Carte des dangers de Ceboruco: partie I – définition des scénarios de dangers basés sur l’histoire éruptive

La construction de l’édifice de Ceboruco a commencé à la fin du Quaternaire (0,37 ± 0,2 Ma, Ferrari et al., 1997) et son histoire éruptive peut être divisée en deux étapes, séparées par une période prolongée d’inactivité (Nelson 1980). La première étape était principalement effusive et a conduit à la construction de l’ancien cône (~ 370 ka à 45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey et coll., 2004) et la deuxième étape (c’est-à-dire les 1000 dernières années) est caractérisée par diverses éruptions, notamment l’éruption explosive du Jala Plinien de forte magnitude, responsable de la destruction du cône sommital principal et de sa morphologie actuelle présentant un grand cratère de caldeira, et la plupart des dépôts pyroclastiques volumineux répartis dans toute la région (tableau 1).

Première étape d’activité – ancien volcan

Les laves les plus anciennes ne surgissent pas à la surface, mais les anciennes laves exposées aux parois de la caldeira sommitale ont été datées par la méthode K-Ar à 0,37 ± 0,2 Ma (Ferrari et al., 1997). Le début de l’histoire éruptive de Ceboruco s’est probablement produit peu avant cet âge, comme le laisse entendre l’épaisseur limitée des laves de Ceboruco observées dans le trou de forage d’exploration géothermique CFE (Ferrari et al., 2003). En conséquence, la construction du volcan Ceboruco a commencé à la fin du Pléistocène (voir noyau de forage CB1-well, Ferrari et al., 2003; Ferrari et coll., 1997) avec l’empilement principalement effusif de coulées de lave andésitique qui ont successivement construit le cône principal d’une hauteur probable de ~ 2700 m d’altitude (projetant les angles de flanc actuels vers un sommet conique) (Nelson, 1980, 1986). La composition chimique moyenne de ces laves est de 58,5 poids.% SiO2,17,8 poids.% Al2O3 et 5,8 en poids.% d’alcalis totaux (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Les morphologies des coulées de lave (Aa et en blocs) et les brèches associées observées sur les flancs du volcan indiquent que ces laves ont été mises en place à de faibles viscosités. Un volume de 40 km3 (Nelson, 1986) a été estimé à peu près pour le cône principal, puis déterminé plus précisément à 47 km3 (Frey et al., 2004) en utilisant un niveau de base incliné et des ortho-photos haute résolution (pour plus de détails, voir Frey et al., 2004; Sieron et Siebe, 2008).

Aucun dépôt pyroclastique associé au premier stade éruptif n’a encore été trouvé dans le graben; les dépôts volcaniques les plus bas au sommet des conglomérats fluviaux tertiaires ont leur origine dans le complexe du dôme de San Pedro et se composent de séquences pyroclastiques datées de 23 000 ans BP (Sieron et Siebe, 2008). Au-dessus de ces dépôts de San Pedro, un paléosol est recouvert par les dépôts pyroclastiques pliniens Jala de Ceboruco de 1 060 ± 55 ans BP (Sieron et Siebe, 2008). Cette dernière observation soutient l’absence de dépôt de dépôts pyroclastiques lors de la première étape de Ceboruco, plutôt que la perte de dépôts due à l’érosion.

La fin du premier stade éruptif (construction de l’ancien cône) est basée sur l’âge d’une digue de lave correspondant aux laves les plus jeunes exposées aux parois extérieures du cratère (Fig. 3) daté par Frey et coll. (2004) à 45 ± 8 ka par la méthode 40Ar/39Ar.

Repos du volcan Ceboruco et activité monogénétique le long du graben de San Pedro-Ceboruco

La première étape de la construction du cône de Ceboruco a été suivie d’une longue période d’inactivité (après 45 ka) à l’édifice central, comme en témoigne le manque de dépôts et de laves. Au lieu de cela, des ravins érosifs profondément incisés se sont formés sur ses flancs et une activité monogénétique s’est produite dans ses environs. L’activité au sommet a repris peu avant 1000 ans avant notre ère (Fig. 3 et Tableau 1).

L’activité monogénétique dans le graben de San Pedro-Ceboruco comprend au moins 28 évents, dont 23 avec des âges allant de ~ 100 000 à < 2000 ans BP. Ces petits édifices sont typiquement alignés dans une direction NW-SE (Fig. 2 et Tableau 2) le long de failles parallèles au graben (Fig. 2 et 4). L’alignement devient également évident lors de l’application de la fonction de densité du noyau à des emplacements d’évents individuels, y compris de petits évents dans la zone sommitale de Ceboruco et sur ses flancs inférieurs (voir fig. 4).

Onze évents monogénétiques mesurent < 12 000 ans BP et comprennent 7 cônes de scories d’andésite basaltique et 4 dômes siliciques, qui sont isolés ou forment de petits amas. Deux d’entre eux (Potrerillo II et San Juanito) ont commencé avec de brèves phases phréatomagmatiques produisant un anneau de tuf basal autour de leurs évents (Sieron et Siebe, 2008). La construction de cônes de scories a été associée à une activité de type strombolien avec une explosivité modérée à faible, tandis que la mise en place du dôme (p. ex. Pochetero et Pedregoso) était généralement caractérisé par une activité explosive magmatique initiale suivie d’une extrusion de lave effusive pendant la phase de construction du dôme (Nelson, 1980; Sieron et Siebe, 2008).

Nelson (1980) a analysé les laves andésitiques des édifices monogénétiques sur les flancs SE de Ceboruco et a constaté qu’elles ne ressemblent ni chimiquement aux andésites pré-caldériennes ni aux andésites post-caldériennes du volcan principal. Dans ce contexte, Petrone (2010) a suggéré que les systèmes magmatiques de Ceboruco et des volcans monogénétiques environnants sont liés les uns aux autres et produisent ensemble la grande variété chimique observable dans les produits post-pliniens de Ceboruco. D’autres études sont nécessaires pour comprendre le système magmatique local. Nous nous concentrons ici sur l’évaluation des risques volcaniques émanant des éruptions du volcan central de Ceboruco, et n’incluons pas ceux posés par les éruptions monogénétiques dans ses environs.

Deuxième étape d’activité – l’éruption plinienne du Jala

Après une longue période d’inactivité (environ 40 000 ans) à l’édifice central, la coulée de lave dacitique Destiladero s’est mise en place sur le flanc ouest (Nelson, 1980; Sieron et Siebe, 2008). Un volume total de 0,42 km3 (tableau 3) a été déterminé à l’aide de données de terrain et d’un logiciel SIG pour la coulée de lave Destiladero, qui marque un changement de composition des laves purement andésitiques vers des magmas plus évolués. Quelque temps après sa mise en place, l’éruption la plus violente connue de Ceboruco, l’éruption plinienne du Jala datée de 1060 ± 55 ans BP (Sieron et Siebe, 2008) a eu lieu. Cette éruption avait un indice d’explosivité volcanique élevé (VEI = 6; Newhall et Self, 1982), a conduit à la formation de la caldeira extérieure d’un diamètre de 3,7 km et a produit de vastes retombées de téphra le long de l’axe principal de dispersion vers la Sierra Madre Occidentale, atteignant bien au-delà de la rivière Grande de Santiago, située à 35 km au NORD-Est et couvrant une superficie de > 560 km2 avec > 50 cm de pierre ponce et de cendres (Nelson, 1980; Gardner et Tait, 2000). Les plus grandes épaisseurs des dépôts (jusqu’à 10 m) ont été trouvées autour du village de Jala, d’où le nom de cette éruption (fig. 5 bis).

La séquence des phases éruptives individuelles et des dépôts pyroclastiques associés de l’éruption plinienne de Jala ont été décrits pour la première fois par Nelson (1980) et plus tard par Gardner et Tait (2000), Chertkoff et Gardner (2004) et Browne et Gardner (2004, 2005) et comprend 6 couches de retombées, 4 écoulements pyroclastiques et 3 unités de surtension pyroclastique. En résumé, l’éruption a commencé avec l’élévation d’une colonne éruptive de 10 km de haut qui a produit un dépôt de retombées minces (P0) exposé dans les affleurements N de l’évent (intensité éruptive de < 106 kg/ s; Gardner et Tait, 2000, en utilisant le modèle de Carey et Sparks, 1986). Ensuite, l’unité de retombées de pierre ponce (P1) la plus épaisse (jusqu’à 10 m) et la plus volumineuse (8-9 km3) a été déposée principalement au NE (Fig. 6 bis). Pendant cette phase, la hauteur de la colonne variait entre 25 et 30 km et l’intensité éruptive entre 4 × 107 et 8 × 107 kg/s.

La phase principale P1 a été suivie d’une courte période de quiescence, après laquelle les unités d’écoulement et de surtension pyroclastiques P2 à P6 ont été déposées dans diverses directions à partir du cratère, mais principalement vers le N et le S avec des épaisseurs de dépôts allant de quelques cm (surtensions) à des dizaines de m (coulées pyroclastiques) (Fig. 5a, 6b et c). Une épaisseur de dépôt d’écoulement pyroclastique composé principal allant jusqu’à 60 m se trouve vers le sud-ouest dans des carrières découpées dans le ventilateur de blocs et de cendres de Marquesado situé > à 15 km du cratère. Des dépôts de surtension intercalés entre les unités de retombées ont été observés à des distances allant jusqu’à 20 km de leur source (Fig. 5a et 6c).

Les phases post-P1 représentent ensemble 25% du volume total du magma en éruption. En fin de P1, la formation de caldeira s’est amorcée, comme en témoigne la diminution considérable du débit massique et l’augmentation drastique de la teneur lithique par rapport aux principaux dépôts de retombées P1 (~ 8%) et post-P1 (30-60%), ainsi que le changement de composition du magma (P1 = 98% de rhyodacite, et post-P1 = 60-90% de rhyodacite) (Gardner et Tait, 2000).

Le volume total (DRE = équivalent roche dense) de la matière émise a été estimé à 3-4 km3 (Nelson, 1980; Gardner et Tait, 2000), ce qui suggère que cette éruption plinienne était non seulement l’une des plus volumineuses mais aussi l’une des plus destructrices (perte de végétation, enfouissement des colonies préhispaniques) au Mexique pendant l’Holocène (Fig. 7).

Tous les dépôts de retombées contiennent deux types de pierre ponce, la rhyodacitique blanche et la dacitique grise, dont la première représente la majeure partie du volume total (2,8–3,5 km3 de 3-4 km3 DRE). Selon Chertkoff et Gardner (2004), le magma est un mélange de trois sources (mélange bimodal de rhyodacite et de dacite, et un petit composant de basalte), qui s’est produit en deux étapes: le mélange de dacite et de basalte a eu lieu entre 34 et 47 jours, et le mélange entre rhyodacite et dacite seulement 1 à 4 jours avant l’éruption respectivement (données obtenues en effectuant des profils de zonage dans des phénocristaux de plagioclase et / ou de magnétite; voir les détails dans Chertkoff et Gardner, 2004). L’éruption du Jala est considérée comme une éruption de caldeira de petit volume selon Browne et Gardner (2004), au cours de laquelle des lithiques d’origine successivement moins profonde ont été expulsées: 6 km de profondeur avant l’effondrement de la caldeira qui a produit le 3.cratère extérieur de 5 km de large (la base de l’unité de retombées P1 contient < 15% de lithiques) et ~1 km de profondeur lors de l’effondrement (l’unité P1 contient jusqu’à 90% de lithiques vers son sommet).

Les lahars éruptifs Syn- et-post, associés à l’éruption du Jala, étaient principalement des flux hyper concentrés et moins de flux de débris, distinguables sur le terrain, qui atteignaient des distances allant jusqu’à 10 km le long des vallées environnantes, en particulier jusqu’au sud-ouest du cratère. Les premiers ont été observés se trouvant directement au-dessus des dépôts d’écoulement pyroclastique de l’éruption du Jala, tandis que les derniers sont associés au remplissage de la vallée et au matériau retravaillé. Les dépôts de lahar qui en résultent sont fréquemment intercalés avec des unités d’écoulement pyroclastiques sur le flanc N de Ceboruco, et se produisent principalement dans la section supérieure du ventilateur de blocs et de cendres de Marquesado jusqu’au S de Ceboruco (Fig. 2) dans le cas des lahars syn-éruptifs alimentés par l’éruption, et le long de la rivière Ahuacatlán (Fig. 5b) et les plaines environnantes dans le cas des dépôts de lahars secondaires (Fig. 6d). Les unités Lahar sont également associées à l’élimination des retombées importantes dans la Sierra Madre Occidentale près de la rivière Grande de Santiago, à 35-40 km au nord de Ceboruco, entre les deux centrales hydroélectriques La Yesca et El Cajón (Fig. 1b), bien que les dépôts soient mal conservés ou absents en raison de l’érosion sur les pentes abruptes du canyon de la rivière (conservés uniquement dans les boucles de rivière plus grandes).

D’abondants vestiges archéologiques trouvés dans les vallées fertiles autour de Ceboruco indiquent que la région a été habitée au moins depuis le début de la Période classique (EC 200-300) de l’échelle de temps archéologique mésoaméricaine (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) par des personnes appartenant à la Tombe du Puits, au Cistón (archéologue José Beltran-Medina, communication personnelle) et aux traditions culturelles Aztatlán (Barrera 2006; González-Barajas et Beltrán-Medina, 2013). Plusieurs de ces colonies ont été enterrées sous les dépôts pliniens de Jala, comme en témoignent de nombreuses tombes et des restes de ménages trouvés lors de récentes fouilles archéologiques de sauvetage effectuées lors de la construction de la nouvelle autoroute menant à Puerto Vallarta (González-Barajas et Beltrán-Medina, 2013).

Activité effusive et explosive post-plinienne

L’éruption plinienne du Jala marque le début d’une période d’activité intense d’environ 150 ans à Ceboruco (Sieron et Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et coll., 2016) avec la prédominance de la mise en place de coulées de lave effusives et de petites éruptions explosives dans la zone du sommet du volcan.

Peu après l’éruption plinienne du Jala, le dôme dacitique Dos Equis (Nelson, 1980; Sieron et Siebe, 2008) a été mis en place dans le cratère de la caldeira. Ce dôme a été drainé latéralement par la coulée de lave Copales associée (Fig. 8, Tableaux 1 et 2), également de composition dacitique (65-68,5% en poids de SiO2), qui a entraîné sa déflation par affaissement, suivie de son effondrement et de la formation ultérieure du cratère intérieur du volcan Ceboruco (Nelson, 1980). Aujourd’hui, les restes du dôme Dos Equis forment les marges du cratère intérieur et des fragments se trouvent dans la plupart des laves post-pliniennes sous forme de xénolithes. Le flux de Copales a inondé une superficie de 23,7 km2 (Fig. 8) et a une épaisseur moyenne de 80 m. Son volume total de ~ 2 km3 en fait la plus volumineuse de toutes les coulées de lave qui ont éclaté pendant cette période (tableau 3).

Après la mise en place de la coulée de lave de Copales, cinq éruptions trachy-andésitiques effusives (60-62% en poids de SiO2) ont produit les coulées de Cajón, Coapan I, Coapan II, El Norte et Ceboruco (Sieron et Siebe, 2008; Fig. 8, Tableaux 1 et 2).

Les coulées de lave post-pliniennes sur les flancs N et SW sont presque entièrement recouvertes par les restes du dôme Dos Equis et façonnent la morphologie actuelle du volcan. Bien que les informations provenant des documents historiques manquent et qu’aucun dépôt pyroclastique n’ait été trouvé associé à leurs éruptions, il est possible que la mise en place de certaines de ces coulées de lave ait été accompagnée d’une activité explosive produisant des cendres mineures qui ont ensuite été éliminées par la pluie, comme observé pendant et peu de temps après l’éruption historique de 1870-75.

Aucune des coulées de lave post-pliniennes n’a pu être datée par la méthode du radiocarbone. Les documents historiques de l’époque de la conquête espagnole révèlent qu’à l’exception de la coulée de lave de 1870, toutes les autres coulées de lave post-pliniennes existaient déjà au moment de l’arrivée de l’Espagnol dans la zone d’étude en 1528 (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Les relations stratigraphiques indiquent l’ordre des éruptions effusives sur les flancs de Ceboruco : Cajón, Coapan I, Coapan II et Norte au Nord; et Copales, Ceboruco et 1870 au Sud-ouest.

En raison des différences morphologiques entre les différentes coulées de lave, Sieron et Siebe (2008) ont émis l’hypothèse que les 6 coulées de lave (à l’exception du flux de 1870) ont été émises en séquence, les unes après les autres, et séparées par de courtes périodes de calme relatif sur un intervalle de temps total de ~ 500 ans de CE ~ 1000 (peu après l’éruption du Jala) à CE 1528 (arrivée des Espagnols). Cette hypothèse précédente s’est avérée incorrecte, comme l’a récemment découvert une étude paléomagnétique à variation séculaire (Böhnel et al., 2016). Étonnamment, les six coulées de lave (volume total de ~ 3 km3) ont été émises pendant une courte période de seulement ~ 140 ans entre CE ~ 1000 et CE ~ 1140 (Böhnel et al., 2016), brièvement après l’éruption du Jala plinien et bien avant l’arrivée des Espagnols en 1528 (Fig. 9 et 10). Cette courte période d’activité est suivie de 700 ans de relative quiescence interrompue par l’éruption historique de 1870-1875 (Fig. 10). Les éruptions mineures au sommet qui ont donné naissance aux petits cônes et dômes pyroclastiques nichés dans la caldeira intérieure étaient probablement contemporaines des coulées de lave post-pliniennes. Les constructions volcaniques à l’intérieur de la caldeira comprennent des complexes de dômes et des cônes pyroclastiques: Dôme El Centro, qui pourrait être contemporain de la coulée de lave El Norte (leur composition chimique est presque identique); Cône pyroclastique I situé dans le secteur NORD-ouest du cratère intérieur de Ceboruco, qui détient actuellement le point d’altitude le plus élevé de tout le volcan (La Coronilla).; et le cône pyroclastique II près de la marge sud-ouest du cratère intérieur. Toutes ces constructions ont été formées le long d’une zone de faiblesse et sont alignées dans une direction WSW-ENE. Ainsi, au cours des deux premiers siècles après l’éruption du Jala Plinian, non seulement de volumineuses coulées de lave ont été produites (voir paragraphes précédents), mais aussi des éruptions explosives plus petites se sont produites dans le cratère sommital. Les dépôts associés aux trois structures (deux cônes pyroclastiques et un anneau pyroclastique entourant un dôme de lave) dans le cratère intérieur mentionné ci-dessus offrent des preuves (p.ex. dépôts de surtension pyroclastiques et bombes à fragmentation) indiquant la présence d’eau qui a entraîné de brèves phases phréatomagmatiques lors de leur mise en place explosive-magmatique (Sieron et Siebe, 2008).

Le volume total des coulées de lave post-pliniennes a d’abord été estimé par Nelson (1980) à 7 km3, plus tard par Frey et al. (2004) à la p. 9.5 km3, et enfin par Sieron et Siebe (2008) à 4,4 km3 avec des coulées de lave individuelles variant entre 0,07 et 2,1 km3 (Tableau 3). Les différences dans ces estimations sont principalement liées à la qualité (résolution) des données topographiques disponibles et des modèles d’élévation numériques dérivés et / ou des images utilisées pour interpoler les contours individuels des coulées de lave, dont beaucoup sont partiellement recouvertes par des laves plus jeunes ultérieures.

Les volumes estimés indiquent des taux d’éruption élevés de 0,004 km3/an (Sieron, 2008). L’extrapolation de taux d’éruption aussi élevés au stade pré-Jala impliquerait une construction irréaliste et rapide de l’édifice principal en seulement 4000 ans (en utilisant un volume total de 38 km3 estimé par Frey et al., 2004), soit 8800 ans (en utilisant une valeur de 60 km3, telle qu’estimée par Nelson 1980) ou 11 500 ans (en utilisant 46 km3, telle qu’estimée par Sieron et Siebe 2008). Bien que très différentes, toutes ces estimations se situent dans le même ordre de grandeur. Puisque les digues datées les plus jeunes ont 45 ± 8 ka d’âge (Frey et al., 2004; voir aussi Fig. 3), il est clair que des périodes prolongées de repos ont dû se produire et que les taux d’éruption ont dû varier considérablement au cours de l’histoire éruptive de Ceboruco.

L’éruption historique de 1870-1875 et l’activité récente

L’éruption la plus récente de Ceboruco a eu lieu en 1870-1875 et sa magnitude a été classée avec un VEI = 3 par le programme Global Volcanism Network (Global Volcanism Program (GVN), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) et Iglesias et al. (1877) visita Ceboruco à cette époque et décrivit l’ensemble du parcours (1870-75) de l’éruption sur la base de leurs propres observations (voir aussi Palacio, 1877). En outre, ils ont obtenu des informations auprès des habitants des villes adjacentes telles que Ahuacatlán et Jala (Barrera, 1931; Banda, 1871). Sur la base des publications de Caravantes (1870) et d’autres, des informations supplémentaires ont été publiées en Allemagne par Kunhardt (1870) et Fuchs (1871). Sieron et Siebe (2008) fournissent une discussion approfondie des observations originales; nous ne présentons ici qu’un résumé des principales caractéristiques de cette éruption.

Les premiers signes de troubles ont été signalés en 1783 et 1832 et comprenaient du bruit souterrain, une activité sismique et l’observation d’un panache de vapeur blanchâtre émanant de la zone sommitale du volcan. En 1832, ces phénomènes prémonitoires ont été ressentis suffisamment forts pour provoquer la peur parmi les habitants de Jala voisin, qui ont abandonné leurs maisons pendant quelques jours (Iglesias et al., 1877). Plusieurs décennies plus tard, les troubles ont repris et ont atteint à nouveau des niveaux plus élevés. Le moment exact du pic des troubles prémonitoires en 1870 varie d’un auteur à l’autre, mais s’est produit entre le 15 et le 21 février, peu de temps avant le début de l’éruption du 23 février 1870, qui a duré jusqu’en 1875, lorsque “de petites colonnes éruptives chargées de cendres montaient encore à des intervalles de 10 minutes” et que la coulée de lave se déplaçait encore lentement (García, 1875; Iglesias et al., 1877).

Au début de la phase principale de l’éruption, des coulées et des surtensions pyroclastiques ont dévalé les ravins du versant sud (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) décrit des dépôts pyroclastiques frais dans le ravin de Los Cuates et l’avancement d’un front de coulée de lave visqueuse de 80 m de haut à travers ce même ravin (Fig. 11 bis).

Des retombées de cendres ont visiblement recouvert le paysage jusqu’à 15 lieues (~ 85 km) du cratère et des épaisseurs allant jusqu’à 50 cm ont été observées (Banda, 1871). En 1872, la coulée de lave principale a cessé d’avancer, mais l’inflation verticale était toujours observée (Iglesias et al., 1877) et de nouvelles laves ont émergé le long de plusieurs fractures plus haut sur le flanc sud-ouest, ainsi qu’à l’intérieur du cratère sommital intérieur. À Guadalajara et dans d’autres parties de l’État de Jalisco, l’activité sismique a été ressentie pendant plusieurs périodes au cours de l’éruption, et un pic est signalé pour les premiers mois de 1875.

L’éruption a formé un petit cratère au W du cône pyroclastique I, à l’intérieur du cratère intérieur (Fig. 11b). Cette activité a partiellement supprimé le rebord du cratère W du cône pyroclastique I, devenant maintenant la marge E du nouveau cratère de 1870, où un dôme est présent aujourd’hui (Fig. 11c et d).

Sieron et Siebe (2008) et Sieron (2009) ont déterminé les volumes totaux des produits éruptifs 1870-75. Un volume de ~ 1,14 km3 a été calculé pour la coulée de lave (tableau 3) et un maximum de ~ 0,1 km3 pour les dépôts de retombées de cendres (Fig. 12a et b). Le volume des écoulements pyroclastiques et des surtensions associés à cette éruption est beaucoup plus faible (~ 0,0005 km3).

Les dépôts de cendres sont à grain fin (Fig. 13a) et ont été exposés à la surface pendant plus d’un siècle (Fig. 12). En conséquence, ils ont été partiellement érodés et ne sont pas identifiables à de nombreux endroits, en particulier dans les zones distales. Sur la base des observations rapportées par Banda (1871), nous avons estimé qu’une zone de 400 à 500 km2 devait avoir été affectée par les retombées de cendres de 1870-75 avec une épaisseur variant entre quelques mm et 50 cm.

La composition chimique des produits 1870-75 varie de l’andésite (retombées de cendres) à la dacite (dômes et coulées de lave) (Fig. 13b) et le style éruptif de l’activité peut être qualifié de vulcanien pendant la majeure partie de cette période.

Après 1875, l’activité fumerolique et les petits panaches de cendres occasionnels ont persisté pendant encore 5 ans (Iglesias et al., 1877; Ordóñez, 1896). En 1894 (près de 20 ans après la cessation de l’éruption principale), deux fumerolles majeures étaient encore actives dans le cratère de 1870 avec des températures de 96 ° C, et des fumerolles supplémentaires étaient visibles le long de la coulée de lave de 1870 (Ordóñez, 1896). Depuis lors, l’activité fumerolique a progressivement diminué mais persiste jusqu’à aujourd’hui. Des fumerolles à basse température se produisent au niveau de la paroi interne du cratère SE de la caldeira externe (1952 m d’altitude; Fig. 14a et b) et au pied d’un des petits dômes enfichables de 1870 à l’intérieur du cratère intérieur (Fig. 14c et d).

Le CENAPRED a mené une campagne de surveillance des fumerolles et des sources ces dernières années (depuis 2005). En 2015, des températures de 80 °C sur le site de fumerolles de la caldeira extérieure et de 84 °C sur le dôme-bouchon du cratère intérieur (Fig. 14c et d) ont été mesurés. En outre, six sources ont été échantillonnées à plusieurs reprises pour analyse chimique à la base du volcan dans le bassin de la rivière Ahuacatlán. Jusqu’à présent, les températures et les compositions chimiques des fumerolles et des eaux de source sont restées dans une plage de base étroite, excluant la réactivation magmatique (CENAPRED, 2016).

Il n’existe pas de réseau permanent de surveillance sismique à Ceboruco. L’Université de Guadalajara et le Bureau de la Protection civile de l’État de Nayarit ont installé une station sismique temporaire (2003-2008) (CEBN) sur le flanc sud du volcan (2117 m d’altitude). Sánchez et coll. (2009) et Rodríguez-Uribe et al. (2013) ont classé la sismicité enregistrée dans un rayon de 5 km autour de la station sismique en trois grands types d’événements suivant le schéma proposé par McNutt (2000): a) Tremblements de terre volcano-tectoniques (VT), qui indiquent un régime de propagation de contraintes dans les failles qui traversent l’édifice volcanique à un taux faible mais constant; b) tremblements de terre à basse fréquence (LF), qui pourraient être liés à la présence de fluides sous pression ou à une interaction fluide-solide; et c) des événements mixtes ou hybrides, qui sont des signaux dérivés de processus proches de la surface qui pourraient indiquer une activité renouvelée ou intensifiée des fumerolles dans ou à proximité des dômes-plug dans le cratère intérieur, compatibles avec un système hydrothermal actif.

L’augmentation de l’activité sismique suggérée par ces études (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et coll., 2013) est basée sur un ensemble limité de données (une seule station, quelques années d’enregistrement) et doit être considérée avec prudence. Néanmoins, il représente une tentative précieuse pour déterminer le niveau d’activité de base à Ceboruco et compare les événements successifs sur une période de 5 ans. En outre, il souligne la nécessité de mettre en place un réseau de surveillance plus étendu qui permettrait de clarifier l’état actuel des activités de Ceboruco et de procéder à une évaluation plus approfondie des dangers.