La inactividad volcánica que se menciona no es de la misma edad en todo el CVT; en las inmediaciones de la Caldera de la Primavera, en el estado de Jalisco, la interrupción volcánica ocurrió hace 3 000 000 de años y se reactivó hace 1 000 000 de años.
Por otro lado, se han encontrado rocas volcánicas andesíticas del Oligoceno en los estados de Nayarit y Jalisco, y del Oligoceno y del Mioceno tardío en la Sierra de Juanacata, estado de Jalisco. También se detectaron evidencias de vulcanismo en la fosa de Tepic, desde el Eoceno hasta el Reciente. Particularmente, en la cuenca de México, desde hace unos 25 años se determinó la secuencia estratigráfica volcánica que descansa sobre rocas fluviales y aluviales del grupo Balsas del Eoceno Medio y Oligoceno Inferior, y que a su vez están intercaladas con rocas volcánicas andesíticas del Oligoceno Medio-Superior.
De acuerdo con los diferentes criterios que del CVT se tienen, se llega a la conclusión de que las zonas de expulsión lávica han migrado a través del tiempo geológico, y que su composición también ha variado. Estos cambios de posición de los focos magmáticos del CVT, así como sus diversidades de composición química y mineralógica, posiblemente reflejen as variaciones de angularidad y de profundidad que tienen las dos placas entre sí: la oceánica del Pacífico (Placa de Cocos), respecto a la continental de Norteamérica. Hay otros parámetros significativos, tales como la velocidad del desplazamiento relativo entre ambas placas y el tiempo de subducción (edad de las placas). Estos factores geológicos han dado como resultado que en la provincia en mención se reconozcan cuando menos dos etapas mayores de vulcanismo: durante el Oligoceno-Mioceno y el Plioceno-Cuaternario.
Las causas de la movilidad y de la actividad volcánica que ha manifestado el CVT durante toda su historia evolutiva han estado íntimamente relacionadas con la geodinámica propia de la Placa de Norteamérica y con la influencia de las de Cocos y del Caribe.
Las explicaciones sobre el origen de esta provincia tectono-volcánica son diversas. Algunos geólogos proponen al CVT como una antigua fisura reactivada del basamento continental; otros más lo consideran como la continuación de una fisura oceánica de la Dorsal del Pacífico oriental asimilada por el continente. También se ha considerado al CVT como un fracturamiento continental con esfuerzos distensivos —producidos por otras placas aledañas— generan sistemas de fosas. La teoría más común sobre el origen del CVT, es aquella que lo relaciona con el modelo de Arco Volcánico Intracontinental, debido a la asimilación de la Placa de Cocos por la placa continental.
El CVT tiene características geológicas multigenéticas, puesto que aparenta ser consecuencia del desplazamiento sucesivo de las tres placas tectónicas mencionadas, desplazamiento en el que la Placa de Cocos obstaculiza el movimiento de la de Norteamérica, dando origen a una fisura cortical. En esta zona de debilidad se manifiesta la expulsión volcánica como producto de la subducción o asimilación de la Placa de Cocos; así el CVT continúa en emersión, por lo que se generan esfuerzos distensivos de occidente a oriente, que dan origen y forman la fosa de Bahía de Banderas, los grabenes de Chapala y de Cuitzeo, las cuencas de Toluca, de México, de Puebla-Tlaxcala y la oriental, que se prolonga hasta Punta Delgada en el estado de Veracruz (Aguayo y Marín, 1987). La ruptura cortical en Bahía de Banderas pudo ser propiciada por la Placa Rivera, que al ser subducida actuó como cuña e hizo que, en la región de Cabo Corrientes se manifestaran sistemas conjugados de fallas y de fracturas que son sumamente complejos (Figura 12).
Debido a la subducción de la Placa de Cocos y a la efusión del magma hacia la superficie, los primeros esfuerzos fueron compresivos y produjeron estratovolcanes generalmente de composición variable: andesitas, riolitas y dacitas. Durante este proceso la provincia tectónica del CVT siguió su desarrollo y pasó por etapas sucesivas de distensión con vulcanismo, erosión y sedimentación aluvial, fluvial y lacustre. Cuando los bloques de origen distensivo se conformaron escalonadamente hacia la porción central del CVT, se presentaron otros episodios volcánicos de tipo explosivo con lavas y piroclastos de composición básica a intermedia (Figura 20).
La composición de las rocas volcánicas a lo largo del CVT varía de acuerdo con la lejanía y el ángulo de incidencia con la Trinchera de Acapulco. Por ejemplo, en la parte occidental del CVT (Tepic-Chapala) se identificaron rocas de composición muy variable y sin embargo relacionadas con la subducción de la Placa Rivera. A los productos del vulcanismo de las porciones central y oriental del CVT se les asocia con la subducción de la Placa de Cocos; entre ellos se han identificado algunas variaciones químicas de los magmas, debidas a los cambios en ángulos de incidencia y al espesor de la placa oceánica; ésta es cada vez más antigua a medida que se avanza hacia el oriente (con más de 4 000 000 de años).
También se ha determinado la dirección de los mecanismos focales de los sismos someros de 0-76 km de profundidad, en las costas del Pacífico en México, y se ha concluido que la Placa de Cocos tiende a avanzar hacia el noreste, con ángulos de inclinación que varían normalmente entre 31° y 41°. Así se ha conocido que los ángulos de inclinación de la placa oceánica ampliamente asimilada bajo el continente también son variables; por ejemplo, en las cercanías del volcán de Colima, el ángulo es de 30° entre Toluca, Estado de México, hasta San Andrés Tuxtla, Veracruz, el ángulo es de 20° en contraste, en las inmediaciones del volcán Chichón, en Chiapas, la zona está inclinada más de 40°.
En síntesis, de acuerdo con el conocimiento actual que se tiene sobre el origen del CVT y su evolución, éste manifiesta diferentes condiciones tectónicas y estructurales a lo largo y a lo ancho de todo su sector de emplazamiento. Estas diferencias se deben definitivamente al desplazamiento diferencial que existe entre las placas de Norteamérica y la del Caribe, y que está afectado, a su vez, por la subducción de las placas de Cocos y de Rivera desde el Mioceno tardío (Figura 13).
A pesar de que la máxima actividad tectónica e ígnea del Cinturón Volcánico (CVT) ocurrió durante el Plio-Cuaternario y el Reciente, el fracturamiento y fallamiento se inició previamente, durante el Mioceno Medio, cuando la antigua dorsal del Pacífico oriental fue asimilada por el margen occidental de la placa continental, o sea, hace 13 000 000 de años.
