. (2014) que indican una polaridad normal bien definida, corresponden al mismo flujo de lava estudiado y datado por Guilbaud et al. (2012) o bien si se trató de un flujo volcánico distinto ya que, según su edad, podría esperarse una polaridad de transición por lo que se recolectaron muestras del flujo mencionado por García-Ruiz et al. (2021), nuestro sitio TCMB01A, y del sitio TCMB01B. El sitio TCMB01A es un extenso flujo de lava expuesto por el paso de un arroyo mientras que el sitio TCMB01B corresponde al mismo flujo de lava solo que está expuesto a un costado del camino, se ubica cerca de 50 metros al NO con una elevación relativa de 4 a 8 metros respecto del sitio TCMB01A y, según la información del GPS, se localiza más cerca al sitio reportado por Guilbaud et al. (2012) para la datación.

En los especímenes estudiados del sitio TCMB01A se observó un comportamiento inestable durante de los tratamientos magnéticos por lo que no fue posible obtener las direcciones ChRM. Por otro lado, los especímenes del del sitio TCMB01B mostraron una dirección paleomagnética reversa de [Dec. = 137.4°, Inc. = -37.3, α95 = 8.6°, n = 6], la cual es diferente a la dirección de polaridad normal reportada por Maciel et al. (2014) [Dec. = 354.4°, Inc. = 29.2°, α95 = 6.8°, n = 7] para aparentemente el mismo sitio. Esta polaridad invertida concuerda con lo reportado en estudios previos realizados en sitios pertenecientes a la FVTM con edades similares (Michalk et al., 2013, Cervantes-Solano et al., 2019, Petronille et al., 2005) o sitios con polaridades intermedias invertidas con edades alrededor de los 600 ka (Conte-Fasano et al., 2006, Maciel et al., 2011; Calvo-Rathert et al., 2013; García-Ruiz et al., 2021). Esos registros fueron interpretados como manifestaciones de la excursión conocida como Big Lost cuya mejor estimación para su edad es 579 ± 6 ka (Singer et al., 2002). En Calvo-Rathert et al. (2013) se reporta un registro de polaridad inversa intermedia en un flujo de lava localizado en la parte occidental de la FVTM con edad de 542 ± 24 ka y fue interpretado como un registro de campo transicional ocurrido entre las excursiones geomagnéticas West Eifel.

Desde el punto de vista paleomagnético, dada la polaridad y edad reportada de este sitio, 0.60 ± 0.05 Ma, este flujo de lava también pudo haber sido emplazado durante alguna de las excursiones geomagnéticas asociadas a los eventos geomagnéticos de West Eifel (Schnepp y Hradetzky, 1994) los cuales, según Singer et al. (2006) pueden ser hasta cinco eventos distintos entre 730 y 530 ka. Es claro que, dado la diferencia de polaridad encontrada en este trabajo y la reportada por Maciel et al. (2014), se trata de dos registros distintos por lo que, a falta de nueva información sobre las edades, posiblemente se trate de registros independientes de edades distintas.

El sitio TCMB04 tiene una edad de 0.98 ± 0.06 Ma (Guilbaud et al., 2012) y se obtuvo una dirección paleomagnética con una polaridad inversa [Dec. = 187.3°, Inc. = -13.9°. α95 = 6.2°, n = 5], aparentemente misma localidad fue estudiada antes por García-Ruiz et al. (2021) y reportó que no fue posible obtener la dirección promedio (sitio TCP-09). En un trabajo previo realizado en el mismo campo volcánico, Maciel et al. (2014) encontró que el sitio Tac-13 (0.96 ± 0.07 Ma) tiene una polaridad normal con una dirección paleomagnética de [Dec. = 357.6°, Inc. = 37.6°, α95 = 6.6°, n = 8] mientras que García-Ruiz et al. (2021) reportó una paleodireccion distinta. Sin embargo, en una ubicación diferente (sitio TCP11), [Dec. = 147.2, Inc. = 11.8, α95 = 4.9, n= 8], como puede observarse, dada la cercanía en las edades y la diferencia de polaridades sugieren que se trata de registros de una posible transición de polaridad.

En distintos trabajos realizados en rocas volcánicas de la FVTM se han reportado también registros de polaridades invertidas e intermedias con edades muy cercanas alrededor de esta edad. En el mismo trabajo de Maciel et al. (2014) se reporta que el sitio JO-17 (1.03 ± 0.02 Ma) muestra una polaridad inversa [Dec. = 178.1°, Inc. = -31.4°, α95 = 7.4°, n = 7]. García-Ruiz et al. (2017a) en un estudio realizado en el sector occidental de la FVTM, reporta un sitio (MAS_10) con edad de 0.91 ± 0.05 Ma con una polaridad igualmente inversa [Dec. = 174.80°, Inc. = -19.10°, α95 = 14.3, n= 5], también García-Ruiz et al. (2017b) reporta que el sitio (Tan_05) localizado dentro el CVMG con edad de 0.96 ± .016 Ma, tiene polaridad normal/intermedia [Dec. = 36.20°, Inc. = 75.4°, α95 = 4.4°. n= 7] al igual que Michalk et al. 2013 que reporta un sitio (CI) con edad de 0.96 ± 0.16 Ma con polaridad normal [Dec. = 15.3°, Inc. = 51.9°. α95 = 10.6°] localizado en la parte occidental de la FVTM.

Según su edad y su incertidumbre, la dirección paleomagnética encontrada para algunos de estos sitios previamente estudiados podría corresponder a un registro de una posible excursión dentro del sub-Cron Jaramillo ocurrido entre 0.99 Ma a 1.07 Ma (Doell y Dalrymple, 1966; Mankinen y Dalrymple, 1979; Laj y Channell, 2007). El evento geomagnético Jaramillo fue descubierto por Doell y Dalrymple (1966) en rocas volcánicas en la Caldera de los Valles (Santa Fe, Nuevo México); las mismas fueron datadas aproximadamente en 0.9 Ma (Singer et al., 1999). El evento Jaramillo ha sido ampliamente documentado ya que se ha observado tanto en sedimentos marinos como continentales (Kravchinsky, 2017; Channell et al., 2020), y se le considera un evento global (Jacobs, 1994).

El sitio TCMB05 tiene una edad de 1.51 ± 0.04 Ma. Para este nuevo estudio se extrajeron muestras de un flujo de lava expuesto a un costado del camino localizado a 150 m al oeste del lugar donde fueron recolectadas las muestras para la datación realizada por Guilbaud et al. (2012). Este sitio arrojó una dirección paleomagnética de [Dec. = 330.5°. Inc. = -10.3°, α95 = 5.9°, n = 5.9°] la cual corresponde a una polaridad geomagnética normal que podría considerarse hasta transicional juzgando de su paleolatitud. Tomando en cuenta su edad y la precisión en la determinación se puede afirmar que este registro paleomagnético está dentro del Cron Matuyama de la escala de polaridades geomagnéticas.

El sitio TCMB02, con una edad de 2.68 ± 0.03 Ma, arrojó una dirección de [Dec. = 346.0°, Inc. = 42.0°, α95 = 4.1°, n = 7] con una polaridad normal bien definida por lo que se ubica dentro del Cron Gauss. En el trabajo de Maciel et al. (2014) se reportaron dos sitios con esta misma edad (Tac21 y Tac-26) pero según sus coordenadas y las imágenes de satélite, podrán corresponder a flujos distintos por lo que se les consideró como registros independientes con la misma edad. Para este nuevo trabajo las muestras fueron recolectadas a unos 200 m al SE del sitio donde Guilbaud et al. (2012) indica que fue tomada la muestra para la datación. Se localizaron también, a unos metros de distancia, las perforaciones del sitio Tac-21 de Maciel et al. (2014), las muestras fueron tomadas de un extenso bloque expuesto a un costado de una carretera. La nueva dirección es estadísticamente idéntica a la del sitio Tac-21 [Dec. = 351.3°, Inc. = 43.2°, α95 = 3.9°] por lo que se les considera como un mismo registro paleomagnético mientras que para el sitio el sitio Tac-26 [Dec. = 349.8°, Inc. = 36.6°, α95= 3.4°], a pesar del traslape de sus incertidumbres, no puede afirmarse de que se trate de la misma dirección según el F test (McFadden y Lowes, 1981). Por lo anterior, a partir de esta nueva dirección paleomagnética y la reportada por Maciel et al. (2014) para el sitio Tac21 se concluye que ambas direcciones constituyen el mismo registro asociado con la edad de 2.68 ± 0.03 Ma reportada por Guilbaud et al. (2012) mientras que para el sitio Tac-26 de Maciel et al. (2014) esta afirmación no es posible debido a la falta de información precisa sobre la edad y de la indeterminación sobre la coincidencia estadística en las direcciones. Las direcciones de los sitios estudiados y sus correspondientes VGP’s pueden verse en la Figura 8.

Figura 8. Proyecciones  de  igual  área  de  las  paleodirecciones  medias  por  sitio.  A)  Direcciones  medias  de  todos  los  sitios;  B)  Polos geomagnéticos virtuales por sitio obtenidos en este estudio.

5. Conclusiones

Mediante un sondeo aeromagnético se elaboró un modelo magnético 3D en donde se identifican tres posibles cuerpos responsables de las anomalías magnéticas presentes en la zona de estudio donde fueron recolectaron las muestras, sin embargo, este mismo modelo muestra que aunque tres de los sitios estudiados se localizan por encima y relativamente cerca de uno de estos cuerpos, dada la profundidad a la que se encuentra, su efecto es poco significativo como para ocasionar alteraciones en las propiedades magnéticas de los flujos de lava estudiados.

En seis de los nueve sitios estudiados fue posible aislar las componentes direccionales características de las muestras estudiadas mediante desmagnetización progresiva por campos alternos; luego de realizar el análisis estadístico, se considera que estas rocas registraron el campo magnético de la Tierra presente en el momento de su emplazamiento. En tres de los sitios no fue posible obtener las direcciones paleomagnéticas, en los sitios TCMB01A, TCMB06 se observó un comportamiento inestable de la magnetización remanente durante los tratamientos magnéticos por lo que no fue posible obtener lo promedios individuales posiblemente debido a la presencia de minerales magnéticos de muy baja coercitividad magnética. Para el sitio TCMB03 a pesar de que se lograron obtener los promedios individuales de las muestras tratadas, no fue posible determinar el promedio del sitio ya que no muestran un agrupamiento coherente debido posiblemente, a movimientos no detectados durante el muestreo.

Según el comportamiento durante los experimentos de magnetismo en rocas, curvas termomagnéticas continuas, se logró determinar que el principal mineral magnético responsable de la magnetización presente en las rocas estudiadas es titanomagnetita con contenido variable de titanio con temperaturas de Curie entre 560 a 580°C.

Se obtuvieron seis registros paleomagnéticos, cinco de ellos con edades asociadas. De estos registros, tres tienen polaridad normal y tres más polaridades inversas o inclusive transicional.

Los sitios LTNJ01 y MLPS01 provienen de flujos de lava de volcanes monogenéticos formados durante el Holoceno, los resultados direccionales obtenidos en ambos casos confirman, aunque con mayor dispersión, lo reportado en estudios previos. De los sitios de polaridad invertida, la dirección y polaridad paleomagnética del sitio TCMB01B con una edad de 0.60 ± 0.05 Ma indica que posiblemente fue emplazado durante alguna de las excursiones geomagnéticas asociadas a los eventos geomagnéticos de West Eifel y difiere de lo reportado en Maciel et al. (2014) para el mismo sitio.

El sitio TCMB04 tiene polaridad inversa y una edad 0.98 ± 0.06 Ma lo cual lo ubica dentro de la época geomagnética Matuyama.

El sitio TCMB05 con edad de 1.51 ± 0.04 Ma con polaridad aparentemente normal tendiente a transicional requiere muestreo y análisis adicional para afirmar si se trata de alguna excursión dentro del Cron Matuyama de la escala de polaridades geomagnéticas.

Contribuciones de los autores

Conceptualización: MCS, UDO, AG, HLL, RGR; (2) Análisis o adquisición de datos: UDO, MCS, RGR, HLL, AG, JM; (3) Desarrollo metodológico/técnico: UDO, MCS, HLL, AG, RGR, JM; (4) Redacción del manuscrito original: MCS, UDO, AG, HLL; (5) Redacción del manuscrito corregido y editado: MCS, AG, HLL, UDO; (6) Diseño gráfico: MCS, UDO, HLL; (7) Trabajo de campo: UDO, MCS, RGR, RMP; (8) Interpretación: AG, MCS, HLL, JUF; (9) Financiamiento: MCS

Financiamiento

Las fuentes de financiamiento fueron a través del proyecto UNAM PAPIIT IN113321.

Conflictos de interés

Los autores declaran que no existen conflictos de interés.

Editora a cargo

Leda Sánchez Bettucci.

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La revisión por pares es responsabilidad de la Universidad Nacional Autónoma de México.

Este es un artículo Open Access bajo la licencia CC Y-NC-SA (https://creativecommons.org/licenses/by-nc-sa/4.0/)