Ceboruco-Gefahrenkarte: Teil I – Definition von Gefahrenszenarien basierend auf der Eruptionsgeschichte

Der Bau des Gebäudes von Ceboruco begann im späten Quartär (0,37 ± 0,2 Ma, Ferrari et al., 1997) und seine eruptive Geschichte kann in zwei Phasen unterteilt werden, die durch eine längere Zeit der Inaktivität getrennt sind (Nelson 1980). Die erste Stufe war überwiegend überschwänglich und führte zum Bau des alten Kegels (~ 370 ka bis 45 ka (Ferrari et al., 1997; In: Frey et al., 2004) und die zweite Stufe (d. H. Die letzten 1000 Jahre) ist durch verschiedene Eruptionen gekennzeichnet, darunter die explosive plinianische Jala-Eruption mit hoher Magnitude, die für die Zerstörung des Hauptgipfelkegels und seiner gegenwärtigen Morphologie verantwortlich ist, die einen großen Caldera-Krater aufweist, und die meisten der voluminösen pyroklastischen Ablagerungen, die über das gesamte Gebiet verteilt sind (Tabelle 1).

Erste Aktivitätsstufe – alter Vulkan

Die ältesten Laven treten nicht an der Oberfläche auf, aber alte Laven, die an den Wänden der Gipfelkaldera freigelegt wurden, wurden mit der K-Ar-Methode auf 0,37 ± 0,2 Ma datiert (Ferrari et al., 1997). Die Einleitung der eruptiven Geschichte von Ceboruco erfolgte wahrscheinlich nicht viel vor diesem Alter, wie die begrenzte Dicke der Ceboruco-Laven im CFE-Geothermal Explorationsbohrloch (Ferrari et al., 2003). Dementsprechend begann der Bau des Vulkans Ceboruco im späten Pleistozän (siehe CB1-Bohrkern, Ferrari et al., 2003; Ferrari et al., 1997) mit der überwiegend überschwänglichen Anhäufung andesitischer Lavaströme, die nacheinander den Hauptkegel mit einer wahrscheinlichen Höhe von ~ 2700 m ü.M. bildeten (Projektion der aktuellen Flankenwinkel in Richtung einer konischen Spitze) (Nelson, 1980, 1986). Die durchschnittliche chemische Zusammensetzung dieser Laven beträgt 58,5 Gew.% SiO2, 17,8 Gew.% Al2O3 und 5,8 Gew.% Gesamtalkalien (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Die Morphologien des Lavastroms (Aa und blocky) und die damit verbundenen Brekzien, die an den Vulkanflanken beobachtet wurden, weisen darauf hin, dass diese Laven bei niedrigen Viskositäten eingelagert waren. Ein Volumen von 40 km3 (Nelson, 1986) wurde grob für den Hauptkegel geschätzt und später genauer auf 47 km3 bestimmt (Frey et al., 2004) unter Verwendung eines geneigten Grundniveaus und hochauflösender Orthofotos (für weitere Details siehe Frey et al., 2004; Sieron und Siebe, 2008).

Pyroklastische Ablagerungen im Zusammenhang mit der ersten Eruptionsstufe wurden im Graben noch nicht gefunden; die untersten vulkanischen Ablagerungen auf den tertiären Flusskonglomeraten haben ihren Ursprung im San Pedro Dome Complex und bestehen aus pyroklastischen Sequenzen, die auf 23.000 Jahre BP datiert sind (Sieron und Siebe, 2008). Zusätzlich zu diesen San Pedro-Lagerstätten wird ein Paläosol von Ceborucos 1.060 ± 55 Jahre BP plinianischen Jala-pyroklastischen Lagerstätten überlagert (Sieron und Siebe, 2008). Die letztere Beobachtung unterstützt das Fehlen der Ablagerung von pyroklastischen Ablagerungen während der ersten Stufe von Ceboruco, eher als der Verlust von Ablagerungen aufgrund von Erosion.

Das Ende der ersten Eruptionsstufe (Bau des antiken Kegels) basiert auf dem Alter eines Lavadeichs, der den jüngsten Laven entspricht, die an den äußeren Kraterwänden freigelegt wurden (Abb. 3) datiert von Frey et al. (2004) bei 45 ± 8 ka nach der 40Ar/39Ar-Methode.

Ruhe des Vulkans Ceboruco und die monogenetische Aktivität entlang des San Pedro-Ceboruco Grabens

Auf die erste Phase des Kegelbaus von Ceboruco folgte eine längere Zeit der Inaktivität (nach 45 ka) am zentralen Gebäude, wie das Fehlen von Ablagerungen und Laven belegt. Stattdessen bildeten sich an seinen Flanken tief eingeschnittene Erosionsrinnen, und in seiner Umgebung trat monogenetische Aktivität auf. Die Aktivität auf dem Gipfel wurde kurz vor 10000 BP wieder aufgenommen (Abb. 3 und Tabelle 1).

Monogenetische Aktivität im San Pedro-Ceboruco Graben umfasst mindestens 28 Öffnungen, 23 von ihnen mit einem Alter von ~ 100.000 bis < 2000 Jahre BP. Diese kleinen Gebäude sind typischerweise in NW-SE-Richtung ausgerichtet (Abb. 2 und Tabelle 2) entlang Verwerfungen parallel zum Graben (Fig. 2 und 4). Die Ausrichtung wird auch deutlich, wenn die Kerndichtefunktion auf einzelne Entlüftungsstellen angewendet wird, einschließlich kleiner Entlüftungen im Gipfelbereich von Ceboruco und an seinen unteren Flanken (siehe Abb. 4).

Elf monogenetische Öffnungen sind < 12.000 Jahre BP und umfassen 7 Basalt-Andesit-Schlackenkegel und 4 Kieselkalotten, die entweder isoliert sind oder kleine Cluster bilden. Zwei von ihnen (Potrerillo II und San Juanito) begannen mit kurzen phreatomagmatischen Phasen, die einen basalen Tuffring um ihre Öffnungen erzeugten (Sieron und Siebe, 2008). Der Aufbau von Schlackenkegeln war mit strombolischer Aktivität mit mäßiger bis geringer Explosivität verbunden, während Kuppeleinlagerungen (z. Pochetero und Pedregoso) war im Allgemeinen durch anfängliche magmatische explosive Aktivität gekennzeichnet, gefolgt von einer überschwänglichen Lavaextrusion während der Kuppelbauphase (Nelson, 1980; Sieron und Siebe, 2008).

Nelson (1980) analysierte die andesitischen Laven monogenetischer Gebäude an den südöstlichen Flanken von Ceboruco und stellte fest, dass sie weder den Andesiten vor der Caldera noch den Andesiten nach der Caldera des Hauptvulkans chemisch ähneln. In diesem Zusammenhang schlug Petrone (2010) vor, dass die magmatischen Systeme von Ceboruco und den umliegenden monogenetischen Vulkanen miteinander verwandt sind und zusammen die große chemische Vielfalt erzeugen, die in Ceborucos postplinischen Produkten zu beobachten ist. Weitere Studien sind notwendig, um das lokale magmatische System zu verstehen. Hier konzentrieren wir uns auf die Bewertung vulkanischer Gefahren, die von Eruptionen des Zentralvulkans von Ceboruco ausgehen, und schließen diejenigen nicht ein, die durch monogenetische Eruptionen in seiner Umgebung entstehen.

Zweite Aktivitätsstufe – die Jala Plinian Eruption

Nach einer langen Zeit der Inaktivität (etwa 40.000 Jahre) am zentralen Gebäude wurde der dacitische Destiladero-Lavastrom an der WNW-Flanke einlagert (Nelson, 1980; Sieron und Siebe, 2008). Ein Gesamtvolumen von 0,42 km3 (Tabelle 3) wurde durch Felddaten und unter Verwendung von GIS-Software für den Destiladero-Lavastrom bestimmt, der eine kompositorische Veränderung von rein andesitischen Laven hin zu weiter entwickelten Magmen markiert. Irgendwann nach seiner Einlagerung fand der heftigste Ausbruch, der von Ceboruco bekannt ist, der plinianische Jala-Ausbruch mit 1060 ± 550 BP (Sieron und Siebe, 2008) statt. Dieser Ausbruch hatte einen hohen vulkanischen Explosivitätsindex (VEI = 6; Newhall und Self, 1982), führte zur Bildung der äußeren Caldera mit einem Durchmesser von 3,7 km und erzeugte einen ausgedehnten Tephra-Fallout entlang der Hauptausbreitungsachse in Richtung Sierra Madre Occidental, der weit über den Grande de Santiago hinausging Fluss, 35 km nördlich gelegen und eine Fläche von > 560 km2 mit > 50 cm Bimsstein und Asche (Nelson, 1980; Gardner und Tait, 2000). Die größten Dicken der Ablagerungen (bis zu 10 m) wurden rund um das Dorf Jala gefunden, daher der Name für diesen Ausbruch (Abb. 5a).

Die Abfolge der einzelnen Eruptionsphasen und der damit verbundenen pyroklastischen Ablagerungen des Jala Plinian-Ausbruchs wurde zuerst von Nelson (1980) und später von Gardner und Tait (2000), Chertkoff und Gardner (2004) sowie Browne und Gardner (2004, 2005) beschrieben und umfasst 6 Fallout-Schichten, 4 pyroklastische Strömungs- und 3 pyroklastische Stoßeinheiten. Zusammenfassend begann der Ausbruch mit dem Aufstieg einer 10 km hohen Eruptionssäule, die eine dünne Fallout-Ablagerung (P0) erzeugte, die in Aufschlüssen N der Entlüftung freigelegt war (eruptive Intensität von < 106 kg / s; Gardner und Tait, 2000, mit Modell von Carey und Sparks, 1986). Dann wurde die dickste (bis zu 10 m) und voluminöseste (8-9 km3) Bimsstein-Fallout-Einheit (P1) hauptsächlich im NE abgelagert (Abb. 6a). Während dieser Phase variierte die Säulenhöhe zwischen 25 und 30 km und die Eruptionsintensität zwischen 4 × 107 und 8 × 107 kg / s.

Auf die Hauptphase P1 folgte eine kurze Ruhephase, nach der die pyroklastischen Strömungs- und Stoßeinheiten P2 bis P6 in verschiedene Richtungen vom Krater abgelagert wurden, hauptsächlich jedoch in Richtung N und S mit Ablagerungsdicken von einigen cm (Stöße) bis zu zehn m (pyroklastische Ströme) (Abb. 5a, 6b und c). Eine pyroklastische Hauptströmungslagerstätte mit einer Dicke von bis zu 60 m wird in südwestlicher Richtung in Steinbrüchen gefunden, die in den Marquesado-Block- und-Asche-Fächer > 15 km vom Krater entfernt geschnitten wurden. Stoßablagerungen zwischen Fallout-Einheiten wurden in Entfernungen von bis zu 20 km von ihrer Quelle beobachtet (Abb. 5a und 6c).

Die Phasen nach P1 machen zusammen 25% des Gesamtvolumens des ausgebrochenen Magmas aus. Am Ende von P1 begann die Caldera-Bildung, was sich in der beträchtlichen Abnahme des Massenstroms und dem drastischen Anstieg des lithischen Gehalts im Vergleich zu den Hauptlagerstätten von P1 Fallout (~ 8%) und Post-P1 (30-60%) sowie in der Änderung der Magmazusammensetzung (P1 = 98% Rhyodazit und Post-P1 = 60-90% Rhyodazit) (Gardner und Tait, 2000).

Das Gesamtvolumen (DRE = dense rock equivalent) des emittierten Materials wurde auf 3-4 km3 geschätzt (Nelson, 1980; Gardner und Tait, 2000), was darauf hindeutet, dass dieser plinianische Ausbruch nicht nur einer der voluminösesten, sondern auch einer der zerstörerischsten (Vegetationsverlust, Bestattung vorspanischer Siedlungen) Ausbrüche in Mexiko während des Holozäns war (Abb. 7).

Alle Fallout-Lagerstätten enthalten zwei Bimssteinarten, weiße rhyodazitische und graue dazitische, von denen die erste den überwiegenden Teil des Gesamtvolumens ausmacht (2,8–3,5 km3 von 3-4 km3 DRE). Laut Chertkoff und Gardner (2004) ist das Magma eine Mischung aus drei Quellen (bimodale Mischung aus Rhyodazit und Dazit und eine kleine Komponente von Basalt), die in zwei Stufen auftrat: die Vermischung von Dacit und Basalt erfolgte zwischen 34 und 47 Tagen, die Vermischung von Rhyodacit und Dacit jeweils erst 1-4 Tage vor dem Ausbruch (Daten aus Zonierungsprofilen in Plagioklas- und / oder Magnetit-Phenokristallen; siehe Details in Chertkoff und Gardner, 2004). Die Jala-Eruption wird nach Browne und Gardner (2004) als kleinvolumige Caldera-Eruption angesehen, bei der Lithiken sukzessive flacheren Ursprungs ausgestoßen wurden: 6 km tief vor dem Zusammenbruch der Caldera, der die 3 hervorbrachte.5 km breiter äußerer Krater (die Basis der P1 Fallout-Einheit enthält < 15% Lithiken) und ~ 1 km tief während des Zusammenbruchs (P1-Einheit enthält bis zu 90% Lithiken in Richtung ihrer Spitze).

Syn- und-Post-eruptive Lahare, die mit der Jala-Eruption in Verbindung gebracht wurden, waren hauptsächlich hyperkonzentrierte Strömungen und weniger Trümmerströme, die im Feld unterscheidbar waren und Entfernungen von bis zu 10 km entlang der umliegenden Täler erreichten, insbesondere im Südwesten des Kraters. Die ersten wurden direkt über Jala Eruption pyroklastischen Strömungsablagerungen beobachtet liegen, während die letzteren mit Talfüllung und nachbearbeitetem Material verbunden sind. Die resultierenden Laharablagerungen werden häufig mit pyroklastischen Strömungseinheiten an der N-Flanke von Ceboruco interkaliert und treten vorwiegend im oberen Abschnitt des Marquesado-Block-Asche-Ventilators im Süden von Ceboruco auf (Abb. 2) im Falle der eruptionsgespeisten syn-eruptiven Lahare und entlang des Flusses Ahuacatlán (Abb. 5b) und umliegende Ebenen bei sekundären Laharablagerungen (Abb. 6d). Lahar-Einheiten sind auch mit der Beseitigung des ausgedehnten Fallouts in der Sierra Madre Occidental in der Nähe des Flusses Grande de Santiago in 35-40 km N von Ceboruco zwischen den beiden Wasserkraftwerken La Yesca und El Cajón verbunden (Abb. 1b), obwohl die Ablagerungen aufgrund von Erosion an den steilen Hängen der Flussschlucht schlecht erhalten sind oder fehlen (nur in größeren Flussschleifen erhalten).

In den fruchtbaren Tälern um Ceboruco gefundene archäologische Überreste weisen darauf hin, dass das Gebiet mindestens seit der frühen klassischen Periode (200-300 n. Chr.) der mesoamerikanischen archäologischen Zeitskala bewohnt ist (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) von Menschen, die zum Schachtgrab gehören, Cistón (Archäologe José Beltran-Medina, persönliche Kommunikation) und Aztatlán kulturelle Traditionen (Barrera 2006; González-Barajas und Beltrán-Medina, 2013). Mehrere dieser Siedlungen wurden unter den Jala Plinian-Ablagerungen begraben, wie zahlreiche Gräber und Haushaltsreste belegen, die kürzlich bei archäologischen Rettungsgrabungen während des Baus der neuen Autobahn nach Puerto Vallarta gefunden wurden (González-Barajas und Beltrán-Medina, 2013).

Post-plinianische effusive und explosive Aktivität

Die Jala Plinian Eruption markiert den Beginn einer ~ 150 Jahre langen Periode intensiver Aktivität bei Ceboruco (Sieron und Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et al., 2016) mit der Vorherrschaft der überschwänglichen Lavastrom Einlagerung und kleine explosive Eruptionen am Vulkan Gipfelbereich.

Kurz nach der Jala Plinian Eruption wurde der dacitic Dos Equis Dome (Nelson, 1980; Sieron und Siebe, 2008) in den Caldera Krater eingebaut. Diese Kuppel wurde durch den damit verbundenen Copales-Lavastrom seitlich entwässert (Abb. 8, Tabellen 1 und 2), ebenfalls dacitisch in der Zusammensetzung (65-68,5 Gew.-% SiO2), was zu seiner Deflation durch Absenkung führte, gefolgt von seinem Zusammenbruch und der anschließenden Bildung des inneren Kraters des Ceboruco-Vulkans (Nelson, 1980). Heute bilden die Überreste der Dos Equis-Kuppel die Ränder des inneren Kraters und Fragmente werden in den meisten postplinischen Laven als Xenolithen gefunden. Der Copales-Fluss überschwemmte eine Fläche von 23,7 km2 (Abb. 8) und hat eine durchschnittliche Dicke von 80 m. Sein Gesamtvolumen von ~ 2 km3 macht es zum voluminösesten aller in diesem Zeitraum ausgebrochenen Lavaströme (Tabelle 3).

Nach der Einlagerung des Copales-Lavastroms erzeugten fünf verschiedene hauptsächlich effusive trachy-andesitische (60-62 Gew.-% SiO2) Eruptionen die Flüsse Cajón, Coapan I, Coapan II, El Norte und Ceboruco (Sieron und Siebe, 2008; Abb. 8, Tabellen 1 und 2).

Die postplinischen Lavaströme an der N- und SW-Flanke sind fast vollständig von den Überresten der Dos Equis-Kuppel bedeckt und prägen die aktuelle Morphologie des Vulkans. Obwohl Informationen aus historischen Dokumenten fehlen und keine pyroklastischen Ablagerungen im Zusammenhang mit ihren Eruptionen gefunden wurden, ist es möglich, dass die Einlagerung einiger dieser Lavaströme von explosiver Aktivität begleitet wurde, die geringfügige Asche produzierte, die anschließend durch Regen entfernt wurde, wie beobachtet während und kurz nach dem historischen Ausbruch von 1870-75.

Keiner der postplinischen Lavaströme konnte mit der Radiokarbon-Methode datiert werden. Historische Dokumente aus der Zeit der spanischen Eroberung zeigen, dass mit Ausnahme des Lavastroms von 1870 bereits alle anderen postplinischen Lavaströme existierten, als die Spanier 1528 n. Chr. in das Untersuchungsgebiet kamen (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Stratigraphische Beziehungen weisen auf die Reihenfolge der effusiven Eruptionen an den Flanken von Ceboruco hin: Cajón, Coapan I, Coapan II und Norte im Norden; und Copales, Ceboruco und 1870 im Südwesten.

Aufgrund morphologischer Unterschiede zwischen den verschiedenen Lavaströmen stellten Sieron und Siebe (2008) die Hypothese auf, dass die 6 Lavaströme (mit Ausnahme des Flusses von 1870) nacheinander emittiert wurden und durch kurze Perioden relativer Ruhe über ein Gesamtzeitintervall von ~ 500 Jahren von CE ~ 1000 (kurz nach dem Jala-Ausbruch) bis CE 1528 (Ankunft der Spanier) getrennt waren. Diese bisherige Annahme erwies sich als falsch, wie kürzlich eine säkulare und paläomagnetische Studie (Böhnel et al., 2016). Überraschenderweise wurden alle sechs Lavaströme (Gesamtvolumen von ~ 3 km3) in einem kurzen Zeitraum von nur ~ 140 Jahren zwischen CE ~ 1000 und CE ~ 1140 emittiert (Böhnel et al., 2016), kurz nach dem Ausbruch des plinianischen Jala und viel vor der Ankunft der Spanier im Jahr 1528 (Abb. 9 und 10). Auf diese kurze Aktivitätsperiode folgen 700 Jahre relativer Ruhe, unterbrochen durch den historischen Ausbruch von 1870-1875 (Abb. 10). Die kleineren Eruptionen im Gipfelbereich, aus denen die kleinen pyroklastischen Kegel und Kuppeln in der inneren Caldera hervorgingen, waren wahrscheinlich zeitgleich mit den postplinischen Lavaströmen. Vulkanische Konstrukte innerhalb der Caldera umfassen Kuppelkomplexe und pyroklastische Kegel: El Centro Dome, der zeitgleich mit dem El Norte Lavastrom sein könnte (ihre chemische Zusammensetzung ist fast identisch); Pyroklastischer Kegel I befindet sich im nordwestlichen Sektor des inneren Kraters von Ceboruco, der derzeit den höchsten Höhenpunkt des gesamten Vulkans hält (La Coronilla); und Pyroklastischer Kegel II in der Nähe des südwestlichen Randes des inneren Kraters. Alle diese Konstrukte wurden entlang einer Schwächezone gebildet und sind in einer WSW-ENE-Richtung ausgerichtet. So entstanden in den ersten beiden Jahrhunderten nach dem Jala-Plinian-Ausbruch nicht nur voluminöse Lavaströme (siehe vorhergehende Absätze), sondern auch kleinere explosive Eruptionen innerhalb des Gipfelkraters. Ablagerungen im Zusammenhang mit den drei Strukturen (zwei pyroklastische Kegel und ein pyroklastischer Ring, der einen Lavadom umgibt) innerhalb des oben erwähnten inneren Kraters bieten Beweise (z. pyroklastische Schwallablagerungen und Brotkrustenbomben), die auf das Vorhandensein von Wasser hinweisen, das während ihrer explosiv-magmatischen Einlagerung zu kurzen phreatomagmatischen Phasen führte (Sieron und Siebe, 2008).

Das Gesamtvolumen der postplinischen Lavaströme wurde zuerst von Nelson (1980) auf 7 km3 geschätzt, später von Frey et al. (2004) am 9.5 km3 und schließlich von Sieron und Siebe (2008) bei 4,4 km3 mit individuellen Lavaströmen zwischen 0,07 und 2,1 km3 (Tabelle 3). Unterschiede in diesen Schätzungen hängen hauptsächlich mit der Qualität (Auflösung) der verfügbaren topografischen Daten und abgeleiteten digitalen Höhenmodellen und / oder Bildern zusammen, die zur Interpolation einzelner Umrisse der Lavaströme verwendet werden, von denen viele teilweise von nachfolgenden jüngeren Laven bedeckt sind.

Geschätzte Volumina weisen auf hohe Eruptionsraten von 0,004 km3 / Jahr hin (Sieron, 2008). Eine Extrapolation solch hoher Eruptionsraten auf das Stadium vor Jala würde einen unrealistisch schnellen Bau des Hauptgebäudes in nur 4000 Jahren implizieren (unter Verwendung eines von Frey et al. geschätzten Gesamtvolumens von 38 km3., 2004) oder 8800 Jahre (mit einem Wert von 60 km3, wie von Nelson 1980 geschätzt) oder 11.500 Jahre (mit 46 km3, wie von Sieron und Siebe 2008 geschätzt). Obwohl sehr unterschiedlich, liegen alle diese Schätzungen in der gleichen Größenordnung. Da die jüngsten datierten Deiche 45 ± 8 ka alt sind (Frey et al., 2004; siehe auch Fig. 3), es ist klar, dass längere Ruheperioden stattgefunden haben müssen und dass die Eruptionsraten während der Eruptionsgeschichte von Ceboruco erheblich variiert haben müssen.

Der historische Ausbruch von 1870-1875 und die jüngste Aktivität

Der jüngste Ausbruch von Ceboruco fand 1870-1875 statt und seine Größe wurde vom Global Volcanism Network Program (Global Volcanism Program (GVN), 2017, Smithsonian Institution) mit einem VEI = 3 eingestuft. Caravantes (1870) und Iglesias et al. (1877) besuchte Ceboruco zu dieser Zeit und beschrieb den gesamten Verlauf (1870-75) des Ausbruchs anhand ihrer eigenen Beobachtungen (siehe auch Palacio, 1877). Darüber hinaus erhielten sie Informationen von den Bewohnern der angrenzenden Städte wie Ahuacatlán und Jala (Barrera, 1931; Banda, 1871). Basierend auf den Veröffentlichungen von Caravantes (1870) und anderen wurden zusätzliche Informationen in Deutschland von Kunhardt (1870) und Fuchs (1871) veröffentlicht. Sieron und Siebe (2008) bieten eine ausführliche Diskussion der ursprünglichen Beobachtungen; hier präsentieren wir nur eine Zusammenfassung der Hauptmerkmale dieses Ausbruchs.

Erste Anzeichen von Unruhen wurden 1783 und 1832 gemeldet und beinhalteten unterirdisches Rauschen, seismische Aktivität und die Beobachtung einer weißlichen Dampfwolke, die vom Gipfelbereich des Vulkans ausging. Im Jahr 1832 waren diese vorzeitigen Phänomene stark genug, um die Bewohner des benachbarten Jala, die ihre Häuser für einige Tage verließen, in Angst zu versetzen (Iglesias et al., 1877). Einige Jahrzehnte später nahmen die Unruhen wieder zu und erreichten wieder ein höheres Niveau. Der genaue Zeitpunkt des Höhepunkts der vorzeitigen Unruhen im Jahr 1870 variiert von Autor zu Autor, trat jedoch zwischen dem 15. und 21.Februar auf, kurz vor Beginn des Ausbruchs am 23. Februar 1870, der bis 1875 dauerte, als “kleine eruptive Säulen, die mit Asche beladen waren, noch in Abständen von 10 Minuten aufstiegen” und der Lavastrom sich immer noch langsam bewegte (García, 1875; Iglesias et al., 1877).

Zu Beginn der Hauptphase des Ausbruchs wanderten pyroklastische Ströme und Wellen die Schluchten am Südhang hinunter (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) beschreibt frische pyroklastische Ablagerungen in der Schlucht Los Cuates und das Vorrücken einer 80 m hohen viskosen Lavastromfront durch dieselbe Schlucht (Abb. 11a).

Aschefall bedeckte die Landschaft sichtbar bis zu 15 Meilen (~ 85 km) vom Krater entfernt und es wurden Dicken von bis zu 50 cm beobachtet (Banda, 1871). Im Jahr 1872 hörte der Hauptlavafluss auf voranzukommen, aber es wurde immer noch eine vertikale Inflation beobachtet (Iglesias et al., 1877) und neue Lava entstanden entlang mehrerer Brüche weiter oben an der Südwestflanke sowie innerhalb des inneren Gipfelkraters. In Guadalajara und anderen Teilen des Bundesstaates Jalisco war die seismische Aktivität während mehrerer Perioden im Verlauf des Ausbruchs zu spüren, und ein Höhepunkt wird für die ersten Monate des Jahres 1875 gemeldet.

Der Ausbruch bildete einen kleinen Krater westlich des pyroklastischen Kegels I innerhalb des inneren Kraters (Abb. 11b). Diese Aktivität entfernte teilweise den Rand des W-Kraters des pyroklastischen Kegels I und wurde nun zum E-Rand des neuen Kraters von 1870, wo heute eine Kuppel vorhanden ist (Abb. 11c und d).

Sieron und Siebe (2008) und Sieron (2009) bestimmten die Gesamtvolumina der eruptiven Produkte von 1870-75. Für den Lavastrom wurde ein Volumen von ~ 1,14 km3 berechnet (Tabelle 3) und für die Aschefalllagerstätten ein Maximum von ~ 0,1 km3 (Abb. 12a und b). Das Volumen der pyroklastischen Ströme und Stöße, die mit dieser Eruption verbunden sind, ist viel kleiner (~ 0,0005 km3).

Die Ascheablagerungen sind feinkörnig (Abb. 13a) und liegen seit mehr als einem Jahrhundert an der Oberfläche (Abb. 12). Dadurch sind sie teilweise erodiert und an vielen Stellen, insbesondere in distalen Bereichen, nicht erkennbar. Basierend auf den von Banda (1871) gemeldeten Beobachtungen schätzen wir, dass ein Gebiet von 400 bis 500 km2 vom Aschefall von 1870-75 mit einer Dicke zwischen einigen mm und 50 cm betroffen sein muss.

Die chemische Zusammensetzung der 1870-75-Produkte variiert von Andesit (Aschefall) bis Dazit (Kuppeln und Lavastrom) (Abb. 13b) und der Eruptionsstil der Aktivität kann für den größten Teil dieses Zeitraums als vulkanisch bezeichnet werden.

Nach 1875 hielten die fumarolische Aktivität und gelegentlich kleine Aschewolken weitere 5 Jahre an (Iglesias et al., 1877; Ordóñez, 1896). Bis 1894 (fast 20 Jahre nach Beendigung der Haupteruption) waren im Krater von 1870 noch zwei Hauptfumarolen mit Temperaturen von 96 ° C aktiv, und zusätzliche Fumarolen waren entlang des Lavastroms von 1870 sichtbar (Ordóñez, 1896). Seitdem hat die fumarolische Aktivität allmählich abgenommen, bleibt aber bis heute bestehen. Tieftemperatur-Fumarolen treten an der südöstlichen Kraterinnenwand der äußeren Caldera auf (1952 m ü.D.M.; Abb. 14a und b) und am Fuße einer der kleinen 1870er-Pfropfendome im inneren Krater (Abb. 14c und d).

CENAPRED hat in den letzten Jahren (seit 2005) eine Überwachungskampagne für Fumarolen und Quellen durchgeführt. Im Jahr 2015 wurden Temperaturen von 80 °C an der äußeren Caldera-Fumarole und von 84 °C an der inneren Krater-Plug-Dome (Abb. 14c und d) gemessen. Darüber hinaus wurden wiederholt sechs Quellen zur chemischen Analyse am Fuß des Vulkans im Becken des Flusses Ahuacatlán beprobt. Bisher blieben Temperaturen und chemische Zusammensetzungen von Fumarolen und Quellwasser in einem engen Basislinienbereich, was eine magmatische Reaktivierung ausschließt (CENAPRED, 2016).

Ein permanentes seismisches Überwachungsnetz existiert bei Ceboruco nicht. Die Universität von Guadalajara und das Katastrophenschutzamt des Bundesstaates Nayarit installierten eine temporäre (2003-2008) seismische Station (CEBN) an der Südflanke des Vulkans (2117 m ü.M.). Sánchez et al. (2009) und Rodríguez-Uribe et al. (2013) klassifizierte die Seismizität, die in einem Umkreis von 5 km um die seismische Station aufgezeichnet wurde, nach dem von McNutt (2000) vorgeschlagenen Schema in drei Haupttypen von Ereignissen: a) Vulkan-tektonische Erdbeben (VT), die auf ein Spannungsausbreitungsregime in den Verwerfungen hinweisen, die das vulkanische Gebäude mit einer niedrigen, aber konsistenten Rate durchqueren; b) niederfrequente Erdbeben (LF), die mit dem Vorhandensein unter Druck stehender Flüssigkeiten oder mit; und c) gemischte oder hybride Ereignisse, bei denen es sich um Signale handelt, die von oberflächennahen Prozessen abgeleitet sind, die auf eine erneute oder verstärkte Fumarolenaktivität in oder in der Nähe der Plug-Domes im inneren Krater hinweisen könnten, die mit einem aktiven hydrothermalen System übereinstimmen.

Die in diesen Studien vorgeschlagene Zunahme der seismischen Aktivität (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et al., 2013) basiert auf einem begrenzten Datensatz (nur eine Station, wenige Jahre Aufzeichnung) und muss mit Vorsicht betrachtet werden. Nichtsdestotrotz stellt es einen wertvollen Versuch dar, das Niveau der Basislinienaktivität in Ceboruco zu bestimmen und aufeinanderfolgende Ereignisse in einem Zeitrahmen von 5 Jahren zu vergleichen. Darüber hinaus unterstreicht er die Notwendigkeit, ein umfassenderes Überwachungsnetz einzurichten, das es ermöglichen würde, den aktuellen Stand der Aktivitäten von Ceboruco zu klären und eine gründlichere Gefährdungsbeurteilung vorzunehmen.