1. Introducción

El conocimiento sobre las variaciones del campo magnético de la Tierra, tanto en dirección como en intensidad, proporciona información relevante para comprender los procesos que lo generan en el núcleo de la Tierra, así como las causas que provocan las inversiones de polaridad magnética. Las variaciones que presenta el campo magnético de la Tierra en tiempos geológicos se han asociado a la acción del geodínamo en el núcleo externo, modulada por la convección en el manto inferior y a la expansión del piso oceánico, vulcanismo, ciclo tectónico y deriva polar (^{Courtillot y Besse, 1987}; ^{Gubbins, 1994}; ^{Glatzmaier y Roberts, 1999}; ^{Helleret al., 2002}). Las variaciones seculares y las reversiones de los principales componentes del campo geomagnético se han documentado para los últimos 180 Ma (e.g.^{Bigginet al., 2008}). Durante todo el período Paleogeno-Neogeno, el campo magnético de la Tierra experimentó múltiples cambios de polaridad (inversiones o excursiones) y el período de polaridad normal (alrededor de 37 Ma) del Supercrón Normal Cretácico (^{Opdyke y Channell, 1996}). Por otro lado, a pesar del incremento en los últimos años en la cantidad y calidad de datos paleomagnéticos, se ha mostrado que solo algunos son confiables para estudiar a detalle el comportamiento del campo magnético de la Tierra. Particularmente, los datos del periodo Cretácico son escasos y tienen una distribución temporal y geográfica no homogéneas, lo que dificulta el análisis de las características de la variación del campo magnético de la Tierra. En México, la mayoría de los estudios paleomagnéticos se concentran en la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), teniendo algunos resultados contradictorios desde el punto de vista paleomagnético y sus implicaciones tectónicas,p.e.^{Goguitchaichviliet al. (2004)}, ^{Michalket al. (2013)} y ^{Cervantes-Solanoet al. (2017)}.

El área de estudio forma parte del Terreno Guerrero (^{Campa y Coney, 1983}; ^{Centenoet al., 2008}) que en esta parte de México se conoce como el bloque Jalisco (BJ) (^{Mooser 1972}; ^{Johnson y Harrison, 1990}; ^{Ferrari y Rosas-Elguera, 2000}) cuyas fronteras continentales son elriftTepic-Zacoalco y elriftde Colima de direcciones NW-SE y N-S, respectivamente (^{Rosas-Elgueraet al., 1996}). En las rocas del BJ queda el registro de las cuencas sedimentarias y del magmatismo desde, al menos, el Cretácico tardío. El BJ está constituido por rocas intrusivas y sucesiones volcano-sedimentarias (^{Valenciaet al., 2013}). ^{Valenciaet al. (2013)} acuñaron el nombre de sucesión volcánicaCarmichael(SVC) para referirse a las rocas volcánicas que cubren una gran superficie del BJ (Figura 1) que está formada por dos unidades; la unidad inferior está constituida por brecha volcánica, lava, toba lítica de composición andesítica y, eventualmente, toba riolítica en la base o intercalada. La unidad superior está formada, fundamentalmente, por toba cristalina y toba soldada de composición riolítica. Las edades isotópicas reportadas para la SVC están entre los 83 Ma y 58 Ma (^{Valenciaet al., 2013}).

Figura 1 Contexto tectónico y ubicación de los sitios de muestreo. Los sitios de muestreo (círculos amarillos) pertenecen a la SVC, cuyas edades están entre 83.3 y 60.9 Ma. La flecha doble es un anticlinal. Las líneas negras continuas representan sistemas de fallas que delimitan al bloque Jalisco (BJ), en el norte, elriftTepic Zacoalco (RTZ); en el oriente, elriftde Colima (RC). RCh,riftde Chapala. Las líneas grises representan el sistema de fallas Cacoma. LP, caldera La Primavera; C, volcán Ceboruco; VC, volcán Colima; G, Guadalajara; PV, Puerto Vallarta; FVTM, Faja Volcánica Transmexicana. 

Los estudios paleomagnéticos previos del bloque Jalisco se realizaron en el batolito de Puerto Vallarta y en sucesiones volcánicas del occidente del BJ así como en los campos volcánicos cuaternarios de la FVTM. ^{Böhnelet al. (1988}, ¹⁹⁹²⁾ reportaron resultados paleomagnéticos para más de 100 sitios en diferentes unidades intrusivas, volcánicas y sedimentarias expuestas a lo largo del margen S-SW de México, concluyendo que éste no ha experimentado rotaciones significativas desde el Albiano-Cenomaniano. ^{Maillolet al. (1997)} estudiaron rocas volcánicas cuaternarias de los campos volcánicos de Mascota y Talpa sin encontrar rotaciones; no obstante, estos autores sugieren que losgrabensen este sector del BJ están asociados a movimientos con desplazamiento dextral lo cual podría explicarse si se considera que el BJ se movió hacia el NW. Igualmente, ^{García-Ruizet al. (2017)} también estudiaron el campo volcánico de Mascota sin encontrar evidencia de rotación. ^{Nieto-Obregónet al. (1992)} estudiaron paleomagnéticamente el campo volcánico de Amatlán de Cañas; sus resultados muestran una discordancia angular con las direcciones de referencia esperadas, que fue interpretada como consecuencia de una falla lístrica, con 12° a 20° de inclinación del bloque hundido hacia la falla, caracterizada por un escarpe pronunciado con facetas triangulares y geometría curva. La depresión tectónica de Amatlán, junto con la de Ameca y Zacoalco, constituyen la parte sur delriftTepic-Zacoalco (^{Rosas-Elgueraet al., 1993}) y evidencian una tectónica extensional en el sector norte del BJ (^{Ferrari y Rosas-Elguera, 2000}).

En la región de Autlán, la unidad andesítica de la SVC subyace a ignimbritas de 67 Ma (^{Valenciaet al., 2013}). ^{Goguitchaichviliet al., (2003}, ²⁰⁰⁴⁾ a partir de estudios paleomagnéticos en flujos de lavas andesíticas con edades isotópicas de ~ 67 Ma del área de la Sierra Cacoma reportaron evidencia de una rotación tectónica cercana a los 20° en sentido antihorario para esta región. ^{Cervantes-Solanoet al. (2017)} con nuevos datos paleomagnéticos provenientes de lavas andesíticas cretácicas, reportan también evidencia de una posible rotación tectónica vertical antihoraria de entre 10° y 14° para el BJ. Como puede notarse, las secuencias volcánicas Cretácicas-Paleoceno del occidente de México representan un buen objeto de estudio para las investigaciones paleomagnéticas sistemáticas, enfocadas a proporcionar datos de calidad que permitan estudiar detalladamente el comportamiento del campo magnético de la Tierra en este periodo y explorar sus posibles implicaciones tectónicas y geodinámicas regionales.

En este trabajo, se reportan los datos de un estudio paleomagnético realizado en las rocas de la unidad superior de la SVC. Los nuevos datos, en conjunto con los resultados previamente publicados, permitieron estudiar con mayor precisión la variación del campo geomagnético registrado por la SVC con la finalidad de compararla con los modelos globales, examinar sus posibles repercusiones tectónicas y aportar información que permita, por ejemplo, establecer la posibilidad o no de movimientos rotacionales asociados a fallas laterales vinculadas a la subducción oblicua de la placa Pacífica con relación a la placa de Norteamérica. Los resultados indican que el polo paleomagnético se ajusta a los polos esperados según las curvas de referencia de deriva polar.

2. Contexto geológico y muestreo

El BJ está delimitado por la zona de subducción pacífica de México, donde las placas de Rivera y Cocos se hunden por debajo de la placa de Norteamérica para dar origen a la FVTM (e.g.^{Gómez-Tuenaet al., 2018}); por su parte losrifts de Colima, en el oriente, y el de Tepic-Zacoalco en el norte, son las fronteras continentales del BJ (Figura 1) (^{Rosas-Elgueraet al., 1996}; ^{Ferrari y Rosas-Elguera, 2000}). La evolución tectónica de estas cuencas ha sido tema de debate. ^{Luhret al. (1985)} sugirieron que durante el Plio-Cuaternario el BJ se movería hacia el NW a través de un sistema de fallas laterales derechas a lo largo delriftTepic-Zacoalco debido a que la Dorsal del Pacífico Oriental habría migrado hacia el continente y formado elriftde Colima. Sin embargo, estudios de geología estructural y cartografía geológica posteriores (^{Ferrari, 1994}; ^{Ferrari, 1995}; ^{Rosas-Elgueraet al., 1996}; ^{Ferrari y Rosas-Elguera, 2000}) demostraron que la tectónica Plio-Cuaternaria a lo largo delriftTepic-Zacoalco estaba asociada a una extensión N-NE por lo que, entonces, el BJ se movería hacia el SW, lo que coincide con los resultados de los desplazamientos co-sísmicos del sismo de octubre 1995 detectados por una red de 11 estaciones regionales GPS instaladas en el BJ (^{Melbourneet al., 1997}).

Por su parte, ^{Ferrari (1995)} documentó que durante el Mioceno Medio-Tardío ocurrió una tectónica transpresiva que provocó plegamiento y fallas laterales izquierdas donde después se instalaría elriftTepic-Zacoalco, ello como consecuencia de la separación de la península de Baja California.

^{Valenciaet al. ,(2013)} obtuvieron edades isotópicas entre 65 y 90 Ma en zircones de granitoides calco-alcalinos y edades que varían entre 135 Ma y 161 Ma, también en zircones en esquistos distribuidos a lo largo de la parte occidental del BJ. Estas edades son consistentes con otras obtenidas para el batolito de Puerto Vallarta (e.g.^{Schaafet al., 2000}). En contraste a la tectónica reciente a lo largo del sistema de depresiones tectónicas que bordean el BJ, el estudio de la deformación en el interior del BJ es escaso. Los resultados de estudios paleomagnéticos en rocas plutónicas de la costa occidental del BJ y de la región de Los Cabos, en la parte sur de la península de Baja California, no indican rotación de los polos paleomagnéticos, pero sí movimientos latitudinales menores (^{Böhnelet al., 1992}). ^{Righter y Rosas-Elguera (2001)} reportan resultados asociados con el sistema Cacoma (Figura 1), que evidencian fallamiento transpresivo.

Por otro lado, en las areniscas y calizas mesozoicas, localizadas al oeste delriftde Colima, el eje de los pliegues es N-S (Figura 1), orientación esperada considerando una dirección de compresión E-W quizá provocada por la interacción de las placas oceánica y continental involucradas.

El muestreo paleomagnético se basó en las dataciones isotópicas disponibles (^{Freyet al., 2007}) para la sucesión volcánicaCarmichael(Tabla 1). Se recolectaron 110 muestras (de 8 a 10 muestras estándar por sitio) provenientes de 12 unidades ígneas, distribuidas en los estados de Jalisco y Nayarit con edades isotópicas entre los 61 y los 83 Ma que comprenden desde el final del Cretácico Superior y el principio del Paleoceno.

3. Tratamientos experimentales

Con la finalidad de determinar la naturaleza de los minerales magnéticos responsables de la magnetización, así como establecer las componentes direccionales de la magnetización característica natural remanente, se realizaron experimentos de magnetismo en rocas y tratamientos magnéticos en el Laboratorio Interinstitucional de Magnetismo Natural (LIMNA), UNAM.

Estos experimentos incluyen la medición de la susceptibilidad magnética en función de la temperatura (curvas κ-T) empleando un susceptibilímetro AGICO modelo MFK1 equipado con horno.

Para determinar la temperatura de Curie se calentó aproximadamente un gramo de polvo de una muestra por cada sitio, doce en total, hasta alcanzar los 600ºC con un ritmo de calentamiento de 15ºC/min, posteriormente las muestras fueron enfriadas al mismo ritmo; todo el experimento se realizó en presencia de gas argón para reducir la posibilidad de oxidación durante el calentamiento. Los puntos de Curie fueron determinados al observar en las curvas la caída en susceptibilidad magnética que corresponde a la destrucción de las fases ferromagnéticas según el método propuesto por ^{Prévotet al., (1983)}.

Las curvas obtenidas en los experimentos de susceptibilidad contra temperatura muestran los siguientes comportamientos:

Figura 2 Curvas representativas de susceptibilidad vs temperatura (κ-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. 

Posteriormente, para obtener la dirección de la magnetización se midió la magnetización natural remanente (NRM por sus siglas en inglés) empleando un magnetómetro de giro AGICO JR6.

Con la finalidad de obtener las componentes direccionales de la magnetización natural remanente característica, las muestras se sometieron a un tratamiento de desmagnetización progresiva mediante campos magnéticos alternos, aplicando de 8 a 15 pasos en incrementos de 5 y 2 mT hasta alcanzar una intensidad máxima de 90 mT utilizando un desmagnetizador AGICO LDA-3.

Después de cada paso, la magnetización remanente fue medida con el magnetómetro. Se desmagnetizaron siete muestras por cada sitio. Las direcciones de magnetización natural remanente característica se determinaron mediante el análisis de componentes principales (^{Kirschvink, 1980}), mientras que las direcciones promedio fueron calculadas con media vectorial y estadística de ^{Fisher (1953)}.

Las determinaciones individuales de la magnetización natural remanente característica se realizaron empleando entre 6 y 15 puntos; solo en tres casos con 4 puntos. Los valores de la máxima desviación angular (MDA) varían entre 0.6° y 8.7°. En la mayoría de las muestras estudiadas (60%), se observa una componente paleomagnética estable, la cual se comporta de forma lineal hacia el origen de coordenadas en los diagramas ortogonales, al eliminarse más del 80% de la magnetización original aplicando campos de 60 a 90 mT (Figura 3A).

Figura 3 Diagramas vectoriales ortogonales de desmagnetización. Los números indican el valor máximo en mT del campo magnético aplicado en cada paso de desmagnetización. 

En otro grupo significativo de muestras (20%), se registró una componente inicial, la cual fue removida en los primeros pasos de magnetización aplicando campos de 5 a 10 mT, por lo que se considera que se trata de una remagnetización de origen viscoso. Una vez que esta componente inicial fue removida, se aprecia un comportamiento lineal hacia el origen de coordenadas por lo que fue posible aislar las componentes características (Figura 3B).

También se observó que en algunas muestras persiste una magnetización significativa, superior al 50% de la original, luego de haberles aplicado campos de hasta 90 mT (Figuras 3C y 3D). Sin embargo, en estas muestras se puede distinguir una tendencia lineal hacia el origen, por lo que al igual que en los casos anteriores, se considera que las direcciones características son de origen primario y fue posible obtener la magnetización natural remanente característica.

Dos muestras recolectadas en el sitio TPZ-11 presentan un comportamiento irregular durante los tratamientos magnéticos; mientras que en el resto de ellos fue posible determinar sus componentes direccionales (Figura 3E). Finalmente, en todos los especímenes tratados de las muestras provenientes del sitio TPZ-12 se observa un comportamiento irregular durante la desmagnetización por lo que no fue posible obtener sus direcciones de magnetización natural remanente característica. Este comportamiento posiblemente se deba a que las rocas donde se tomaron las muestras hayan sido afectadas por relámpagos (^{Cox, 1961}) (Figura 3F).

4. Resultados

Luego de obtener los promedios individuales, para distinguir a las polaridades intermedias aplicado un ángulo de corte de 45° (^{Johnsonet al., 2008}) sin considerar las incertidumbres, se observa que hay ocho sitios con polaridad normal y tres sitios de polaridad inversa (Figura 4A). Al aplicar la prueba de inversión de ^{McFadden y McElhinny (1990)} a los sitios con polaridad inversa, éste resultó indeterminado debido que solo son tres y a la dispersión entre ellos. A pesar de esto, sus direcciones se consideraron antipodales al promedio de los sitios con polaridad normal y se incluyeron para el cálculo del promedio global Dec. = 344.7°, Inc. = 43.2°, N = 11, α₉₅= 13.2° (Tabla 2, Figura 4B).

Figura 4 Proyecciones de igual área de las paleodirecciones medias por sitio. A) Direcciones medias de todos los sitios; B) Direcciones medias después de transformar las direcciones antipodales y descartando las polaridades intermedias. La dirección media se muestra en rojo. En verde se muestra la dirección esperada para 70 Ma según la curva de deriva polar aparente obtenida por ^{Besse y Courtillot (2002)} y en azul la obtenida por ^{Torsviket al.,(2012)}. 

El polo geomagnético virtual correspondiente (VGP) tiene una posición de VGP_Lat= 75.2°N, VGP_Long= 186.6°E, A₉₅= 11.7°, N = 11, Figura 5A. Esta posición del polo concuerda relativamente bien, dentro de sus incertidumbres, con las posiciones esperadas a partir de las curvas de deriva polar aparente para América del Norte (APWP) de ^{Besse y Courtillot (2002)} y ^{Torsviket al., (2012)} para 70 Ma (Figura 5B).

Figura 5 Polos geomagnéticos virtuales. A) Polos geomagnéticos por sitio obtenidos en este estudio y en color rojo el promedio de este estudio con su intervalo de confianza; B) Polos geomagnéticos de referencia y su intervalo de confianza calculados a partir de las curvas sintéticas de deriva polar aparente de América del Norte para 70 Ma; el círculo rojo representa el promedio de este estudio, el círculo verde es la posición del polo según ^{Besse y Courtillot (2002)} y el círculo negro es la posición según ^{Torsviket al.(2012)}. 

Para evaluar la existencia posibles rotaciones tectónicas, se comparó esta posición del VGP con las posiciones esperadas de los polos para edades adyacentes de 60, 70, y 80 Ma obtenidos mediante las mismas curvas de referencia de ^{Besse y Courtillot (2002)} y ^{Torsviket al., (2012)} y se calculan los parámetros de rotación vertical R ± ΔR y el parámetro deflattenigde la inclinación F ± ΔF junto con sus límites de confianza (^{Demarest, 1983}) (Tabla 3).

Al examinar los valores para R y F y sus correspondientes incertidumbres ΔR y ΔF, según las direcciones esperadas de ^{Besse y Courtillot (2002)}, se observa que los valores de R varían entre -4.3° a -1.1° con valores de ΔR entre 15.7 y 15.0, respectivamente.

En sentido estricto, los valores ΔR indican que las rotaciones no son estadísticamente significativas, por lo que no es posible confirmar la existencia de una rotación vertical. Sin embargo, es notable que en los tres casos el signo de R es negativo, lo cual es consistente con un movimiento rotacional antihorario. Ahora bien, si se comparan con las direcciones esperadas según ^{Torsviket al. (2012)}, los valores de R son menores, entre 0.2° a 1.6°, con valores de ΔR de 14.7° y 14.8°, por lo que al igual que en el caso anterior no es significativa la rotación, aunque para este caso los valores de R son positivos, lo que sugiere que, en caso de ocurrir, la rotación es en sentido horario.

Esta ambigüedad posiblemente se debe al valor relativamente alto de la dispersión angular (A₉₅= 11.7°), aunque no es posible descartar la posibilidad de movimientos tectónicos no advertidos, o bien, efectos de la deriva polar real.

Las distribuciones de direcciones y polos tienen una tendencia alargada (Figuras 4 y 5), que podría reflejar movimiento polar, variación paleosecular o efectos tectónicos. Los datos isotópicos cubren un periodo amplio del Cretácico Tardío al Paleoceno.

Los resultados de los estudios paleomagnéticos en el BJ que incluyen rocas del batolito de Puerto Vallarta y rocas volcánicas de la región del Encino, con edades entre los 80 a 100 Ma, no apoyan la hipótesis de rotaciones horarias o antihorarias que permitan afirmar la ocurrencia de fallas laterales dextrales o sinistrales, respectivamente (^{Böhnelet al., 1989}), lo que puede interpretarse como una estabilidad del BJ. Sin embargo, los resultados paleomagnéticos de la unidad inferior de la SVC muestran rotaciones antihorarias de 25° (^{Goguitchaichviliet al., 2003}) y entre 10° y 14° (^{Cervantes-Solanoet al., 2017}). Con el propósito de minimizar posibles efectos de muestreo y mejorar los parámetros estadísticos, incorporamos estos resultados con los del presente estudio. Para este nuevo cálculo se consideraron las edades disponibles hasta los 83.2 Ma y se aplicó un criterio de selección (n ≥ 5, α₉₅≤ 10°). La nueva dirección promedio es Dec = 338.1°, Inc = 44.1°, N = 32, α₉₅= 5.4° y su correspondiente polo geomagnético VG_PLat= 69.2°, VGP_Long= 184.5°, A₉₅= 6.8°. Al calcular nuevamente los parámetros de rotación respecto de los polos esperados según ^{Besse y Courtillot (2002)} y ^{Torsviket al. (2012)}, además de los reportados por ^{Böhnelet al.(1989)}, se observa ahora que los valores de R aumentan significativamente y, como es de esperarse, los valores correspondientes de ΔR disminuyen al aumentar la precisión (A₉₅= 6.8°) (Tabla 4).

5. Discusión

5.2. MAGNETOESTRATIGRAFÍA

Con base en las edades isotópicas publicadas para las unidades estudiadas, y con los VGP’s de los 11 sitios, así como sus paleodirecciones, es posible establecer de forma preliminar una secuencia de polaridades geomagnéticas (Figura 6). La secuencia comienza con una polaridad invertida encontrada en dos sitios, TPZ-04 (83.3 ± 0.03 Ma) y TPZ-03 (80.7 ± 0.4 Ma). Según las edades, esta polaridad puede asociarse con el cron C33R de la escala de polaridades geomagnéticas de referencia, justo al término de Súper Cron Normal Cretácico SCNC.

Figura 6 Latitud del polo geomagnético virtual (VGP_lat), declinación e inclinación y su correlación con la escala de polaridades geomagnéticas según las edades de los sitios estudiados. 

Las polaridades de los sitios TPZ-01 (73.1 ± 0.3 MA) y TPZ-07 (78.0 ± 2.0 Ma) son normales y se ajustan bien a los crones C33N y C32 N respectivamente. Para los sitios TPZ-02 (70.6 ± 0.2 Ma) y TPZ-10 (70.8 ± 0.2 Ma) se tiene una polaridad normal. Sin embargo, de acuerdo con su edad, se espera que tengan una polaridad inversa correspondiente al cron 30R; si se toman en cuenta las incertidumbres en las determinaciones de las edades, estos registros pueden considerarse como simultáneos, además de que se trata de dos localidades distintas y diferentes tipos de roca, toba silícica y andesita, respectivamente, por lo que es muy posible que se trate de dos registros independientes del final de la transición N-R de la polaridad geomagnética, lo cual es compatible con sus bajas inclinaciones magnéticas de 23.1° y 21.1°. Finalmente, los sitios TPZ-09 (69.0 ± 0.2 Ma), TPZ-08 (68.6 ± 0.2 Ma), TPZ-06 (67.6 ± 0.2 Ma) y TPZ-05 (67.3 ± 0.3 Ma) tienen polaridad normal, que se correlaciona con el cron C30N, mientras que el sitio TPZ-11 (65.3 ± 0.2 Ma) tiene una polaridad inversa, que se ajusta con la polaridad del cron C29R (Figura 6).

6. Conclusiones

Se reportan experimentos paleomagnéticos y de magnetismo de rocas provenientes de 12 sitios en la sucesión volcánicaCarmichael, con edades isotópicas entre los 83 y 61 Ma. Los resultados de los experimentos de susceptibilidad en función de la temperatura (curvas κ-T) muestran que en la mayoría de las muestras se observan dos fases magnéticas durante el calentamiento y una sola durante el enfriamiento; la primera fase con una temperatura de Curie cercana a los 360°C y una segunda componente, la más significativa, con temperaturas de Curie de 560°C, que indican la presencia de titanomagnetita con alto y bajo contenido en titanio respectivamente. Otro grupo importante de muestras presenta una sola fase ferromagnética, con una temperatura de Curie alrededor de los 560°C, compatible con titanomagnetita con bajo contenido en titanio. En el resto de las muestras, se aprecia la presencia de dos fases, una de ellas indica la presencia de titanomagnetitas, así como la presencia de titanomaghemitas con una influencia magnética poco significativa.

Fue posible aislar la dirección magnetización natural remanente característica de las muestras provenientes de 11 sitios, al observarse en ocho casos una polaridad normal bien definida y tres con polaridad inversa. La dirección media calculada de los sitios de polaridad normal es de Dec. = 344.7°, Inc. = 43.2°, N = 11, α₉₅= 13.2°. Los sitios con polaridad invertida se les considera antipodales por lo que, luego de realizar la inversión conveniente, fueron incluidos para el cálculo del polo geomagnético virtual (VGP), al resultar una posición de VGP_Lat= 75.2°N, VGP_Long= 186.6°E, A₉₅= 11.7°, N = 11. Si se compara esta posición con los polos obtenidos a partir de las curvas de deriva polar aparente para América del Norte (APWP) de ^{Besse y Courtillot (2002)} y ^{Torsviket al. (2012)}, se observa que éste concuerda relativamente bien con lo esperado. Aunque debido al valor de A₉₅=11.7° en nuestra determinación, esta posición del polo se traslapa con polos de edades adyacentes.

A partir de las edades isotópicas de los 11 sitios estudiados y sus correspondientes VGP’s, es posible establecer de forma preliminar una secuencia de las transiciones de polaridad geomagnética. La secuencia comienza con una polaridad invertida encontrada en dos sitios, la cual, según las edades, puede asociarse con el cron C33R de la escala de polaridades geomagnéticas de referencia. Posteriormente, se observa un periodo de polaridad normal dentro del cual se encuentran la mayoría de las polaridades de los sitios estudiados, este periodo corresponde al cron de polaridad C33N y C32N. Se encontró también posible evidencia de dos registros del final de la transición geomagnética N-R del cron 31N al C30R. Finalmente, se encontró un registro de polaridad inversa bien definida, la cual, de acuerdo con la edad reportada para este sitio, corresponde al cron de polaridad C29R. Esta correlación con la escala de polaridades geomagnéticas de referencia permite afirmar que el conjunto de muestras estudiadas registró fielmente el comportamiento del campo geomagnético durante su formación.

Los resultados paleomagnéticos reportados para las rocas de la FVTM y de la SVC, complementados con los del presente estudio, no evidencian la ocurrencia de rotaciones tectónicas asociadas a fallas laterales, por lo que se puede concluir que el BJ se ha mantenido relativamente estable desde Cretácico Tardío-Paleoceno hasta el Cuaternario.