El Eje Neovolcánico —también llamado Eje Volcánico Transversal, sierra Volcánica Transversal o cordillera Neovolcánica— es una cadena de volcanes ubicada en México. Es una cordillera muy rocosa que sirve de unión entre la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre Oriental y se extiende desde las islas Revillagigedo, en el océano Pacífico, hasta el golfo de México, siguiendo el paralelo 19ºN de oeste a este. Pasa por la Ciudad de México y los estados de Nayarit, Jalisco, Colima, Michoacán, Guanajuato, Querétaro, México, Hidalgo, Morelos, Tlaxcala, Puebla y Veracruz.
Inicialmente llamada por los geólogos cordillera volcánica de México, el surgimiento abrupto de nuevas cumbres y volcanes en pleno (como el Paricutín, que nació como una hendidura humeante el 20 de febrero de 1943 y rápidamente formó una eminencia o cono volcánico) hizo que se la apelara «neo-volcánica».
Ubicación miniatura|izquierda|Izquierda a derecha Iztaccíhuatl, Popocatépetl, Matlalcueitl (Malinche), Cofre de Perote (el más distante), Pico de Orizaba, Sierra Negra.
El Eje Neovolcánico forma parte del Cinturón de Fuego del Pacífico. Forma prácticamente el límite meridional de la placa tectónica norteamericana, y tiene inmediatamente al sur la zona de subducción de la placa de Cocos, que constituye la falla del río Balsas, que señala los límites geológicos entre América del Norte y América Central.
La cordillera es una barrera natural ante las inclemencias del océano Pacífico, principalmente las que entran por el estado de Guerrero.
En líneas generales, la cordillera Neovolcánica «corre» latitudinalmente unos 880 kilómetros de oeste a este hacia la latitud del paralelo 19°N, con ramales en torno al Anáhuac que alcanzan al paralelo 20°N, extendiéndose prácticamente con una anchura media de 180 kilómetros desde el océano Pacífico, desde las cercanías de la desembocadura del río Grande de Santiago en la parte media de Nayarit, hasta el golfo de México, en la Sierra de los Tuxtlas.
Formando estas montañas con un nudo de cierre entre la Sierra Madre Occidental y la Sierra Madre Oriental, encuadrando por el sur a la gigantesca conurbación de la Ciudad de México y teniendo casi en sus faldas a otras importantes ciudades: Tepic, Tequila, Guadalajara, Colima, Uruapan, Morelia, Pátzcuaro, Ciudad Hidalgo, Toluca, Puebla, Orizaba, Tehuacán y la Córdoba mexicana.
De este modo, tal cordillera se explaya por los estados de Jalisco, Colima, Michoacán, Tlaxcala, la parte norte de Morelos (que sirve como frontera natural de este estado con Ciudad de México), el norte de Oaxaca y el oeste de Veracruz, con importantes ramales en los estados de Querétaro y en Hidalgo, quedando casi en su centro la Ciudad de México.
La Cordillera Neovolcánica es una estructura compleja, de continua acrecentada por estar viva desde la perspectiva geológica, y que alberga elementos orográficos diversos, como cuencas, valles, volcanes gigantes, como el Popocatépetl, además de una gran cantidad de volcanes de pequeña a mediana dimensiones y de lagos-cráter.
Por sus majestuosas dimensiones y el poder de sus erupciones históricas, así como por ser fuente de focos sísmicos de relevancia, aunado a su protagonismo como referente climático, fisiográfico, hidrográfico, ecológico, productivo y antropológico, posee una fuerte personalidad y preside al paisaje mexicano y a la cultura popular, sobre todo en los pobladores de las regiones centrales de México.
Historia El Eje Neovolcánico se extiende a lo largo del centro-sur de México, desde el Océano Pacífico hasta el Golfo de México entre 18°30'N y 21°30'N, descansando sobre el borde sur de la Placa Norteamericana. Esta formación de 1000 kilómetros de largo y 90-230 km de ancho, es un arco volcánico continental activo de este a oeste, que abarca un área de aproximadamente 160 000 km². Durante varios millones de años, la subducción de las placas Rivera y Cocos debajo de la Placa Norteamericana a lo largo del extremo norte de la Fosa Mesoamericana formó el Eje Neovolcánico. Éste es un cinturón volcánico único; no es paralelo a la Fosa Mesoamericana y muchos de los principales estratovolcanes están ubicados oblicuamente a la posición general del arco. Además de las complejidades fisiográficas, las composiciones ígneas varían: los productos dominantes relacionados con la subducción contrastan con las firmas geoquímicas intraplacas. Los muchos aspectos intrigantes del cinturón han suscitado varias hipótesis basadas en un escenario de subducción típico: fallas transformantes con fugas intraplacas, plumas mantélicas, rifting continental y salto de la dorsal del Pacífico hacia el este. Estas características están parcialmente relacionadas con la reactivación de sistemas de fallas tempranas durante la evolución del Eje Neovolcánico. La geometría, la cinemática y la edad del principal sistema de falla frágil definen una gama compleja de lo que podrían ser múltiples factores que afectan la deformación del eje. Exhibe muchas características volcánicas, no limitadas a grandes estratovolcanes, incluyendo conos de volcanes monogenéticos, volcanes en escudo, complejos de domos de lava y calderas importantes.
Marco geológico miniaturadeimagen|430x430px|Principales volcanes activos de México. De oeste a este, algunos volcanes que forman parte del Eje Neovolcánico son el Nevado de Colima, el Paricutín, el Popocatépetl y el Pico de Orizaba. Antes de la formación del Eje Neovolcánico, un cinturón volcánico más antiguo pero relacionado, la Sierra Madre Occidental ocupaba el área. El vulcanismo relacionado con la subducción, que se reanudó en el Eoceno, después de la deformación de la Laramide, formó el arco volcánico silícico de la Sierra Madre Occidental en una zona de paleosubducción frente a la costa de Baja California, antes de que la península se separara. Desde el Eoceno tardío hasta el Mioceno medio, la rotación en sentido antihorario del arco volcánico hizo la transición de la Sierra Madre Occidental, una vez activa, al Eje Neovolcánico ahora activo. Para el Mioceno Medio, la transición de las composiciones silícicas a más máficas se completó y puede considerarse el comienzo del Eje Nevolcánico. Debido a la orientación ortogonal del Eje Neovolcánico en relación con la tendencia de las provincias tectónicas mexicanas, su basamento preCretácico es altamente heterogéneo. Al este de 101°O descansa sobre terranos precámbricos, ensamblados en el microcontinente Oaxaquia y sobre el terrano Paleozoico Mixteco. Al oeste de 101°O, reside sobre el terreno compuesto Guerrero, una formación de arcos marginales marinos delJurásico al Cretácico, que se asientan sobre turbiditas siliclásticas del Triásico y Jurásico temprano. El ensamblaje de estas rocas del basamento da como resultado un espesor de 50-55 km al este de 101°O y 35-40 km al oeste de 101°O.
Evolución de la placa Las placas en subducción se originaron a partir de la ruptura de la Placa de Farallón hace aproximadamente 23 Ma, lo que creó dos placas en latitudes ecuatoriales, la Placa de Cocos y la Placa de Nazca del sur. La Placa de Rivera fue el último fragmento desprendido de la Placa de Cocos, convirtiéndose en una microplaca alrededor de 10 Ma. Esta pequeña placa está limitada por la zona de fractura de Rivera, la Dorsal del Pacífico Oriental, la zona de fractura de Tamayo y la Fosa Mesoamericana. La Placa de Cocos, de mayor tamaño, está limitada por la Placa de Norteamericana y la Placa del Caribe al noreste, la Placa del Pacífico al oeste y al sur por la Placa de Nazca. Las placas de Cocos y Rivera son placas oceánicas relativamente jóvenes (25 y 10 Ma) que se están subduciendo a lo largo de la Fosa Mesoamericana a diferentes velocidades de convergencia (Rivera = ~30 mm/año y Cocos = ~50-90 mm/año). Las rocas más comunes relacionadas con la subducción, como las rocas calco-alcalinas, ocupan volumétricamente la mayor parte del Eje Neovolcánico, pero volúmenes más pequeños de lavas tipo intraplaca, rocas ricas en potasio y adakitas están asociados con el área. Las rocas adaquíticas (más félsicas) del Mioceno medio se encuentran más alejadas de la fosa y a lo largo del frente volcánico del Eje Nevolcánico central durante el Plioceno-Cuaternario. Se ha sugerido que el derretimiento de losas contribuyó a la huella adaquítica en el Eje Neovolcánico, provocada por la prolongada subducción plana de la Placa de Cocos.
Evolución del cinturón
Formación miniaturadeimagen|686x686px|Evolución volcánica y cambios de composición a lo largo del tiempo. 1) Del Mioceno temprano al tardío, el cinturón de las placas de Cocos y Rivera comienza la subducción debajo del centro de México. 2) Del Mioceno tardío al Plioceno temprano, el desgarre de la losa comienza a propagarse de oeste a este a través de la parte posterior norte del Eje, permitiendo que el calor astenosférico genere el episodio máfico. 3) Del Mioceno tardío al Plioceno temprano fue el inicio de más volcanes silícicos generados por la subducción de losa plana que empujó el Eje hacia el interior, hacia el norte. 4) Del Plioceno tardío al Holoceno se caracteriza por el retroceso de la losa que envía el arco volcánico hacia la posición actual.
Desde el Mioceno temprano hasta el medio, ~20 a 8 Ma, el arco volcánico inicial del Eje Neovolcánico consistió en vulcanismo efusivo intermedio, produciendo volcanes poligenéticos andesíticos y dacíticos que se extendieron desde el oeste de Michoacán (longitud 102°O) hasta el área de Palma Sola (longitud 98°30'). La geometría del límite de la placa y la estructura térmica de la losa de subducción subhorizontal son los factores que controlan el vulcanismo del arco inicial. El magmatismo se alejó de la fosa, moviéndose hacia el noreste, hacia el Golfo de México, lo que le dio al arco su característica orientación E-O, el empuje hacia el interior del arco mostró una fusión progresivamente más seca y, finalmente, comenzó a producirse un derretimiento de la losa, lo que sugiere un aplanamiento de la losa subducida. Las rocas más antiguas de esta edad pueden estar expuestas cerca del frente volcánico moderno, en el centro de México. Un pulso de vulcanismo máfico que se desplazaba hacia el este en el Mioceno tardío, de ~11 Ma, barrió todo el centro de México, al norte del arco previamente formado, y terminó hace ~3 Ma. La aparición de las lavas máficas indica la propagación lateral del desgarre de la losa, provocada por el fin de la subducción debajo de Baja California, lo que permite la afluencia de astenosfera hacia la cuña del manto. Este vulcanismo creó mesetas basálticas a través de fisuras, o menos comúnmente, pequeños volcanes en escudo y conos de lava, con un volumen de lava decreciente hacia el este. Al oeste de 103°O, el vulcanismo silícico entre 7.5 y 3.0 Ma se volvió bimodal (máfico-silícico) a principios del Plioceno, creando grandes complejos de domos e ignimbritas, y marcó el comienzo de la migración del vulcanismo hacia la fosa. Al este de 101°O se pueden encontrar complejos de domos, flujos de lava y grandes calderas que produjeron cantidades significativas de ignimbritas (>50 km³) de composición dacítica a riolítica datadas entre 7.5 y 6 Ma. Existe una ausencia de vulcanismo silícico entre estas regiones durante toda la historia del Eje Neovolcánico. Desde finales del Mioceno, el vulcanismo silícico migró hacia la fosa hace más de 200 km en el sector oriental (al este de 101°O) y 100 km en el sector occidental (al oeste de 103°O).