Tectnica y volcanismo en el Cinturn Volcnico Trans-Mexicano Luca Ferrari Centro de Geociencias e Instituto de Geologa de la UNAM luca@unam.mx 1. Introduccin Con el trmino de Cinturn Volcnico Transmexicano (CVTM) o Faja Volcnica Transmexicana se acostumbra denir el arco volcnico que atraviesa el centro de Mxico desde el Golfo de California hasta el Golfo de Mxico, aproximadamente entre las latitudes 1830N y 2130N. En esta provincia geolgica se concentra una parte importante de la poblacin y de la actividad econmica del pas; adicionalmente su formacin ha tenido un impacto importante en la evolucin del clima y de la biodiversidad de Mxico. En este trabajo se presenta de manera sinttica el estado del arte sobre el conocimiento del CVTM integrando la evolucin geolgica y geoqumica del arco con los resultados de los experimentos geofsicos que se han llevado a cabo en los ltimos aos. La sntesis que aqu se presenta deriva de un trabajo mas extenso recientemente publicado por Ferrari et al. (2011) al que se remite el lector para las numerosas referencias a los trabajos originales que no tienen cabida en este texto. 2. El contexto regional y geodinmico El CVTM tiene aproximadamente 1,000 km de longitud y un ancho variable entre 80 y 230 km, y se distribuye con una direccin preferencial E-O en su parte central y oriental y ONO-ESE en su parte occidental (Fig. 1 y 2). En el contexto geodinmico, el CVTM se encuentra construido sobre la parte sur de la placa de Norteamrica, la cual es subducida por la parte occidental de la placa de Cocos y por la microplaca de Rivera (Fig. 1). Se encuentra adems en proximidad del rift continental del Golfo de California, que ha sido invadido por el mar desde aproximadamente 12 Ma y donde se est formando corteza ocenica desde hace aproximadamente 3.6 Ma.

Figura 1. Marco geodinmico del CVTM (tomado de Bird, 2003) mostrando las placas, sus lmites y su movimiento absoluto (echas negras) en mm/ao. AVCA = Arco Volcnico Centroamericano.

Comparado con otros arcos volcnicos como el de Centroamrica (AVCA, Fig. 1) el CVTM presenta varias peculiaridades: 1) su parte central y oriental no son paralelas a la Trinchera Mesoamericana; 2) sus principales estratovolcanes estn alineados transversalmente (N-S) con respecto a la orientacin del arco; 3) presenta una gran variabilidad geoqumica al tener no slo productos tpicos de ambientes de subduccin sino tambin de tipo intraplaca; 4) las placas en subduccin son relativamente jvenes (10 Ma para Rivera y entre 11 y 23 Ma para Cocos), hechos que en otros casos dan lugar a un escaso volcanismo; 5) hay ausencia de sismicidad por debajo de la zona volcnica. Todo esto ha propiciado que, en el pasado, el origen de esta provincia volcnica haya sido objeto de debate y se hayan propuesto mecanismos distintos a la subduccin para su origen, como el de una gran falla intraplaca, el salto hacia el este de la dorsal del Pacco oriental, una pluma del manto, y un rifting continental activo. El basamento del CVTM es heterogneo y consta de dos regiones con edad e historia geolgica distinta (Fig. 2). Bajo la mitad oriental, al este de la longitud 101 W, se encuentran terrenos antiguos de edad Precmbrico (>542 Ma) y Paleozoico (entre 542 y 251 Ma). La parte occidental, est subyacida por el llamado superterreno Guerrero, un conjunto de arcos volcnicos marinos y depsitos sedimentario del Trisico-Cretcico (251 a 65 Ma). En la parte occidental, adems, el volcanismo asociado a subduccin ha estado activo de manera casi ininterrumpida desde el Cretcico inferior (135 Ma), mientras que en la parte oriental no hubo volcanismo entre el Jursico y el Mioceno medio (~165 y 15 Ma).

Figura 2. Imagen de satlite mostrando el CVTM (lnea en rojo) y los terrenos que conforman su basamento. GMP = Plataforma Guerrero-Morelos. Tomado de Ferrari et al. (2011). 3. Geofsica Entre 2006 y 2010, gracias a la colaboracin entre la UNAM, la Universidad de Texas y CALTECH, se realizaron los experimentos ssmicos Mapping the Rivera Subduction Zone (MARS), Middle America Subduction Experiment (MASE) y Veracruz-Oaxaca sismic line (VEOX). Los resultados de estas redes temporales han permitido definir con buena precisin tanto la geometra de las placas de Cocos y Rivera en subduccin como el espesor

de la corteza de la placa superior. Por otro lado, por medio de estudios magnetotelricos y de atenuacin ssmica se han podido detectar anomalas de conductividad y de alta atenuacin, respectivamente, indicativas de la presencia de uidos liberados por la placa en subduccin y de fusin parcial en el manto superior y en la corteza por debajo del CVTM. Tambin se han presentados modelos numricos de la estructura trmica de la placa subducida que, combinados con datos de petrologa metamrca, han podido cuanticar la cantidad de uidos liberados por deshidratacin en el proceso de subduccin. Espesor de la corteza en la placa continental. La Figura 2 muestra la variacin en el espesor cortical de la placa de Norteamrica por debajo del CVTM obtenida combinando los resultados de los experimentos MARS y MASE con la interpretacin de las anomalas gravimtricas. Se puede observar un cambio de primer orden en correspondencia con el meridiano 101 W. La regin oriental del CVTM, al este de esta longitud, tiene el mayor espesor, con mximos que alcanzan los 50 km. En cambio en la regin occidental del CVTM el espesor promedio es de 40 km o menos. El cambio de espesor se da en correspondencia con una franja de direccin casi N-S que coincide burdamente con el lmite del superterreno Guerrero con los terrenos precmbricos y paleozoicos. Este importante lmite cortical a su vez ha sido reactivado en el Cenozoico, dando como resultado el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende (ver seccin sobre tectnica).

Figura 3. Espesor de la corteza por debajo del CVTM de acuerdo con los experimentos MARS, MASE y VEOX y el estudio gravimtrico regionales (ver Ferrari et al., 2011 para referencias). Geometra de la placa en subduccin. Los resultados de los experimentos MARS muestran que la placa de Rivera y la parte ms occidental de la placa de Cocos tienen una inclinacin de aproximadamente 70. Sin embargo, el resultado ms interesante es la presencia de una rasgadura entre las placas de Rivera y Cocos, al NNO del volcn Colima, a partir de los 150 km de profundidad (Fig. 4), la cual es el resultado de una ligera divergencia entre ellas. Otro hallazgo importante del experimento ha sido la visualizacin de la terminacin de la placa de Rivera aproximadamente a 350 km de profundidad (Fig. 4) lo que indica esta est ausente debajo de la mitad trasera del CVTM occidental. Hacia el oriente, la inclinacin inicial de la placa de Cocos se vuelve menos pronunciada. A lo largo del perl MASE la placa tiene una inclinacin de 15 hasta 80 km desde la costa, y ms al norte se vuelve

completamente horizontal una vez alcanzada una profundidad poco superior a los 50 km (Fig. 4). El tramo horizontal contina por 200 km hasta el frente volcnico del CVTM. En otras regiones del mundo, como por ejemplo en los Andes, la subduccin horizontal de una placa otante provoca un acoplamiento entre las dos placas que a su vez genera estructuras compresivas. Sin embargo, esto no ocurre en el sur de Mxico. Esta aparente contradiccin ha sido explicada por estudios sismolgicos detallados que muestran que las dos placas no estn en contacto directo sino que existe una capa delgada de unos 3-5 km, con ultra baja velocidad ssmica, que se caracteriza adems por la presencia de minerales hidratados en facies de esquistos azules y alta presin de uidos, permitiendo un acoplamiento muy dbil entre la placa ocenica y la continental. La ocurrencia de sismos lentos detectados por sistemas geodsicos en esta zona conrma esta suposicin. La tomografa ssmica a lo largo del perl MASE indica que la placa de Cocos quiebra repentinamente por debajo del CVTM alcanzando una inclinacin de 70 (Fig. 4). Tambin se pudo detectar que el slab est truncado a una profundidad de aproximadamente 450 km, conrmando la hiptesis de la ruptura del slab, propuesta anteriormente en base a evidencias geolgicas, que habra ocurrido a nales del Mioceno. La zona de subduccin horizontal se vuelve progresivamente ms corta hacia el oriente hasta terminar a la altura de Istmo de Tehuantepec. En esta regin el perl VEOX muestra a la placa de Cocos subduciendo con una inclinacin casi uniforme con un ngulo de 26 entre 140 y 310 km de la trinchera.

Figura 4. Profundidad de las placas de Rivera y Cocos en subduccin bajo Mxico de acuerdo con los experimentos MARS, MASE y VEOX. La lnea punteada roja representa el borde truncado de las placas. Co =Volcn Colima; Po=Popocatepetl; El rea en naranja representa al CVTM. Tomado de Ferrari et al. (2011). Fluidos y fundidos en el manto superior y la corteza. El mtodo magnetotelrico (MT) ha sido empleado a lo largo de un perfil con localizacin casi idntica a la del experimento MASE. Los resultados del estudio muestran una serie de anomalas negativas de resistividad que, una vez comparadas con las condiciones de Presin y Temperatura de las reacciones metamrcas en rocas gabroico-baslticas, permiten identificar las principales zonas de deshidratacin de la placa en subduccin. Bajo el CVTM, en correspondencia con la zona donde la placa se hunde en el manto con una alta inclinacin, se encuentra una serie de anomalas muy pronunciadas ubicadas casi exclusivamente en la corteza inferior de la placa continental. Estas anomalas en la corteza solo pueden explicarse por la presencia de

pequeas cantidades de material fundido en la corteza inferior y media, interpretacin conrmada tambin por estudios de atenuacin ssmicas del perl MASE. Desde un punto de vista geolgico, estas anomalas se pueden interpretar como una zona donde se da el arribo al la base de la corteza de cantidades considerables de basaltos ricos en agua que se intrusionan a diferentes niveles en la corteza inferior provocando fusin parcial de la misma.

Estructura trmica y deshidratacin en la zona de subduccin. Una vez establecido el espesor de la placa continental y la geometra a profundidad de la placa subducida es posible denir la estructura trmica de la zona de subduccin por medio de modelos numricos en supercomputadora. La ltima generacin de modelos trmicos instantneos en 2D, basados en los resultados de los experimentos MARS y MASE, ha reproducido temperaturas suficientes para obtener fusin parcial del manto en correspondencia del frente volcnico del CTVM tanto en la zona de subduccin de Rivera (Volcn Colima) como de Coco (Volcn Popocatepetl). Los perles P-T obtenidos fueron utilizados a su vez para calcular la cantidad de agua liberada en cada segmento de la placa subducida, en funcin de los equilibrio de fases mineralgicas y del contenido de agua para la rocas que la forman (metabasaltos, sedimentos y manto serpentinizado) (Fig. 5).

Figura 5. A) Modelo instantneo en 2D de la estructura trmica a lo largo del perl MARS (A, placa de Rivera; C, placa de Cocos) para una temperatura potencial del manto de 1350 C, y correspondiente perl de deshidratacin de la placa en subduccin (D y F). Tomado de Ferrari et al. (2011). En el caso de la placa de Rivera el modelo indica que el frente volcnico est subyacido por una zona de T mxima de 1,220 C a ~67 km de profundidad. Debido a que la placa es

joven, solo una cantidad limitada de agua es liberada por cerca de 80 km al NE del frente volcnico (Fig. 5A y D). En el caso de la placa de Cocos el perfil a la longitud de la Ciudad de Mxico muestra que por debajo del frente volcnico se alcanza una T mxima de 1,090 C a ~57 km de profundidad. En este caso la mayor parte de los uidos son liberados en la ltima parte del segmento de subduccin plana. Mas fluidos son liberados hasta ~150 km de profundidad pero, debido a la fuerte inclinacin de la placa, estos se traduce en superficie en una zona de solo 40 km al N del frente volcnico (Fig. 5C y F). La hidratacin del manto sub-cortical produce una disminucin de la T de fusin de las rocas del manto, lo que produce el magma que alimenta el arco volcnico. La presencia de volcanismo a distancia de hasta 200 km del frente volcnico se explica entonces por la conveccin de manto fundido y fluidos inducida por el movimiento de la placa en subduccin. Tanto en el caso de Rivera como en el de Cocos la T de la placa en subduccin rebasa los 650 C por debajo del CVTM. Esto explica la ausencia de sismicidad ya que por encima de esta T las rocas no pueden acumular esfuerzos elsticos suficientes para provocar eventos ssmicos. 4. Evolucin espacio-temporal del magmatismo Los abundantes fechamientos isotpicos obtenidos en las ltimas dcadas indican que el CVTM empieza su actividad al final del Mioceno temprano (~19 Ma) en la parte central de Mxico. La posicin del volcanismo va migrando en el tiempo como se puede observar en la Figura 6, donde la distribucin de las rocas magmticas fechadas se ha gracado contra la distancia de la trinchera actual y contra la distancia con respecto al frente volcnico actual. En la regin occidental del CVTM el arco empieza slo al nal del Mioceno medio y el frente volcnico va migrando paulatinamente hacia el sur, hasta alcanzar en el Pleistoceno una distancia de 150 km de la trinchera. Al oriente de 101 W el arco empieza al nal del Mioceno temprano y el frente volcnico va migrando hacia el norte hasta los ~10 Ma donde llega a su punto ms lejano de la trinchera (330 km). Posteriormente se invierte la tendencia y va migrando hacia el sur con una velocidad promedio similar a la observada en la regin occidental, para alcanzar una distancia de ~230 km de la trinchera en el Pleistoceno. En general la migracin hacia el sur del lmite trasero del arco es menos pronunciada que la del frente volcnico, lo que resulta en un ensanchamiento del arco, que llega a tener un ancho de 150 km en la parte occidental y de casi 200 km en la parte oriental. El patrn de migracin hacia la trinchera desde el Mioceno tardo es consistente a lo largo de todo el CVTM por lo que debe de obedecer a mecanismos geodinmicos generales que inducen variaciones de la geometra de las placas en subduccin.

Figure 6. Distribucin de edades de las rocas del CVTM contra (A) la distancia a la trinchera actual y (B) la distancia al frente volcnico actual. La regin occidental y oriental son separadas a la longitud 101W. Tomado de Ferrari et al. (2011).

Tomando en cuenta la distribucin espacial del volcanismo y su composicin, la historia geolgica del CVTM se puede dividir en cuatro episodios principales, los cuales se muestran en la Figura 7: 1) la instauracin de un arco de composicin intermedia en el Mioceno temprano a tardo al este de 101 W; 2) un episodio mco del Mioceno tardo que va migrando de oeste a este y se ubica al norte del arco anterior; 3) un episodio silcico de nales de Mioceno que llega a ser bimodal en el Plioceno temprano y marca el regreso del volcanismo hacia el sur; 4) la re-instauracin de un arco con gran variabilidad composicional a partir del Plioceno tardo (Fig. 7).

Figure 7. Distribucin del volcanismo del CVTM y composicin de los productos durante los cuatro episodios que se han reconocidos en su evolucin. Tomado de Ferrari et al. (2011). 1) El CVTM ancestral. Entre el Mioceno temprano y el Mioceno tardo, la actividad del CVTM ancestral se extiende desde la longitud 101 W hasta las costas del Golfo de Mxico (Fig. 7A). Las rocas volcnicas emplazadas en este periodo tienen una composicin dominante de andesita a dacita (Fig. 7E), en contraste con las rocas silcicas del arco anterior de la Sierra Madre Occidental. El volcanismo empieza a la latitud del frente volcnico actual para progresivamente alejase de la trinchera, tanto hacia el norte como hacia el extremo oriental del arco, donde alcanza las costas del Golfo de Mxico. La migracin no fue paulatina, sino que a partir de ~16.5 Ma el arco volcnico se ensanch considerablemente (de ~100 a ~200 km). La migracin al norte y el ensanchamiento del arco sugieren una progresiva disminucin de la inclinacin de la placa de Cocos durante este periodo. Esto es suportado tambin por la ocurrencia, en la parte norte, de rocas adakiticas, cuya composicin sugiere la fusin de la placa subducida. La fusin de la placa

es posible cuando la subduccin se torna sub-horizontal y la placa incrementa su temperatura manteniendo constante la presin. 2) Pulso mfico con migracin de Oste al Este. El vulcanismo de composicin intermedia que se desarroll durante el Mioceno medio se ve interrumpido a partir de los 11.5 Ma por un extenso episodio de vulcanismo mco que esta vez se emplaza a lo largo de todo Mxico central, desde Nayarit hasta Veracruz, inmediatamente al norte del arco precedente (Fig. 7B y F). Este episodio est conformado por mesetas baslticas, emplazadas a travs de suras, y en menor medida por volcanes escudo y pequeos conos de lava. Las edades de este volcanismo se vuelven progresivamente ms jvenes de oeste a este pasando de ~11.5-10 Ma en la costa de Nayarit y al noroeste de Tepic hasta llegar a 7.5-6.5 Ma en la costa de Veracruz. Este pulso volcnico ha sido interpretado como la manifestacin superficial de la propagacin hacia el E del desgarre de la placa de Cocos subducida, un proceso que empieza a ~13 Ma en el Golfo de California al cesar la subduccin de la microplaca Magdalena afuera de Baja California Sur. La infiltracin de astenosfra mas caliente en la zona hidratada de la cua del manto habra provocado un incremento temporal de la fusin parcial que se propaga de W a E a medida que la parte inferior de la placa de desprende. 3) Vulcanismo silcico y bimodal del final Plioceno temprano. Posteriormente el volcanismo del CVTM se vuelve de composicin mas silcica y se distribuye en una franja al sur de las rocas del episodio mco anterior (Fig. 7C y G). En la parte occidental se emplazan principalmente complejos de domos riolticos mientras que en la parte oriental dominan las ignimbritas asociadas a grandes calderas de explosin. El volcanismo temprano es exclusivamente silcico pero a partir del final del Mioceno se emplazan tambin lavas mficas, que sobretodo en la parte occidental tienen firma intraplaca. Los productos de composicin intermedia asociados a las calderas del Plioceno temprano de la parte oriental evidencian procesos de mezcla entre magmas silicos y mficos. En esta parte del CVTM son abundantes las riolitas hiperaluminosas con composicin isotpica que indica contribuciones corticales significativas. En general el volcanismo silcico migra hacia el sur (>200 km en el este, ~100 km en el oeste), lo que sugiere un aumento del ngulo de subduccin y retroceso de la placa (slab rollback). En este contexto, el volcanismo silcico a bimodal se puede asociar a la fusin parcial de corteza inferior que ha sido progresivamente expuesta al manto astenosfrico como consecuencia de la ruptura y retroceso de la placa inferior. La composicin de los magmas riolticos estara influenciada por la naturaleza y espesor de la corteza. En la parte occidental, la corteza delgada y ms joven, y una mayor tasa de extensin, impidi la formacin de cmaras magmticas grandes y calderas, e imparti a las riolitas una seal isotpica menos radiognica, mientras que en el este, la corteza gruesa del Precmbrico y Paleozoico y la menor tasa de extensin favorecieron la formacin de cmaras magmticas, mezcla de magmas y una composicin isotpica ms radiognica. 4) El CVTM moderno. Desde el Plioceno tardo, el vulcanismo silcico y bimodal se ve reemplazado por un arco volcnico con productos que cubren todo el rango composicional de basaltos a riolita (Fig. 7D y H). En la porcin occidental se siguen emplazando lavas con caractersticas intraplaca espacialmente contiguas a productos ms tpico de subduccin. El frente volcnico est dominado por campos de volcanes monogenticos, mientras que en la parte trasera del arco se construyen los estratovolcanes Tequila, Ceboruco, Tepetiltic,

Sangangey, Las Navajas y San Juan, alineados a lo largo de fallas regionales de orientacin WNW-ESE. El complejo volcnico de Colima representa con creces el mayor volumen de material volcnico emplazado en el CVTM. Su gran dimensin y su posicin mucho ms al sur del resto de los dems estratovolcanes se explica tomando en cuenta que se ubica por encima de la zona de desgarre entre placa de Rivera y la placa de Cocos (Fig. 4). Hacia la porcin central del CVTM, se forma el campo volcnico Michoacn-Guanajuato que incluye ms de 1,000 conos monogenticos y ms de 400 centros poligenticos formados a partir de ~2.8 Ma y que contina activo hasta la actualidad como lo atestiguan las erupciones histricas de los volcanes Jorullo y Parcutin. Mas al oriente se encuentran las caldera de Los Azufres y de Zitcuaro. En la parte oriental del CVTM los productos mcos se concentran en los campos volcnicos de la Sierra Chichinautzin y Apan-Tezontepec, mientras que los productos ms evolucionados se encuentran en las caderas de Tulancingo-Acoculco, Los Humeros, y los domos de la regin Libres-Oriental, Pue. Al oriente del Valle de Mxico se desarrolla la cadena volcnica con orientacin N-S constituida por el Cerro Tlloc, el complejo Iztacchuatl y el volcn Popocatpetl, con edades que se vuelven progresivamente ms jvenes hacia el sur. Ms al oriente se encuentra el volcn La Malinche y el alineamiento N-S del Pico de Orizaba Cofre de Perote, todos con edades menores a 1 Ma. Desde un punto de vista general, se puede observar una disminucin progresiva de la contribucin de uidos de subduccin al alejarse del frente volcnico, como lo indican los valores decrecientes de la relacin Ba/Nb. Considerando que el frente volcnico coincide con el vrtice de la cua del manto y que la placa tiene una fuerte inclinacin por debajo del CVTM, esto sugiere que la fusin del manto por adicin de uidos de la placa subducida se vuelve progresivamente menos importante al alejarse del frente. En la regin trasera del arco el volcanismo est ms relacionado a fusin por descompresin del manto y a la fusin de la corteza. Tectnica Los trabajos geolgicos estructurales de las ltimas dos dcadas indican que el CVTM cubre diferentes estructuras antiguas que han sido parcialmente reactivadas en diferentes momentos de su historia. En particular, desde el nal del Eoceno el estilo de la deformacin al norte y al sur del CVTM ha sido distinto, lo que implica la existencia de una zona de deformacin transtensiva distribuida en la franja actualmente ocupada por el CVTM. A diferencia de otras provincias magmticas de supra-subduccin caracterizadas por una deformacin extensional tras-arco, la deformacin negena en Mxico se concentra al interior del CVTM, por lo que ha sido denida como intra-arco. En su mayora se trata de sistemas de fallas extensionales que provocan fosas tectnicas rellenadas por productos volcnicos (Fig. 8). La geometra, cinemtica y edad de los principales sistemas de fallas dibujan un panorama complejo que sugiere que diferentes causas concurren en controlar su deformacin. Algunos autores han sugerido que el CVTM representa un rift continental activo, hiptesis que se basa esencialmente en la presencia de lavas sin la tpica rma geoqumica de subduccin y que en algunos casos se asemejan a las emplazadas en zonas de rift continental. Sin embargo la tasa de extensin en el CVTM durante el Pleistoceno-Holoceno es mucho menor de las de rifts continentales tpicos y la cantidad de extensin acumulada es pequea, inferior al 10%. La extensin podra en cambio explicarse como colapso gravitacional del relieve topogrco que se ha formado en los ltimos 15 Ma, pero tambin por un levantamiento inducido por el emplazamiento de manto de baja densidad

por debajo de la Moho continental. Por otro lado, la migracin del frente volcnico hacia la trinchera que se observa en todo el CVTM indicara que la placa subducida est retrocediendo, lo que puede inducir una extensin en la placa superior, particularmente en la parte central y occidental donde no hay subduccin plana. Estos fenmenos podran explicar tambin la aparente migracin del fallamiento de norte a sur. El rompimiento de la placa en subduccin y el retroceso de la placa remanente desde finales del Mioceno puede explicar tambin la presencia de volcanismo con firma intraplaca, que sera el resultado de la infiltracin de manto astenosferico que no ha sido contaminado por la subduccin.

Figura 8. Principales sistemas de fallas Mioceno-Holoceno del CVTM y distribucin volcanes poligenticos (tringulos blancos: 200 km3). Tomado de Mazzarini et al. (2010). Agradecimientos Se agradece a la Dra. Ma. Teresa Orozco Esquivel por su colaboracin en la compilacin e interpretacin de la base de datos MEXDB y la sntesis de la evolucin del CVTM. A los Dres. Vlad y Marina Manea por la elaboracin de los modelos numricos de la Fig. 5. Referencias Bird, P., 2003. An updated digital model of plate boundaries, Geochem. Geophys. Geosyst., 4(3),

1027, doi:10.1029/2001GC000252 Ferrari, L., Orozco-Esquivel, M.T., Manea, V., Manea, M., 2011. The dynamic history of the Trans-

Mexican Volcanic Belt and the Mexico subduction zone. Tectonophysics, Invited review paper, doi:10.1016/j.tecto.2011.09.018, in press.

Mazzarini F, Ferrari L., Isola I., 2010. Self-similar clustering of cinder cones and crust thickness in the Michoacan- Guanajuato and Sierra de Chichinautzin volcanic fields, Trans-Mexican Volcanic Belt, Tectonophysics, v. 486, p. 55-64.