Mapa de riesgos de Ceboruco: parte I – definición de escenarios de riesgos basados en la historia eruptiva

La construcción del edificio de Ceboruco comenzó a finales del Cuaternario (0,37 ± 0,2 Ma, Ferrari et al., 1997) y su historia eruptiva se puede dividir en dos etapas, separadas por un período prolongado de inactividad (Nelson 1980). La primera etapa fue predominantemente efusiva y condujo a la construcción del cono antiguo (~370 ka a 45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey et al., 2004) y la segunda etapa (es decir, los últimos 1000 años) se caracteriza por diversas erupciones, incluida la erupción explosiva de gran magnitud de Plinian Jala, responsable de la destrucción del cono principal de la cumbre y su morfología actual, que muestra un gran cráter de caldera, y la mayoría de los voluminosos depósitos piroclásticos distribuidos por toda el área (Tabla 1).

Primera etapa de actividad: volcán antiguo

Las lavas más antiguas no se recortan en la superficie, pero las lavas antiguas expuestas en las paredes de la caldera de la cumbre se fecharon por el método K-Ar a 0.37 ± 0.2 Ma (Ferrari et al., 1997). El inicio de la historia eruptiva de Ceboruco probablemente no ocurrió mucho antes de esa edad, como lo sugiere el grosor limitado de las lavas de Ceboruco observadas en el taladro de exploración geotérmica CFE (Ferrari et al., 2003). En consecuencia, la construcción del volcán Ceboruco comenzó durante el Pleistoceno Tardío (véase CB1-núcleo de perforación de pozos, Ferrari et al., 2003; Ferrari et al., 1997) con la acumulación predominantemente efusiva de flujos de lava andesítica que construyeron sucesivamente el cono principal con una altura probable de ~ 2700 m s. n.m (proyectando los ángulos de flanco actuales hacia una parte superior cónica) (Nelson, 1980, 1986). La composición química promedio de estas lavas es de 58,5 wt.% de SiO2, 17,8 peso% de Al2O3 y 5,8 wt . % de álcalis totales (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Morfologías de flujo de lava (Aa y bloques) y brechas asociadas observadas en los flancos del volcán indican que estas lavas estaban emplazadas a bajas viscosidades. Un volumen de 40 km3 (Nelson, 1986) se estimó aproximadamente para el cono principal y más tarde se determinó con mayor precisión que era de 47 km3 (Frey et al., 2004) mediante el uso de un nivel de base inclinado y ortofotos de alta resolución (para más detalles, ver Frey et al., 2004; Sieron y Siebe, 2008).

Todavía no se han encontrado depósitos piroclásticos asociados a la primera etapa eruptiva dentro del graben; los depósitos volcánicos más bajos en la parte superior de los conglomerados de ríos terciarios tienen su origen en el complejo domo de San Pedro y consisten en secuencias piroclásticas fechadas a 23.000 años antes de la era (Sieron y Siebe, 2008). Encima de estos depósitos de San Pedro, un paleosol está cubierto por los depósitos piroclásticos Plinianos Jala de Ceboruco de 1.060 ± 55 años BP (Sieron y Siebe, 2008). Esta última observación apoya la falta de depósitos piroclásticos durante la primera etapa de Ceboruco, en lugar de la pérdida de depósitos debido a la erosión.

El final de la primera etapa eruptiva (construcción del cono antiguo) se basa en la edad de un dique de lava correspondiente a las lavas más jóvenes expuestas en las paredes exteriores del cráter (Fig. 3) fechado por Frey et al. (2004) a 45 ± 8 ka por el método 40Ar/39Ar.

Reposo del volcán Ceboruco y la actividad monogenética a lo largo del graben de San Pedro-Ceboruco

La primera etapa de la construcción del cono de Ceboruco fue seguida por un período prolongado de inactividad (después de 45 ka) en el edificio central, como lo demuestra la falta de depósitos y lavas. En cambio, se formaron barrancos erosivos profundamente incisos en sus flancos y se produjo actividad monogenética en sus alrededores. La actividad en la cumbre se reanudó poco antes de los 1000 años BP (Fig. 3 y cuadro 1).

La actividad monogenética en el graben de San Pedro-Ceboruco comprende al menos 28 respiraderos, 23 de ellos con edades comprendidas entre ~ 100.000 y < 2000 años de presión arterial. Estos pequeños edificios están típicamente alineados en una dirección NW-SE (Fig. 2 y Tabla 2) a lo largo de fallas paralelas al graben (Figs. 2 y 4). La alineación también se hace evidente cuando se aplica la función de densidad del núcleo a ubicaciones de ventilación individuales, incluidas las pequeñas aberturas en el área de la cumbre de Ceboruco y en sus flancos inferiores (ver Fig. 4).

Once respiraderos monogenéticos son < 12.000 años de presión arterial e incluyen 7 conos de escoria de andesita basáltica y 4 cúpulas silícicas, que están aisladas o forman pequeños grupos. Dos de ellos (Potrerillo II y San Juanito) iniciaron con breves fases freatomagmáticas produciendo un anillo de toba basal alrededor de sus respiraderos (Sieron y Siebe, 2008). La construcción de conos de escoria se asoció a actividad de tipo estromboliano con explosividad moderada a baja, mientras que el emplazamiento de cúpulas (p. ej. Pochetero y Pedregoso) se caracterizó generalmente por actividad explosiva magmática inicial seguida de extrusión de lava efusiva durante la fase de construcción de la cúpula (Nelson, 1980; Sieron y Siebe, 2008).

Nelson (1980) analizó las lavas andesíticas de edificios monogenéticos en los flancos SE de Ceboruco, y encontró que no se parecen químicamente a las andesitas pre-caldera ni a las andesitas post-caldera del volcán principal. En este contexto, Petrone (2010) sugirió que los sistemas magmáticos de ambos, Ceboruco y los volcanes monogenéticos circundantes están relacionados entre sí y juntos producen la gran variedad química observable en los productos post plinianos de Ceboruco. Se necesitan más estudios para comprender el sistema magmático local. Aquí nos enfocamos en la evaluación de los peligros volcánicos que emanan de las erupciones del volcán central de Ceboruco, y no incluimos los que plantean las erupciones monogenéticas en sus alrededores.

Segunda etapa de actividad – la erupción pliniana de Jala

Después de un largo período de inactividad (alrededor de 40,000 años) en el edificio central, el flujo de lava del Destiladero dacítico se emplazó en el flanco WNW (Nelson, 1980; Sieron y Siebe, 2008). Se determinó un volumen total de 0,42 km3 (Tabla 3) a través de datos de campo y utilizando software SIG para el flujo de lava de Destiladero, que marca un cambio compositivo de lavas puramente andesíticas hacia magmas más evolucionados. En algún momento después de su emplazamiento, tuvo lugar la erupción más violenta conocida de Ceboruco, la erupción pliniana de Jala de 1060 ± 55 años BP (Sieron y Siebe, 2008). Esta erupción tuvo un alto índice de explosividad volcánica ( VEI = 6; Newhall y Self, 1982), condujo a la formación de la caldera exterior con un diámetro de 3,7 km, y produjo una extensa lluvia de tefra a lo largo del eje de dispersión principal hacia la Sierra Madre Occidental, llegando mucho más allá del río Grande de Santiago, ubicado a 35 km hasta el NE y cubriendo un área de > 560 km2 con > 50 cm de piedra pómez y ceniza (Nelson, 1980; Gardner y Tait, 2000). Los mayores espesores de los depósitos (hasta 10 m) se encontraron alrededor de la aldea de Jala, de ahí el nombre de esta erupción (Fig. 5a).

La secuencia de las fases eruptivas individuales y los depósitos piroclásticos asociados de la erupción de Jala Plinian fueron descritos por primera vez por Nelson (1980) y más tarde por Gardner y Tait (2000), Chertkoff y Gardner (2004), y Browne y Gardner (2004, 2005) e incluye 6 capas de lluvia radiactiva, 4 flujo piroclástico y 3 unidades de sobretensión piroclástica. En resumen, la erupción comenzó con el surgimiento de una columna eruptiva de 10 km de altura que produjo un depósito de lluvia radiactiva delgada (P0) expuesta en afloramientos N del respiradero (intensidad eruptiva de < 106 kg/s; Gardner y Tait, 2000, utilizando el modelo de Carey y Sparks, 1986). Luego, la unidad de precipitación de piedra pómez (P1) más gruesa (hasta 10 m) y más voluminosa (8-9 km3) se depositó principalmente en el NE (Fig. 6a). Durante esta fase, la altura de la columna varió entre 25 y 30 km y la intensidad eruptiva entre 4 × 107 y 8 × 107 kg / s.

La fase P1 principal fue seguida por un corto período de quietud, después del cual las unidades de flujo piroclástico P2 a P6 se depositaron en varias direcciones desde el cráter, pero principalmente hacia el N y el S con espesores de depósito que oscilaban entre unos pocos cm (sobretensiones) y decenas de m (flujos piroclásticos) (Figs. 5a, 6b y c). Un espesor de depósito de flujo piroclástico compuesto principal de hasta 60 m se encuentra hacia el suroeste en canteras cortadas en el ventilador de bloques y cenizas Marquesado ubicado a > 15 km del cráter. Se observaron depósitos de sobretensión intercalados entre unidades de lluvia radiactiva a distancias de hasta 20 km de su fuente (Figs. 5a y 6c).

Las fases post-P1 juntas representan el 25% del volumen total del magma erupcionado. Al final de P1, se inició la formación de caldera, como lo demuestra la considerable disminución del flujo másico y el aumento drástico del contenido lítico en comparación con los principales depósitos de lluvia de P1 (~ 8%) y post-P1 (30-60%), así como en el cambio de composición de magma (P1 = 98% de riodacita, y post-P1 = 60-90% de riodacita) (Gardner y Tait, 2000).

El volumen total (DRE = equivalente de roca densa) del material emitido se estimó en 3-4 km3 (Nelson, 1980; Gardner y Tait, 2000), lo que sugiere que esta erupción pliniana no solo fue una de las más voluminosas, sino también una de las más destructivas (pérdida de vegetación, enterramiento de asentamientos prehispánicos) en México durante el Holoceno (Fig. 7).

Todos los depósitos de lluvia contienen dos tipos de piedra pómez, riodacita blanca y dacítica gris, de los cuales el primero representa la parte abrumadora del volumen total (2,8–3,5 km3 de 3-4 km3 de EDR). Según Chertkoff y Gardner (2004) el magma es una mezcla de tres fuentes (mezcla bimodal de riodacita y dacita, y un pequeño componente de basalto), que se produjo en dos etapas: la mezcla de dacita y basalto tuvo lugar entre 34 y 47 días, y la mezcla entre riodacita y dacita solo 1-4 días antes de la erupción respectivamente (datos obtenidos conduciendo perfiles de zonificación en fenocristales de plagioclasa y/o magnetita; ver detalles en Chertkoff y Gardner, 2004). La erupción de Jala se considera una erupción de caldera de pequeño volumen según Browne y Gardner (2004), durante la cual se expulsaron líticas de origen sucesivamente menos profundo: 6 km de profundidad antes del colapso de la caldera que produjo el 3.cráter exterior de 5 km de ancho (la base de la unidad de precipitación P1 contiene < 15% líticos) y ~ 1 km de profundidad durante el colapso (la unidad P1 contiene hasta un 90% líticos hacia su parte superior).

Los lahares sin y post-eruptivos, asociados con la erupción de Jala, fueron principalmente flujos hiperconcentrados y menos flujos de escombros, distinguibles en el campo, que alcanzaron distancias de hasta 10 km a lo largo de los valles circundantes, especialmente al suroeste del cráter. Los primeros se observaron directamente por encima de los depósitos de flujo piroclástico de la erupción de Jala, mientras que los últimos están asociados con el relleno del valle y el material reelaborado. Los depósitos de lahar resultantes se intercalan con frecuencia con unidades de flujo piroclásticas en el flanco N de Ceboruco, y ocurren predominantemente en la sección superior del abanico de bloques y cenizas del Marquesado hasta el S de Ceboruco (Fig. 2) en el caso de los lahares sin erupción alimentados, y a lo largo del río Ahuacatlán (Fig. 5b) y llanuras circundantes en el caso de depósitos secundarios de lahar (Fig. 6d). Las unidades Lahar también están asociadas con la eliminación de la extensa lluvia radiactiva dentro de la Sierra Madre Occidental cerca del río Grande de Santiago a 35-40 km N de Ceboruco, entre las dos centrales hidroeléctricas La Yesca y El Cajón (Fig. 1b), aunque los depósitos están mal conservados o ausentes debido a la erosión en las empinadas laderas del cañón del río (solo se conservan en bucles fluviales más grandes).

Abundantes restos arqueológicos encontrados en los fértiles valles alrededor de Ceboruco indican que el área ha estado habitada al menos desde el Período Clásico Temprano (CE 200-300) de la escala de tiempo arqueológico mesoamericano (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) por personas pertenecientes a la Tumba del Pozo, Cistón (arqueólogo José Beltrán-Medina, comunicación personal), y tradiciones culturales Aztatlán (Barrera 2006; González-Barajas y Beltrán-Medina, 2013). Varios de estos asentamientos fueron enterrados debajo de los depósitos plinianos de Jala, como lo demuestran las numerosas tumbas y restos de hogares encontrados en las recientes excavaciones arqueológicas de rescate realizadas durante la construcción de la nueva carretera a Puerto Vallarta (González-Barajas y Beltrán-Medina, 2013).

Actividad efusiva y explosiva postpliniana

La erupción pliniana de Jala marca el comienzo de un período de intensa actividad de ~ 150 años en Ceboruco (Sieron y Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et al., 2016) con el predominio del emplazamiento de flujos de lava efusivos y pequeñas erupciones explosivas en el área de la cumbre del volcán.

Poco después de la erupción pliniana de Jala, la cúpula dacítica Dos Equis (Nelson, 1980; Sieron y Siebe, 2008) fue emplazada en el cráter de la caldera. Esta cúpula fue drenada lateralmente por el flujo de lava de Copales asociado (Fig. 8, Tablas 1 y 2), también de composición dacítica (65-68, 5% en peso de SiO2), que resultó en su deflación por hundimiento, seguido de su colapso y la posterior formación del cráter interno del volcán Ceboruco (Nelson, 1980). Hoy en día, los restos de la cúpula de Dos Equis forman los márgenes del cráter interior y los fragmentos se encuentran en la mayoría de las lavas postplinianas como xenolitos. El flujo de Copales inundó un área de 23,7 km2 (Fig. 8) y tiene un espesor promedio de 80 m. Su volumen total de ~ 2 km3 lo convierte en el más voluminoso de todos los flujos de lava erupcionados durante este período (Tabla 3).

Después del emplazamiento del flujo de lava de Copales, cinco erupciones traqui-andesíticas distintas, principalmente efusivas (60-62% en peso de SiO2) produjeron los flujos Cajón, Coapan I, Coapan II, El Norte y Ceboruco (Sieron y Siebe, 2008; Fig. 8, cuadros 1 y 2).

Los flujos de lava post-Plinianos en los flancos N y SW están casi completamente cubiertos por los restos de la cúpula Dos Equis y dan forma a la morfología actual del volcán. Aunque falta información de documentos históricos, y no se han encontrado depósitos piroclásticos asociados a sus erupciones, es posible que el emplazamiento de algunos de estos flujos de lava haya estado acompañado de actividad explosiva que produjo cenizas menores que posteriormente fueron eliminadas por la lluvia, como se observó durante y poco después de la erupción histórica de 1870-75.

Ninguno de los flujos de lava postplinianos pudo ser fechado por el método de radiocarbono. Documentos históricos de la época de la conquista española revelan que, a excepción del flujo de lava de 1870, todos los demás flujos de lava postplinianos ya existían en el momento de la llegada del español al área de estudio en 1528 (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Las relaciones estratigráficas indican el orden de las erupciones efusivas en los flancos de Ceboruco: Cajón, Coapan I, Coapan II y Norte al N; y Copales, Ceboruco y 1870 al SW.

Debido a las diferencias morfológicas entre los diferentes flujos de lava, Sieron y Siebe (2008) hipotetizaron que los 6 flujos de lava (excepto el flujo de 1870) se emitieron en secuencia, uno tras otro, y separados por cortos períodos de quietud relativa durante un intervalo de tiempo total de ~ 500 años desde el año 1000 (poco después de la erupción de Jala) hasta el año 1528 (llegada de los españoles). Esta suposición anterior resultó ser incorrecta, como se descubrió recientemente en un estudio paleomagnético de variación secular(Böhnel et al., 2016). Sorprendentemente, los seis flujos de lava (volumen total de ~ 3 km3) se emitieron durante un corto período de solo ~ 140 años entre CE ~ 1000 y CE ~ 1140 (Böhnel et al., 2016), brevemente después de la erupción pliniana de Jala y mucho antes de la llegada de los españoles en 1528 (Figs. 9 y 10). Este corto período de actividad es seguido por 700 años de quietud relativa interrumpida por la erupción histórica de 1870-1875 (Fig. 10). Las erupciones menores en el área de la cumbre que dieron lugar a los pequeños conos piroclásticos y cúpulas anidadas dentro de la caldera interior fueron probablemente contemporáneas a los flujos de lava postplinianos. Las construcciones volcánicas dentro de la caldera incluyen complejos de cúpula y conos piroclásticos: El domo del Centro, que podría ser contemporáneo al flujo de lava del Norte( su composición química es casi idéntica); Cono Piroclástico I ubicado en el sector NO del cráter interior de Ceboruco, que actualmente alberga el punto altitudinal más alto de todo el volcán (La Coronilla); y Cono Piroclástico II cerca del margen SUROESTE del cráter interior. Todas estas construcciones se formaron a lo largo de una zona de debilidad y están alineadas en una dirección WSW-ENE. Por lo tanto, durante los primeros dos siglos después de la erupción pliniana de Jala, no solo se produjeron flujos de lava voluminosos (ver párrafos anteriores), sino que también se produjeron erupciones explosivas más pequeñas dentro del cráter de la cumbre. Los depósitos asociados a las tres estructuras (dos conos piroclásticos y un anillo piroclástico que rodea un domo de lava) dentro del cráter interior mencionado anteriormente ofrecen evidencia (p. ej. depósitos de picos piroclásticos y bombas de pan rallado) que apuntan a la presencia de agua que resultó en breves fases freatomagmáticas durante su emplazamiento explosivo-magmático (Sieron y Siebe, 2008).

El volumen total de flujos de lava post-plinianos fue estimado por primera vez por Nelson (1980) en 7 km3, más tarde por Frey et al. (2004) en 9.5 km3, y finalmente por Sieron y Siebe (2008) a 4,4 km3 con flujos de lava individuales que varían entre 0,07 y 2,1 km3 (Tabla 3). Las diferencias en estas estimaciones se relacionan principalmente con la calidad (resolución) de los datos topográficos disponibles y los modelos digitales de elevación derivados y/o las imágenes utilizadas para interpolar contornos individuales de los flujos de lava, muchos de los cuales están parcialmente cubiertos por lavas más jóvenes posteriores.

Los volúmenes estimados indican altas tasas de erupción de 0,004 km3 / año (Sieron, 2008). La extrapolación de tales altas tasas de erupción a la etapa pre-Jala implicaría una construcción poco realista del edificio principal en solo 4000 años (utilizando un volumen total de 38 km3 estimado por Frey et al., 2004), o 8.800 años (utilizando un valor de 60 km3, estimado por Nelson 1980) o 11.500 años (utilizando 46 km3, estimado por Sieron y Siebe 2008). Aunque muy diferentes, todas estas estimaciones están dentro del mismo orden de magnitud. Dado que los diques fechados más jóvenes tienen 45 ± 8 ka de edad (Frey et al., 2004; véase también la Fig. 3), es claro que deben haber ocurrido períodos prolongados de reposo y que las tasas de erupción deben haber variado considerablemente durante la historia eruptiva de Ceboruco.

La erupción histórica de 1870-1875 y actividad reciente

La erupción más reciente de Ceboruco tuvo lugar en 1870-1875 y su magnitud ha sido clasificada con un IEV = 3 por el programa de la Red de Vulcanismo Global (Global Volcanism Program (GVN), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) e Iglesias et al. (1877) visitó Ceboruco en ese momento, y describió el curso completo (1870-75) de la erupción en base a sus propias observaciones (véase también Palacio, 1877). Además, obtuvieron información de los habitantes de los pueblos adyacentes como Ahuacatlán y Jala (Barrera, 1931; Banda, 1871). Sobre la base de las publicaciones de Caravantes (1870) y otros, Kunhardt (1870) y Fuchs (1871) publicaron información adicional en Alemania. Sieron y Siebe (2008) ofrecen una amplia discusión de las observaciones originales; aquí solo presentamos un resumen de las principales características de esta erupción.

Los primeros signos de disturbios se reportaron en 1783 y 1832 e incluyeron ruido subterráneo, actividad sísmica y la observación de una columna de vapor blanquecina que emanaba del área de la cumbre del volcán. En 1832, estos fenómenos premonitorios se sintieron lo suficientemente fuertes como para causar miedo entre los habitantes de la vecina Jala, que abandonaron sus hogares por unos días (Iglesias et al., 1877). Varias décadas más tarde, los disturbios se reanudaron y volvieron a alcanzar niveles más altos. El momento exacto del pico de disturbios premonitorios en 1870 varía de autor a autor, pero ocurrió entre el 15 y el 21 de febrero, poco antes del comienzo de la erupción el 23 de febrero de 1870, que duró hasta 1875, cuando “pequeñas columnas eruptivas cargadas de cenizas todavía se elevaban a intervalos de 10 minutos” y el flujo de lava todavía se movía lentamente (García, 1875; Iglesias et al., 1877).

Al comienzo de la fase principal de la erupción, flujos y oleadas piroclásticas descendieron por los barrancos en la ladera sur (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) describe depósitos piroclásticos frescos en el barranco de Los Cuates y el avance de un frente de lava viscosa de 80 m de altura a través de este mismo barranco (Fig. 11a).

La lluvia de cenizas cubrió visiblemente el paisaje hasta 15 leguas (~85 km) del cráter y se observaron espesores de hasta 50 cm (Banda, 1871). En 1872 el flujo de lava principal dejó de avanzar, pero todavía se observó inflación vertical(Iglesias et al., 1877) y nueva lava emergió a lo largo de varias fracturas más arriba en el flanco SUROESTE, así como en el interior del cráter de la cumbre interior. En Guadalajara y otras partes del Estado de Jalisco, la actividad sísmica se sintió durante varios períodos durante el curso de la erupción, y se reportó un pico para los primeros meses de 1875.

La erupción formó un pequeño cráter al oeste del Cono Piroclástico I, dentro del cráter interior (Fig. 11b). Esta actividad eliminó parcialmente el borde del cráter W del Cono Piroclástico I, convirtiéndose ahora en el margen E del nuevo cráter de 1870, donde una cúpula está presente hoy en día (Fig. 11c y d).

Sieron y Siebe (2008) y Sieron (2009) determinaron los volúmenes totales de los 1870-75 productos eruptivos. Se calculó un volumen de ~ 1,14 km3 para el flujo de lava (Tabla 3) y un máximo de ~ 0,1 km3 para los depósitos de lluvia de cenizas (Fig. 12a y b). El volumen de los flujos piroclásticos y las oleadas asociadas con esta erupción es mucho menor (~0,0005 km3).

Los depósitos de cenizas son de grano fino (Fig. 13a) y han estado expuestos en la superficie durante más de un siglo (Fig. 12). Como resultado, se han erosionado en parte y no son identificables en muchos lugares, especialmente en áreas distales. Con base en las observaciones reportadas por Banda (1871), estimamos que un área de 400 a 500 km2 debe haber sido afectada por la lluvia de cenizas de 1870 a 75 con un grosor que oscilaba entre unos pocos mm y 50 cm.

La composición química de los productos de 1870-75 varía de andesita (lluvia de cenizas) a dacita (cúpulas y flujo de lava) (Fig. 13b) y el estilo de erupción de la actividad puede ser etiquetado como vulcaniano durante la mayor parte de este período de tiempo.

Después de 1875, la actividad fumarólica y ocasionalmente pequeños penachos de ceniza persistieron durante otros 5 años (Iglesias et al., 1877; Ordóñez, 1896). En 1894 (casi 20 años después del cese de la erupción principal), dos fumarolas principales seguían activas dentro del cráter de 1870 con temperaturas de 96 °C, y se veían fumarolas adicionales a lo largo del flujo de lava de 1870 (Ordóñez, 1896). Desde entonces, la actividad fumarólica ha disminuido gradualmente, pero persiste hasta hoy. Las fumarolas de baja temperatura se producen en la pared interior del cráter SE de la caldera exterior (1952 m s. n.m.; Fig. 14a y b) y al pie de una de las pequeñas cúpulas de enchufe de 1870 dentro del cráter interior (Fig. 14c y d).

CENAPRED ha realizado una campaña de monitoreo de fumarolas y manantiales en los últimos años (desde 2005). En 2015, temperaturas de 80 ° C en el sitio de la fumarola de caldera exterior y de 84 °C en el domo de tapón del cráter interior (Fig. 14c y d). Además, seis manantiales fueron muestreados repetidamente para análisis químicos en la base del volcán dentro de la cuenca del río Ahuacatlán. Hasta ahora, las temperaturas y las composiciones químicas de las fumarolas y las aguas de manantial se han mantenido dentro de un rango de línea de base estrecho, descartando la reactivación magmática (CENAPRED, 2016).

En Ceboruco no existe una red permanente de monitoreo sísmico. La Universidad de Guadalajara y la Oficina de Protección Civil del Estado de Nayarit instalaron una estación sísmica temporal (2003-2008) (CEBN) en el flanco sur del volcán (2117 m s. n.m.). Sánchez et al. (2009) y Rodríguez-Uribe et al. (2013) clasificaron la sismicidad registrada dentro de un radio de 5 km alrededor de la estación sísmica en tres tipos principales de eventos siguiendo el esquema propuesto por McNutt (2000): a) Terremotos volcánico-tectónicos (VT), que indican un régimen de propagación de estrés en las fallas que atraviesan el edificio volcánico a una velocidad baja pero constante; b) terremotos de baja frecuencia( LF), que podrían estar relacionados con la presencia de fluidos presurizados o con la interacción fluido-sólido; y c) fenómenos mixtos o híbridos, que son señales derivadas de procesos cercanos a la superficie que podrían indicar una actividad fumarólica renovada o intensificada en o cerca de las cúpulas enchufables del cráter interior, en consonancia con un sistema hidrotermal activo.

El aumento de la actividad sísmica sugerido por estos estudios (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et al., 2013) se basa en un conjunto limitado de datos (solo una estación, pocos años de grabación) y debe verse con precaución. Sin embargo, representa un valioso intento de determinar el nivel de actividad de base en Ceboruco y compara eventos sucesivos en un marco de tiempo de 5 años. Además, subraya la necesidad de implementar una red de monitoreo más extensa que permita aclarar el estado actual de actividad de Ceboruco y hacer una evaluación de riesgos más exhaustiva.