Ceboruco hazard map: part I-definition of hazard scenaries based on the eruptive history

the construction of ceboruco ‘ s buildifice started in the late Quaternary (0.37 ± 0.2 Ma, Ferrari et al., 1997) ja sen purkautuva historia voidaan jakaa kahteen vaiheeseen, joita erottaa pitkittynyt toimettomuuden kausi (Nelson 1980). Ensimmäinen vaihe oli pääasiassa effusive ja johti rakentamiseen antiikin kartio (~370 ka-45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey ym., 2004) ja toista vaihetta (eli viimeistä 1000 vuotta) luonnehtivat erilaiset purkaukset, mukaan lukien räjähdysmäisen suurimittainen Plinian Jalan purkaus, joka aiheutti päähuipun kartion tuhoutumisen ja sen nykyisen morfologian näyttäen suurta kaldera-kraatteria, sekä useimmat alueelle levinneet laajat pyroklastiset esiintymät (Taulukko 1).

toiminnan ensimmäinen vaihe-muinainen tulivuori

vanhimmat lavat eivät rajaudu pintaan, mutta huipulla paljastuneet Vanhat lavat ajoitettiin K-Ar-menetelmällä arvoon 0,37 ± 0,2 Ma (Ferrari et al., 1997). Ceborucon purkautumishistorian alkaminen tapahtui luultavasti vähän ennen tuota ikää, kuten ceboruco lavasin Vähäinen paksuus, joka havaittiin CFE-geotermisessä tutkimusporausreiässä (Ferrari et al., 2003). Niinpä ceboruco-tulivuoren rakentaminen alkoi myöhäisellä Pleistoseenilla (katso CB1-well drill core, Ferrari et al., 2003; Ferrari ym., 1997), jossa andesiittiset laavavirrat kasautuivat valtaosin tehokkaasti ja rakensivat pääkartion, jonka todennäköinen korkeus on ~ 2700 m a.S.l (projisoivat nykyisen kyljen kulmat kohti kartiomaista huippua) (Nelson, 1980, 1986). Näiden Lavien keskimääräinen kemiallinen koostumus on 58,5 wt.% SiO2, 17,8 paino -%.% Al2O3 ja 5,8 paino.% alkalien kokonaismäärästä (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Laavavirtausmorfologiat (Aa ja lohkeama) ja niihin liittyvät tulivuoren kyljissä havaitut brecciat viittaavat siihen, että nämä laavat sijaitsivat matalissa sisäelimissä. Pääkartion tilavuudeksi arvioitiin karkeasti 40 km3 (Nelson, 1986) ja myöhemmin tarkemmin 47 km3 (Frey et al., 2004) käyttämällä kaltevaa perustasoa ja korkearesoluutioisia ortokuvia (lisätietoja Frey et al., 2004; Sieron ja Siebe, 2008).

ensimmäiseen purkautumisvaiheeseen liittyviä pyroklastisia esiintymiä ei ole vielä löydetty grabenista; alimmat vulkaaniset esiintymät tertiääristen River-konglomeraattien päällä ovat peräisin San Pedro dome-kompleksista ja koostuvat pyroklastisista jaksoista, jotka on ajoitettu 23 000 VP (Sieron and Siebe, 2008). Näiden San Pedro-esiintymien lisäksi paleosolia peittää ceborucon 1 060 ± 55 V BP Plinian Jala pyroklastiset esiintymät (Sieron and Siebe, 2008). Jälkimmäinen havainto tukee pyroklastisten esiintymien vähäisyyttä Ceborucon ensimmäisen vaiheen aikana, eikä niinkään eroosion aiheuttamaa esiintymien häviämistä.

ensimmäisen purkautumisvaiheen (muinaisen kartion rakentaminen) Päättyminen perustuu nuorimpia ulkokraatterin seinämistä paljastuneita laavavalleja vastaavan laavavallin ikään (Kuva. 3) päivätty Frey et al. (2004) 45 ± 8 ka: ssa 40Ar/39ar-menetelmällä.

Ceboruco-tulivuoren levittäminen ja monogeneettinen aktiivisuus San Pedro-Ceboruco Grabenin varrella

ceborucon kartiorakentamisen ensimmäistä vaihetta seurasi pitkä toimimattomuus (45 ka: n jälkeen) keskusrakennuksessa, mistä osoituksena oli esiintymien ja Laavujen puute. Sen sijaan sen kylkiin muodostui syvään viillettyjä eroosioreittejä ja sen ympäristössä esiintyi monogeneettistä toimintaa. Toiminta huippukokouksessa aloitettiin uudelleen hieman ennen 1000 vuotta BP (Kuva. 3 ja taulukko 1).

Monogeneettinen aktiivisuus San Pedro-Ceboruco grabenissa käsittää vähintään 28 tuuletusaukkoa, joista 23 on iältään ~ 100 000 – < 2000 v BP. Nämä pienet rakennelmat ovat tyypillisesti linjassa NW-SE-suuntaan (kuva. 2 ja taulukko 2) pitkin vikoja rinnakkain graben (viikunat. 2 ja 4). Linjaus tulee ilmi myös sovellettaessa ytimen tiheysfunktiota yksittäisiin aukkopaikkoihin, mukaan lukien pienet aukot ceborucon huippualueella ja sen alemmilla sivustoilla (KS. 4).

yksitoista monogeneettistä aukkoa on < 12 000 yr BP ja niihin kuuluu 7 basalttista andesiittista scoria-käpyä ja 4 piikupolia, jotka ovat joko eristyksissä tai muodostavat pieniä klustereita. Kaksi niistä (Potrerillo II ja San Juanito) alkoi lyhyillä phreatomagmaattisilla vaiheilla, jotka tuottivat tyvituff-renkaan tuuletusaukkojensa ympärille (Sieron and Siebe, 2008). Scoria-kartioiden rakentaminen liittyi strombolialaistyyppiseen toimintaan, jossa räjähdyskyky oli kohtalainen tai alhainen, kun taas kupoliasennus (esim. Pochetero ja Pedregoso) oli yleensä ominaista alussa magmaattinen räjähtävä toiminta seurasi effusive laavaa ekstruusiota aikana kupolin rakennusvaiheessa (Nelson, 1980; Sieron and Siebe, 2008).

Nelson (1980) analysoi monogeneettisten rakennusten Andien lavat CEBORUCON kyljillä ja havaitsi, että ne eivät kemiallisesti muistuta ennen kalderaa vallinneita andesiitteja eivätkä päätulivuoren kalderan jälkeisiä andesiitteja. Tässä yhteydessä Petrone (2010) esitti, että molempien, Ceborucon ja sitä ympäröivien monogeneettisten tulivuorten magmaattiset järjestelmät ovat sukua toisilleen ja tuottavat yhdessä suuren kemiallisen lajikkeen, joka on havaittavissa Ceborucon jälkipliniaalisissa tuotteissa. Lisätutkimukset ovat tarpeen paikallisen magmaattisen järjestelmän ymmärtämiseksi. Keskitymme tässä ceborucon keskustulivuoren purkauksista aiheutuvien vulkaanisten vaarojen arviointiin, emmekä ota huomioon monogeneettisten purkausten aiheuttamia vaaroja sen ympäristössä.

toiminnan toinen vaihe – Jala Plinianin purkaus

oltuaan pitkään toimettomana (noin 40 000 vuotta) keskusrakennuksessa dacitic Destiladero-laavavirta joutui WNW: n sivustalle (Nelson, 1980; Sieron and Siebe, 2008). Destiladeron laavavirran kokonaistilavuus 0,42 km3 (Taulukko 3) määritettiin kenttätietojen ja GIS-ohjelmiston avulla, mikä merkitsee koostumuksellista muutosta puhtaasti andesiittisistä laavuista kohti kehittyneempiä magmoja. Joskus sen käyttöönoton jälkeen, rajuin purkaus tunnetaan ceboruco, Plinian Jala purkaus päivätty 1060 ± 55 V BP (Sieron and Siebe, 2008) tapahtui. Tämä purkaus oli korkea vulkaaninen räjähdyskykyindeksi (VEI = 6; Newhall and Self, 1982), johti ulomman kalderan muodostumiseen, jonka halkaisija oli 3,7 km, ja aiheutti laajan tephra-laskeuman pääjakauma-akselia pitkin kohti Sierra Madre Occidentalia, ulottuen pitkälle Grande de Santiago-joen yli, 35 km NE-joelle ja kattaen > 560 km2 alueen, jossa > 50 cm hohkakiveä ja tuhkaa (Nelson, 1980; Gardner ja Tait, 2000). Kerrostumien suurimmat paksuudet (jopa 10 m) löytyivät Jaalan kylän ympäristöstä, mistä nimi tälle purkaukselle (Kuva. 5 a).

Jala Plinianin purkauksen yksittäisten purkausvaiheiden ja niihin liittyvien pyroklastisten esiintymien sekvenssiä kuvasivat ensin Nelson (1980) ja myöhemmin Gardner and Tait (2000), Chertkoff and Gardner (2004) ja Browne and Gardner (2004, 2005), ja se sisältää 6 laskeumakerrosta, 4 pyroklastista virtausta ja 3 pyroklastista aaltoyksikköä. Yhteenvetona voidaan todeta, että purkaus alkoi 10 km: n korkuisen purkauskolonnin nousulla, joka tuotti ohuen laskeumaesiintymän (P0), joka paljastui purkausaukon ulokkeissa N (purkautumisvoimakkuus < 106 kg/s; Gardner and Tait, 2000, model of Carey and Sparks, 1986). Silloin paksuin (jopa 10 m) ja laajin (8-9 km3) hohkalaskeuma-yksikkö (P1) kerrostui pääasiassa NE: iin (Kuva. 6 A). Tässä vaiheessa pylvään korkeus vaihteli 25-30 km: n välillä ja purkautumisvoimakkuus 4 × 107-8 × 107 kg / s.

päävaihetta P1 seurasi lyhyt hiljaisuuskausi, jonka jälkeen P2-P6 pyroklastiset virtaus-ja syöksyyksiköt kerrostuivat eri suuntiin kraatterista, mutta pääasiassa kohti N: ää ja S: ää esiintymien paksuuksien vaihdellessa muutamasta cm: stä kymmeniin metreihin (pyroklastiset virrat) (viikunat). 5a, 6b ja c). Pääyhdisteen pyroklastinen virtausesiintymä, jonka paksuus on jopa 60 m, löytyy Marquesado-lohkoon ja tuhkapuhaltimeen hakatuista louhoksista, jotka sijaitsevat > 15 km kraatterista. Laskeumayksiköiden välisiä ylijännitekertymiä havaittiin jopa 20 km: n etäisyydellä niiden alkulähteestä (Figs. 5a ja 6c).

P1-vaiheen jälkeiset vaiheet muodostavat yhdessä 25% purkautuneen magman kokonaistilavuudesta. P1: n lopussa alkoi kalderan muodostuminen, mikä näkyy massavirran huomattavana vähenemisenä ja litiumpitoisuuden rajuna kasvuna verrattuna P1: n pääesiintymiin (~ 8%) ja P1: n jälkeiseen aikaan (30-60%) sekä magman koostumuksen muuttumisena (P1 = 98% rhyodasiittia ja P1: n jälkeinen = 60-90% rhyodasiittia) (Gardner and Tait, 2000).

emittoituneen aineksen kokonaistilavuudeksi (DRE = tiheäkiviekvivalentti) arvioitiin 3-4 km3 (Nelson, 1980; Gardner ja Tait, 2000), joka viittaa siihen, että tämä Plinian purkaus ei ollut vain yksi laajimmista, mutta myös yksi tuhoisimmista (kasvillisuuden menetys, hautaaminen pre-Hispanic siirtokuntien) purkauksista Meksikossa holoseenin aikana (Kuva. 7).

kaikissa laskeumaesiintymissä on kahta hohkakivityyppiä, valkoista rhyodasiittia ja harmaadasiittia, joista ensimmäinen edustaa ylivoimaista osaa kokonaistilavuudesta (2,8–3,5 km3 3-4 km3 DRE). Chertkoffin ja Gardnerin (2004) mukaan magma on sekoitus kolmesta lähteestä (bimodaalinen rhyodasiitin ja dasiitin seos sekä pieni basalttikomponentti), joka tapahtui kahdessa vaiheessa: dasiitin ja basaltin sekoittuminen tapahtui 34-47 päivää ja rhyodasiitin ja dasiitin sekoittuminen vain 1-4 päivää ennen purkausta (plagioklaasi-ja/tai magnetiittifenokrysteistä saadut tiedot; ks. lisätietoja teoksessa Chertkoff and Gardner, 2004). Jalan purkausta pidetään Brownen ja Gardnerin (2004) mukaan pienimuotoisena kalderan purkauksena, jonka aikana purkautui peräkkäin matalampaa alkuperää olevia litiikkoja: 6 km syvä ennen kalderan romahdusta, joka tuotti 3.5 km leveä ulompi kraatteri (P1-laskeuman yksikön pohja sisältää < 15% litiikkaa) ja ~ 1 km syvä luhistumisen aikana (P1-yksikkö sisältää jopa 90% litiikkaa latvaa kohti).

Jalan purkaukseen liittyvät Syn-ja postpurkaukset olivat pääasiassa ylikonsentroituneita virtauksia ja vähäisempiä rojuvirtauksia, jotka erottuivat maastossa, mikä ulottui jopa 10 km: n etäisyyksille ympäröiviä laaksoja pitkin, erityisesti kraatterin syvänteeseen. Ensimmäiset havaittiin makaavan suoraan jalan purkauksen pyroklastisten virtauskerrostumien yläpuolella, kun taas jälkimmäiset liittyvät laakson täyttymiseen ja uudelleen työstettyyn materiaaliin. Tuloksena olevat lahar-esiintymät interkalatoituvat usein pyroklastisten virtausyksiköiden kanssa Ceborucon n-kyljessä, ja esiintyvät pääasiassa Marquesado-lohkon ja-tuhkan viuhkan yläosassa ceborucon S: ään (Kuva. 2), Kun kyseessä ovat purkaussavannit syn-purkautuvat laharit, ja ahuacatlán-joen varrella (Kuva. 5b)ja sitä ympäröivät tasangot toissijaisten lahar-esiintymien osalta (Kuva. 6d). Lahar-yksiköt liittyvät myös laajan laskeuman poistamiseen Sierra Madre Occidentalissa lähellä Grande de Santiago-jokea 35-40 km N päässä Ceborucosta, kahden vesivoimalaitoksen La Yescan ja El Cajónin (Kuva. 1b), joskin esiintymät ovat huonosti säilyneitä tai puuttuvat eroosion vuoksi jokikanjonin jyrkillä rinteillä (säilyneet vain suuremmissa jokisilmukoissa).

Ceborucon ympäristön hedelmällisistä laaksoista löydetyt runsaat arkeologiset jäänteet osoittavat, että alueella on ollut asutusta ainakin Mesoamerikan arkeologisen aikaskaalan varhaiselta klassiselta kaudelta (CE 200-300) lähtien (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993), jotka kuuluvat Kuiluhautaan, Cistóniin (arkeologi José Beltran-Medina, henkilökohtainen viestintä) ja Aztatlánin kulttuuriperinteisiin (Barrera 2006; González-Barajas and Beltrán-Medina, 2013). Useat näistä siirtokunnista haudattiin Jala Plinian talletusten alle, mistä ovat osoituksena lukuisat haudat ja kotitalouksien jäännökset, jotka on löydetty viimeaikaisten arkeologisten pelastuskaivausten aikana, jotka on tehty Puerto Vallartaan johtavan uuden valtatien rakentamisen aikana (González-Barajas and Beltrán-Medina, 2013).

Plinian jälkeinen effusoiva ja räjähtävä aktiivisuus

Jala Plinianin purkaus aloittaa noin 150 vuotta kestäneen intensiivisen jakson Ceborucossa (Sieron and Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et al., 2016), jonka hallitsevuus on laavavirran sijoittuminen ja pienet räjähtävät purkaukset tulivuoren huippualueella.

pian Jala Plinianin purkauksen jälkeen dacitic Dos Equis-kupoli (Nelson, 1980; Sieron ja Siebe, 2008) sijoitettiin Caldera-kraatteriin. Tähän kupoliin valui lateraalisesti siihen liittyvä Copalesin laavavirta (Kuva. 8, taulukot 1 ja 2), myös koostumukseltaan dacitic (65-68, 5 paino – % SiO2), joka johti sen deflaatioon vajoamalla, jota seurasi sen romahtaminen ja sen jälkeen ceboruco-tulivuoren sisemmän kraatterin muodostuminen (Nelson, 1980). Nykyään Dos Equis-kupolin jäänteet muodostavat sisemmän kraatterin reunoja ja sirpaleita löytyy useimmista Jälkipliniaalisista laavuista ksenoliitteina. Copalesin virtaus peitti alleen 23,7 km2 suuruisen alueen (kuva. 8) ja sen keskimääräinen paksuus on 80 m. sen kokonaistilavuus on ~ 2 km3, mikä tekee siitä laajimman kaikista tänä aikana purkautuneista laavavirroista (Taulukko 3).

Copalesin laavavirran syntymisen jälkeen viisi erillistä pääasiassa effusoivaa trachy-andesiittista (60-62 wt% SiO2) purkausta tuottivat cajón -, Coapan I -, Coapan II -, El Norte-ja ceboruco-virtaukset (Sieron and Siebe, 2008; Fig. 8, taulukot 1 ja 2).

Plinian jälkeiset laavavirrat N: n ja SW: n sivustoilla peittyvät lähes kokonaan Dos Equis-kupolin jäänteisiin ja muokkaavat tulivuoren nykyistä morfologiaa. Vaikka historiallisista asiakirjoista ei ole tietoa eikä niiden purkauksiin ole löydetty pyroklastisia kerrostumia, on mahdollista, että joidenkin laavavirtojen sijoittumiseen liittyi räjähdysmäistä toimintaa, joka tuotti vähäistä tuhkaa, jonka sade myöhemmin poisti, kuten on havaittu vuosien 1870-75 historiallisen purkauksen aikana ja pian sen jälkeen.

yhtäkään Plinian jälkeistä laavavirtaa ei voitu ajoittaa radiohiilimenetelmällä. Historialliset dokumentit Espanjan valloituksen ajalta paljastavat, että vuoden 1870 laavavirtaa lukuun ottamatta kaikki muut Plinian jälkeiset laavavirrat olivat olemassa jo silloin, kun espanjalainen saapui tutkimusalueelle vuonna CE 1528 (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Stratigrafiset suhteet osoittavat purkausten järjestyksen ceborucon kyljissä: Cajón, Coapan I, Coapan II ja Norte N; ja Copales, Ceboruco ja 1870 SW.

eri laavavirtojen morfologisten erojen vuoksi Sieron ja Siebe (2008) olettivat, että 6 laavavirtaa (lukuun ottamatta vuoden 1870 virtausta) purkautuivat peräkkäin, yksi toisensa jälkeen, ja että ne erotettiin toisistaan lyhyillä suhteellisen rauhallisilla jaksoilla yhteensä ~ 500 vuoden ajan CE ~ 1000: sta (pian Jalan purkauksen jälkeen) CE 1528: aan (espanjalaisten saapuminen). Tämä aiempi oletus osoittautui virheelliseksi, kuten havaittiin äskettäin sekulaarissa muunnelmassa paleomagneettinen tutkimus (Böhnel et al., 2016). Yllättäen kaikki kuusi laavavirtaa (kokonaistilavuus ~ 3 km3) purkautuivat vain ~ 140 vuoden aikana CE ~ 1000-CE ~ 1140 (Böhnel et al., 2016), lyhyesti Plinian Jalan purkauksen jälkeen ja paljon ennen espanjalaisten saapumista vuonna 1528 (Figs. 9 ja 10). Tätä lyhyttä toimintakautta seuraa 700 vuoden suhteellinen hiljentyminen, jonka keskeytti vuosien 1870-1875 Historiallinen purkaus (Kuva. 10). Huipun alueella tapahtuneet pienet purkaukset, jotka synnyttivät pieniä pyroklastisia käpyjä ja kupoleita sisemmän kalderan sisällä, olivat todennäköisesti samanaikaisia Plinian jälkeisten laavavirtojen kanssa. Kalderan sisällä olevat vulkaaniset rakenteet sisältävät kupolikomplekseja ja pyroklastisia käpyjä: El Centro dome, joka saattaa olla El Norte-laavavirran aikaisia (niiden kemiallinen koostumus on lähes identtinen); pyroklastinen kartio I sijaitsee CEBORUCON sisemmän kraatterin NW-sektorilla, jossa on tällä hetkellä koko tulivuoren korkein kohta (La Coronilla); ja pyroklastinen Cone II lähellä sisemmän kraatterin reunaa. Kaikki nämä konstruktiot muodostuivat heikkousvyöhykkeelle ja ovat linjassa WSW-ENE-suuntaan. Niinpä kahtena ensimmäisenä vuosisatana Jala Plinianin purkauksen jälkeen syntyi laavavirtojen lisäksi myös pienempiä räjähdysmäisiä purkauksia huippukraatterin sisällä. Edellä mainitun sisäkraatterin kolmeen rakennelmaan (kaksi pyroklastista tappia ja yksi laavakupolia ympäröivä pyroklastinen rengas) liittyvät kerrostumat tarjoavat todisteita (esim. pyroklastiset ylijännitekerrostumat ja leipäkrustipommit), jotka viittaavat veden läsnäoloon, joka johti lyhyisiin phreatomagmaattisiin vaiheisiin niiden räjähtävän magmaattisen sijoittamisen aikana (Sieron and Siebe, 2008).

Plinian jälkeisten laavavirtojen kokonaistilavuudeksi arvioitiin ensin Nelson (1980) 7 km3, myöhemmin Frey et al. (2004) 9.5 km3, ja lopulta Sieron ja Siebe (2008) 4,4 km3: n suuruisena yksittäisten laavavirtojen vaihdellessa välillä 0,07-2,1 km3 (Taulukko 3). Erot näissä arvioissa liittyvät pääasiassa saatavilla olevan topografisen tiedon laatuun (erottelukykyyn) ja johdettuihin digitaalisiin korkeusmalleihin ja/tai laavavirtojen yksittäisten ääriviivojen interpolointiin käytettyihin kuviin, joista monet ovat osittain myöhemmin syntyneiden nuorempien laavavirtojen peittämiä.

arvioidut määrät osoittavat, että purkaukset ovat suuria, 0, 004 km3/vuosi (Sieron, 2008). Näin suuren purkausnopeuden ekstrapolointi Jalaa edeltävään vaiheeseen merkitsisi, että päärakennus rakennettaisiin epärealistisen nopeasti vain 4000 vuodessa (käyttäen Frey et al: n arvioimaa 38 km3: n kokonaistilavuutta., 2004), tai 8800 vuotta (käyttäen arvoa 60 km3, kuten Nelson 1980 Arvioi) tai 11 500 vuotta (käyttäen 46 km3, kuten sieron ja Siebe 2008 arvioivat). Vaikka nämä arviot ovat täysin erilaisia, ne ovat samassa suuruusluokassa. Koska nuorin päivätty lepakot ovat 45 ± 8 ka vanha (Frey et al., 2004; KS.myös kuva. 3), on selvää, että on täytynyt esiintyä pitkiä levähdysjaksoja ja että purkauksien määrän on täytynyt vaihdella huomattavasti ceborucon purkautumishistorian aikana.

Historiallinen 1870-1875 purkaus ja viimeaikainen aktiivisuus

viimeisin Ceborucon purkaus tapahtui vuosina 1870-1875, ja sen suuruus on luokiteltu VEI = 3: lla Global Volcanism Network program (Global Volcanism program (GVN), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) ja Iglesias ym. (1877) vieraili tuolloin Ceborucossa ja kuvaili purkauksen koko kulkua (1870-75) omien havaintojensa perusteella (KS.myös Palacio, 1877). Lisäksi he hankkivat tietoja lähikaupunkien kuten Ahuacatlánin ja jalan asukkailta (Barrera, 1931; Banda, 1871). Caravantesin (1870) ja muiden julkaisujen pohjalta lisäinformaatiota julkaisivat Saksassa Kunhardt (1870) ja Fuchs (1871). Sieron and Siebe (2008) tarjoaa laajan keskustelun alkuperäisistä havainnoista; tässä esitämme vain yhteenvedon tämän purkauksen pääpiirteistä.

varhaisia merkkejä levottomuuksista raportoitiin vuosina 1783 ja 1832, ja niihin kuuluivat maanalainen melu, seisminen aktiivisuus ja havainto valkeasta höyrypilvestä, joka purkautui tulivuoren huippualueelta. Vuonna 1832 nämä ennakkoilmiöt koettiin riittävän voimakkaiksi aiheuttamaan pelkoa naapurimaa Jalan asukkaissa, jotka hylkäsivät kotinsa muutamaksi päiväksi (Iglesias et al., 1877). Useita vuosikymmeniä myöhemmin levottomuudet alkoivat uudelleen ja yltyivät jälleen korkeammalle tasolle. Vuoden 1870 levottomuuksien huipun tarkka ajoitus vaihtelee kirjoittajalta toiselle, mutta se tapahtui 15.-21. helmikuuta, hieman ennen 23. helmikuuta 1870 alkanutta purkausta, joka kesti vuoteen 1875, jolloin “pienet tuhkapilvet nousivat edelleen 10 minuutin välein” ja laavavirta liikkui edelleen hitaasti (García, 1875; Iglesias et al., 1877).

purkauksen päävaiheen alussa pyroklastiset virrat ja tulvat kulkivat alas Etelärinteen rotkoja (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) kuvaa tuoreita pyroklastisia esiintymiä Los Cuatesin rotkossa ja 80 metriä korkean viskoosin laavavirtausrintaman etenemistä tämän saman rotkon läpi (Kuva. 11 a).

Tuhkalaskeuma peitti näkyvästi maisemaa jopa 15 peninkulman (~ 85 km) päässä kraatterista ja jopa 50 cm: n paksuuksia havaittiin (Banda, 1871). Vuonna 1872 tärkein laavavirta lakkasi etenemästä, mutta pystyinflaatiota havaittiin edelleen (Iglesias et al., 1877) ja uutta laavaa syntyi useita murtumia pitkin korkeammalle SW: n kylkeen sekä sisemmän huipun kraatterin sisälle. Guadalajarassa ja muualla Jaliscon osavaltiossa seisminen aktiivisuus tuntui useina kausina purkauksen aikana, ja yhden huipun on raportoitu olevan vuoden 1875 ensimmäisiltä kuukausilta.

purkaus muodosti pienen pyroklastisen kartio I: n W: lle ulottuvan kraatterin sisemmän kraatterin (Kuva. 11b). Tämä toiminta irrotti osittain pyroklastisen kartio I: n w-kraatterin reunan, ja siitä tuli nyt uuden 1870-luvun kraatterin e-marginaali, jossa on nykyään kupoli (Kuva. 11c ja d).

Sieron ja Siebe (2008) ja Sieron (2009) määrittivät vuosien 1870-75 purkautuvien tuotteiden kokonaismäärät. Laavavirralle laskettiin tilavuudeksi ~ 1,14 km3 (Taulukko 3) ja tuhkalaskeumakerrostumille enintään ~ 0,1 km3 (Kuva. 12a ja b). Tähän purkaukseen liittyvien pyroklastisten virtausten ja tulvien tilavuus on paljon pienempi (~0,0005 km3).

tuhkakerrostumat ovat hienorakeisia (Kuva. 13a)ja ovat paljastuneet pinnalla yli vuosisadan (Kuva. 12). Tämän vuoksi ne ovat osittain rapautuneet, eivätkä ne ole tunnistettavissa monissa paikoissa, varsinkaan distaalialueilla. Bandan (1871) raportoimien havaintojen perusteella arvioimme, että vuosien 1870-75 tuhkalaskeuman on täytynyt vaikuttaa 400-500 km2 laajuiselle alueelle, jonka paksuus on vaihdellut muutamasta millimetristä 50 cm: iin.

vuosien 1870-75 tuotteiden kemiallinen koostumus vaihtelee andesiitista (tuhkalaskeuma) dasiittiin (kupolit ja laavavirta) (viikuna. 13b) ja toiminnan purkaustyyli voidaan merkitä vulkanialaiseksi suurimman osan tästä ajanjaksosta.

vuoden 1875 jälkeen fumarolinen aktiivisuus ja satunnaiset pienet tuhkapilvet jatkuivat vielä 5 vuotta (Iglesias et al., 1877; Ordóñez, 1896). Vuoteen 1894 mennessä (lähes 20 vuotta pääpurkauksen päättymisen jälkeen) vuoden 1870 kraatterissa oli vielä kaksi suurta fumarolia, joiden lämpötila oli 96 °C, ja lisää fumaroleja näkyi vuoden 1870 laavavirran varrella (Ordóñez, 1896). Sen jälkeen fumarolinen aktiivisuus on vähitellen vähentynyt, mutta jatkuu nykypäivään asti. Matalan lämpötilan fumaroleja esiintyy ulomman kalderan sisemmän kraatterin seinämässä (1952 M a. S.l.; kuva. 14a ja b)ja yhden sisemmän kraatterin sisällä olevan pienen 1870-pistokupolin juurella (Kuva. 14c ja d).

CENAPRED on toteuttanut fumarolien ja jousien seurantakampanjan viime vuosina (vuodesta 2005). Vuonna 2015 lämpötila uloimmalla kaldera-fumarolipaikalla 80 °C ja sisemmällä kraatterin pistokupolilla 84 °c (kuva. 14C ja d) mitattiin. Lisäksi kuudesta lähteestä otettiin toistuvasti näytteitä kemiallista analyysiä varten tulivuoren juurelta Ahuacatlán-joen altaalla. Toistaiseksi fumarolien ja lähdevesien lämpötilat ja kemialliset koostumukset ovat pysyneet kapealla perusviivaalueella, mikä sulkee pois magmaattisen uudelleenaktivoinnin (CENAPRED, 2016).

Ceborucossa ei ole pysyvää seismistä seurantaverkostoa. Guadalajaran yliopisto ja Nayaritin osavaltion Väestönsuojeluvirasto asensivat väliaikaisen (2003-2008) seismisen aseman (cebn) tulivuoren eteläpuolelle (2117 M a.S.l.). Sánchez ym. (2009) ja Rodríguez-Uribe et al. (2013) luokitteli 5 km: n säteellä seismisen aseman ympärillä havaitun seismisyyden kolmeen päätyyppiin Mcnuttin ehdottaman suunnitelman mukaisesti (2000): A) tulivuoren ja mannerlaattojen maanjäristykset (VT), jotka osoittavat stressin leviämisjärjestelmän vulkaanisen rakennuksen ylittävissä siirroksissa alhaisella mutta johdonmukaisella nopeudella; B) matalataajuiset maanjäristykset (LF), jotka saattavat liittyä paineistettujen nesteiden esiintymiseen tai nesteen ja kiinteän nesteen väliseen vuorovaikutukseen; ja c) seka-tai hybriditapahtumat, jotka ovat signaaleja lähellä pintaa tapahtuvista prosesseista, jotka saattavat viitata fumarolitoiminnan uusiutumiseen tai tehostumiseen sisäkraatterin pistokupoleissa tai niiden läheisyydessä aktiivisen hydrotermiset järjestelmät huomioon ottaen.

näiden tutkimusten ehdottama seismisen aktiivisuuden lisääntyminen (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et al., 2013) perustuu rajoitettuun tietomäärään (vain yksi asema, muutaman vuoden tallennus) ja siihen on suhtauduttava varauksella. Se on kuitenkin arvokas yritys määrittää ceborucon peruslinjan toiminnan taso, ja siinä verrataan peräkkäisiä tapahtumia 5 vuoden aikajänteellä. Lisäksi siinä korostetaan tarvetta ottaa käyttöön laajempi seurantaverkosto, jonka avulla voidaan selvittää Ceborucon tämänhetkinen toiminta ja tehdä perusteellisempi vaarallisuuden arviointi.