Ceboruco veszélytérkép: I. rész-a veszélyhelyzetek meghatározása az eruptív történelem alapján

Ceboruco épületének építése a negyedév végén kezdődött (0,37 0,2 ma, Ferrari et al., 1997) és kitörési története két szakaszra osztható, amelyeket hosszabb ideig tartó inaktivitás választ el egymástól (Nelson 1980). Az első szakasz túlnyomórészt effuzív volt, és az ősi kúp felépítéséhez vezetett (~370 ka-45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey et al., 2004) és a második fázist (azaz az elmúlt 1000 évet) különböző kitörések jellemzik, beleértve a robbanásveszélyes nagy magnitúdójú Plinian Jala kitörést, amely felelős a fő csúcskúp megsemmisítéséért és jelenlegi morfológiájáért, amely egy nagy kaldera krátert mutat, valamint a nagy mennyiségű piroklasztikus lerakódások nagy részét az egész területen elosztva (1.táblázat).

a tevékenység első szakasza-ősi vulkán

a legrégebbi lávák nem vágnak ki a felszínen, de a csúcson kitett régi lávákat a Kaldera falak K-Ar módszerrel keltezték 0,37 0,2 ma (Ferrari et al., 1997). A ceboruco kitörési történetének megindítása valószínűleg nem sokkal e kor előtt történt, amint arra a CFE-geotermikus kutatási fúrólyukban megfigyelt ceboruco lávák korlátozott vastagsága utal (Ferrari et al., 2003). Ennek megfelelően a ceboruco vulkán építése a késő pleisztocén idején kezdődött (lásd CB1-well drill core, Ferrari et al., 2003; Ferrari et al., 1997) az andezitikus lávafolyások túlnyomórészt effuzív felhalmozódásával, amelyek egymás után építették a fő kúpot, amelynek valószínű magassága ~ 2700 m a.s.l (a jelenlegi szárnyszögeket kúpos teteje felé vetítve) (Nelson, 1980, 1986). Ezeknek a láváknak az átlagos kémiai összetétele 58,5 tömeg.% SiO2, 17,8 tömeg.% Al2O3 és 5,8 tömeg. az összes lúgok % – a (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). A lávafolyási morfológiák (Aa és blocky) és a kapcsolódó brecciák, amelyeket a vulkán szélén figyeltek meg, azt jelzik, hogy ezek a lávák alacsony viszkozitásúak voltak. A 40 km3 térfogatot (Nelson, 1986) nagyjából a fő kúpra becsülték, majd később pontosabban 47 km3-re határozták meg (Frey et al., 2004) ferde alapszint és nagy felbontású ortofotók használatával (további részletekért lásd Frey et al., 2004; Sieron és Siebe, 2008).

az első kitörési szakaszhoz kapcsolódó piroklasztikus lerakódásokat még nem találtak a graben-ben; a harmadlagos folyó konglomerátumok tetején található legalacsonyabb vulkáni lerakódások a San Pedro dome komplexumból származnak, és az 23,000 yr BP-n kelt piroklasztikus szekvenciákból állnak (Sieron and Siebe, 2008). Ezen San Pedro-lerakódások tetején egy paleoszolt fed le Ceboruco 1060 65 éves BP Plinian Jala piroklasztikus lerakódása (Sieron and Siebe, 2008). Ez utóbbi megfigyelés alátámasztja a piroklasztikus lerakódások lerakódásának hiányát a Ceboruco első szakaszában, nem pedig az erózió miatti lerakódások elvesztését.

az első kitörési szakasz vége (az ősi kúp építése) egy lávagát Korán alapul, amely megfelel a legfiatalabb láváknak, amelyek a külső kráterfalaknál vannak kitéve (ábra. 3) kelt Frey et al. (2004) 45 6 kA-nál 40ar/39ar módszerrel.

a ceboruco vulkán nyugalma és a Monogenetikai aktivitás a San Pedro-Ceboruco graben mentén

a ceboruco kúpépítésének első szakaszát hosszabb ideig tartó inaktivitás követte (45 ka után) a központi épületben, amit a betétek és a lávák hiánya is bizonyít. Ehelyett mélyen bemetszett eróziós vízfolyások alakultak ki a szélén, monogenetikai aktivitás történt a környezetében. Tevékenység a csúcson folytatódott röviddel 1000 év BP (ábra. 3. és 1. táblázat).

Monogenetikai aktivitás a San Pedro-Ceboruco graben tartalmaz legalább 28 szellőzők, 23 közülük korosztály kezdve ~ 100.000 a < 2000 év BP. Ezek a kis építmények általában ÉNY-sz irányba vannak igazítva (ábra. 2. táblázat 2) mentén hibák párhuzamos graben (ábra. 2. és 4.). Az igazítás akkor is nyilvánvalóvá válik, amikor a kernel sűrűségfüggvényét alkalmazzák az egyes szellőzőnyílásokra, beleértve a ceboruco csúcsterületén és az alsó szárnyain lévő kis szellőzőnyílásokat (Lásd az ábrát. 4).

tizenegy monogenetikus szellőzőnyílások < 12,000 yr BP és tartalmaz 7 bazalt-andezit scoria kúpok és 4 Szilícium kupolák, amelyek vagy izolált vagy alkotnak kis klaszterek. Ezek közül kettő (Potrerillo II és San Juanito) rövid phreatomagmatikus fázisokkal indult, és egy bazális tufa gyűrűt hozott létre a szellőzőnyílások körül (Sieron and Siebe, 2008). A scoria kúpok építése közepes vagy alacsony robbanékonyságú Strombolian típusú aktivitással társult, míg a kupola elhelyezése (pl. Pocheterót és Pedregosót) általában a kezdeti magmás robbanásszerű aktivitás jellemezte, amelyet a kupola építési fázisában a kiáramló láva extrudálása követett (Nelson, 1980; Sieron and Siebe, 2008).

Nelson (1980) elemezte a Ceboruco SE-oldalán található monogenetikai építmények andezita láváit, és megállapította, hogy kémiailag nem hasonlítanak sem a Kaldera előtti andezitekre, sem a fő vulkán kaldera utáni andezitjeire. Ebben az összefüggésben Petrone (2010) azt javasolta, hogy a ceboruco és a környező monogenetikus vulkánok magmás rendszerei kapcsolatban állnak egymással, és együttesen hozzák létre a ceboruco poszt-Pliniai termékeiben megfigyelhető nagy kémiai változatosságot. További vizsgálatokra van szükség a helyi magmás rendszer megértéséhez. Itt a Ceboruco központi vulkánjának kitöréseiből származó vulkáni veszélyek értékelésére összpontosítunk, és nem vesszük figyelembe azokat, amelyeket a környezetében lévő monogenetikai kitörések okoznak.

a tevékenység második szakasza – a Jala Plinian kitörés

hosszú inaktivitás után (körülbelül 40 000 év) a központi épületben a DACITA Destiladero lávafolyamot a WNW szárnyán helyezték el (Nelson, 1980; Sieron and Siebe, 2008). A 0,42 km3 össztérfogatot (3.táblázat) terepi adatok és GIS szoftver segítségével határoztuk meg a Destiladero lávafolyam számára, ami a tisztán andezitikus lávák összetételbeli változását jelzi a fejlettebb magmák felé. Valamikor az elhelyezés után a ceboruco-ból ismert legerőszakosabb kitörés, a Plinian Jala kitörés az 1060 65 év BP-ben (Sieron and Siebe, 2008) történt. Ennek a kitörésnek magas volt vulkánkitörési indexe (VEI = 6; Newhall and Self, 1982), a 3,7 km átmérőjű külső kaldera kialakulásához vezetett, és kiterjedt tephra-esést okozott a fő szétszóródási tengely mentén a Sierra Madre Occidental felé, jóval túlnyúlva a grande de Santiago folyón, amely 35 km-re fekszik az NE-től, és > 560 km2 területet fed le > 50 cm habkővel és hamuval (Nelson, 1980; Gardner és Tait, 2000). A lerakódások legnagyobb vastagságát (legfeljebb 10 m) Jala falu környékén találták, innen származik ennek a kitörésnek a neve (ábra. 5a).

az egyes kitörési fázisok és a Jala Plinian kitörés kapcsolódó piroklasztikus lerakódásainak sorrendjét először Nelson (1980), majd később Gardner és Tait (2000), Chertkoff és Gardner (2004) és Browne és Gardner (2004, 2005) írta le, és 6 csapadékréteget, 4 piroklasztikus áramlást és 3 piroklasztikus túlfeszültség egységet tartalmaz. Összefoglalva, a kitörés egy 10 km magas kitörési oszlop emelkedésével kezdődött, amely vékony csapadéklerakódást (P0) eredményezett a szellőzőnyílás n kitöréseiben (kitörési intenzitás < 106 kg/s; Gardner and Tait, 2000, Carey and Sparks modellje, 1986). Ezután a legvastagabb (legfeljebb 10 m) és legterjedelmesebb (8-9 km3) horzsakő Csapadék egység (P1) rakódott főleg a NE (ábra. 6a). Ebben a fázisban az oszlop magassága 25 és 30 km között változott, a kitörési intenzitás pedig 4-107-8-107 kg/s között volt.

a fő P1 fázist rövid nyugalmi időszak követte, amely után a P2-P6 piroklasztikus áramlási és túlfeszültség egységek a krátertől különböző irányokba rakódtak le, de főleg az N és S felé, néhány cm-től (túlfeszültség) tíz m-ig (piroklasztikus áramlás) (ábra). 5a, 6b és c). A krátertől > 15 km-re található Marquesado blokk-hamu ventilátorba vágott kőbányákban az SW felé legfeljebb 60 m-es fő vegyület piroklasztikus áramlási rétegvastagság található. A csapadékegységek között interkalált túlfeszültség-lerakódásokat a forrásuktól legfeljebb 20 km távolságra figyelték meg (ábra. 5a és 6c).

a P1 utáni fázisok együttesen a kitört magma teljes térfogatának 25%-át teszik ki. A P1 végén megindult a kalderaképződés, amit a tömegáramlás jelentős csökkenése és a litikus tartalom drasztikus növekedése bizonyít a fő P1 csapadéklerakódásokhoz (~ 8%) és a P1 utáni (30-60%) lerakódásokhoz képest, valamint a magma összetételének változása (P1 = 98% riodacit, és P1 utáni = 60-90% rhyodacit) (Gardner and Tait, 2000).

a kibocsátott anyag teljes térfogatát (Dre = sűrű kőzetegyenérték) 3-4 km3-re becsülték (Nelson, 1980; Gardner and Tait, 2000), ami arra utal, hogy ez a Pliniai kitörés nemcsak az egyik legterjedelmesebb, hanem az egyik legpusztítóbb (növényzet elvesztése, a spanyol előtti települések temetése) kitörés volt Mexikóban a holocén idején (ábra. 7).

az összes lerakódás két habkőfajtát tartalmaz, a fehér riodacit és a szürke dacit, amelyek közül az első a teljes térfogat túlnyomó részét képviseli (2,8-3,5 km3 3-4 km3 DRE). Szerint Chertkoff és Gardner (2004) a magma keveréke három forrásból (bimodális keveréke riodacit és dacit, és egy kis összetevője bazalt), hogy történt két szakaszban: a dacit és a bazalt keverése 34 és 47 nap között történt, a riodacit és a dacit keverése pedig csak 1-4 nappal a kitörés előtt történt (a plagioklász és/vagy magnetit fenokristályok zónázási profiljainak lefolytatásával nyert adatok; lásd a részleteket Chertkoff és Gardner, 2004). A Jala kitörés tekinthető egy kis térfogatú caldera kitörés szerint Browne és Gardner (2004), amelynek során lithics egymást követően sekélyebb eredetű kiutasították: 6 km mély, mielőtt a Kaldera összeomlása, amely létrehozta a 3.5 km széles külső kráter (a P1 csapadékegység alapja < 15% litikát tartalmaz) és ~ 1 km mély az összeomlás során (a P1 egység legfeljebb 90% litikát tartalmaz a teteje felé).

a Jala kitöréshez kapcsolódó Syn-and-post eruptív laharok főként hiperkoncentrált áramlások és kevesebb törmelékáramlás voltak, amelyek megkülönböztethetők a mezőn, amelyek akár 10 km távolságot is elérhettek a környező völgyek mentén, különösen a kráter széléig. Az elsőket közvetlenül a Jala kitörési piroklasztikus áramlási lerakódások felett figyelték meg, míg az utóbbiakat völgy kitöltésével és átdolgozott anyagával társították. A keletkező lahar lerakódások gyakran interkalálódnak piroklasztikus áramlási egységekkel Ceboruco N oldalán, és túlnyomórészt a Marquesado blokk-hamu ventilátor felső szakaszában fordulnak elő Ceboruco S-jéig (ábra. 2) abban az esetben, a kitörés táplált syn-eruptive lahars, valamint az Ahuacatlon ons folyó mentén (ábra. 5B) és a környező síkságok esetében másodlagos Lahar betétek (ábra. 6d). A Lahar egységek a Sierra Madre Occidental területén, a Grande de Santiago folyó közelében, Ceborucótól 35-40 km-re N-re, a két vízerőmű között, a La Yesca és az El Caj Enterprises (ábra. 1b), bár a lerakódások rosszul megmaradnak vagy hiányoznak a folyó kanyon meredek lejtőin fellépő erózió miatt (csak nagyobb folyóhurkokban őrzik meg).

a ceboruco körüli termékeny völgyekben talált bőséges régészeti maradványok azt jelzik, hogy a terület legalább a kora óta lakott klasszikus időszak (CE 200-300) a mezoamerikai Régészeti időskála (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) a Tengelysírhoz tartozó emberek, a Cist ++ (archeologist Joso (Beltran-Medina), personal communication (személyes kommunikáció), és Aztatl (Barrera, 2006; Gonzoinklez-Barajas és Beltr, 2013). Ezek közül a települések közül többet a Jala Plinian betétek alá temettek, amint azt számos sír és háztartási maradvány bizonyítja, amelyeket a Puerto Vallartába vezető új autópálya építése során végzett régészeti mentési ásatások során találtak (Gonz Xhamlez-Barajas és Beltr ons-Medina, 2013).

Post-Plinian effusive and explosive activity

a Jala Plinian kitörés egy ~ 150 éves intenzív tevékenység kezdetét jelzi Ceborucóban (Sieron and Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; B Enterprises et al., 2016) a vulkáncsúcs térségében az effuzív lávaáramlás és a kis robbanásveszélyes kitörések túlsúlyával.

röviddel a Jala Plinian kitörés után a dacitic Dos Equis kupolát (Nelson, 1980; Sieron és Siebe, 2008) a caldera kráterben helyezték el. Ezt a kupolát oldalirányban lecsapolta a kapcsolódó Copales lávafolyás (ábra. 8, 1. és 2. táblázat), szintén dacitikus összetételű (65-68, 5 Tömeg% SiO2), ami a süllyedés okozta deflációt, majd összeomlását, majd a Ceboruco vulkán belső kráterének kialakulását eredményezte (Nelson, 1980). Ma a Dos Equis kupola maradványai alkotják a belső kráter peremét, a töredékek pedig a legtöbb poszt-Plinian lávában xenolitként találhatók. A Copales-áramlás 23,7 km2 területet árasztott el (ábra. 8), átlagos vastagsága 80 m. a teljes térfogata ~ 2 km3 teszi a legterjedelmesebb az összes lávafolyások kitört ebben az időszakban (3.táblázat).

a Copales lávafolyam elhelyezését követően öt különálló, főként effúzív trachy-andezitikus (60-62 tömeg% SiO2) kitörés hozta létre A Caj ons, Coapan I, Coapan II, El Norte és Ceboruco áramlásokat (Sieron and Siebe, 2008; ábra. 8, 1. és 2. táblázat).

a poszt-Plinian lávafolyások az N és SW oldalán szinte teljesen lefedik a Dos Equis kupola maradványait, és formálják a vulkán jelenlegi morfológiáját. Bár hiányoznak a történelmi dokumentumokból származó információk, és nem találtak piroklasztikus lerakódásokat a kitörésükhöz kapcsolódóan, lehetséges, hogy ezeknek a lávafolyamoknak a elhelyezését robbanásveszélyes tevékenység kísérte, amely kisebb hamut eredményezett, amelyet később az eső eltávolított, amint azt az 1870-75-ös történelmi kitörés során és röviddel azután megfigyelték.

a Plinian utáni lávafolyások egyikét sem lehetett datálni radiokarbon módszerrel. A spanyol hódítás idejéből származó történelmi dokumentumok azt mutatják, hogy az 1870-es lávafolyás kivételével az összes többi plinian utáni lávafolyás már létezett, amikor a spanyol megérkezett a vizsgálati területre CE 1528-ban (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). A rétegtani összefüggések jelzik a ceboruco peremén lévő effuzív kitörések sorrendjét: Caj ons, Coapan I, Coapan II és Norte az N-hez; és Copales, Ceboruco és 1870 az SW-hez.

a különböző lávafolyamok morfológiai különbségei miatt Sieron és Siebe (2008) feltételezték, hogy a 6 lávafolyamot (az 1870-es áramlást kivéve) egymás után bocsátották ki, és rövid relatív nyugalmi periódusok választották el egymástól a CE ~ 500 évtől (röviddel a Jala kitörése után) CE 1528-ig (a spanyolok érkezése). Ez a korábbi feltételezés helytelennek bizonyult, amint azt a közelmúltban egy világi variáció paleomagnetikus tanulmánya fedezte fel (B Enterprises et al., 2016). Meglepő módon mind a hat lávafolyam (Össztérfogata ~ 3 km3) rövid idő alatt, mindössze ~ 140 év alatt került kibocsátásra CE ~ 1000 és CE ~ 1140 között (B Enterprises et al., 2016), röviddel a Plinian Jala kitörése után, jóval a spanyolok 1528-as érkezése előtt (ábra. 9. és 10.). Ezt a rövid tevékenységi időszakot 700 éves viszonylagos nyugalom követi, amelyet az 1870-1875-ös történelmi kitörés szakított meg (ábra. 10). A csúcsterület kisebb kitörései, amelyek a belső kalderába ágyazott kis piroklasztikus kúpokat és kupolákat eredményezték, valószínűleg a plinian utáni lávafolyásokkal egykorúak voltak. A Kaldera belsejében található vulkáni konstrukciók közé tartoznak a kupolakomplexumok és a piroklasztikus kúpok: El Centro dome, amely egyidejű lehet az El Norte lávafolyamával (kémiai összetételük majdnem azonos); piroklasztikus kúp I a CEBORUCO belső kráterének ÉNY-i szektorában található, amely jelenleg az egész vulkán legmagasabb magassági pontját tartja (La Coronilla); piroklasztikus kúp II a belső kráter SW peremének közelében. Mindezek a konstrukciók a gyengeség zónája mentén alakultak ki, és WSW-ENE irányba vannak igazítva. Így a Jala Plinian kitörés utáni első két évszázadban nemcsak terjedelmes lávafolyások keletkeztek (lásd az előző bekezdéseket), hanem kisebb robbanásveszélyes kitörések is történtek a csúcstalálkozó kráterén belül. A fent említett belső kráterben található három struktúrához (két piroklasztikus kúphoz és egy lávakupolát körülvevő piroklasztikus gyűrűhöz) kapcsolódó lerakódások bizonyítékot szolgáltatnak (pl. pyroclastic surge betétek és breadcrust bombák), amelyek a víz jelenlétére utalnak, ami rövid phreatomagmatikus fázisokat eredményezett robbanásveszélyes-magmatikus elhelyezésük során (Sieron and Siebe, 2008).

a plinian utáni lávafolyások teljes térfogatát először Nelson (1980) becsülte 7 km3-re, később Frey et al. (2004) 9.5 km3, végül Sieron és Siebe (2008) 4,4 km3-en, az egyes lávafolyások 0,07 és 2,1 km3 között változnak (3.táblázat). E becslések közötti különbségek elsősorban a rendelkezésre álló topográfiai adatok minőségével (felbontásával), valamint a származtatott digitális magassági modellekkel és/vagy a lávafolyások egyedi körvonalainak interpolálására használt képekkel kapcsolatosak, amelyek közül sokat részben a későbbi fiatalabb lávák fednek le.

a becsült mennyiségek magas, 0,004 km3/év kitörési sebességet jeleznek (Sieron, 2008). Az ilyen magas kitörési arányok extrapolálása a Jala előtti szakaszra a főépület irreálisan gyors felépítését jelentené mindössze 4000 év alatt (38 km3 teljes térfogat felhasználásával, amelyet Frey becsült et al., 2004), vagy 8800 év (60 km3 értéket használva, Nelson 1980 becslése szerint) vagy 11 500 év (46 km3 felhasználásával, Sieron és Siebe 2008 becslése szerint). Bár egészen más, ezek a becslések ugyanabban a nagyságrendben vannak. Mivel a legfiatalabb kelt gátak 45 6 kA régi (Frey et al., 2004; Lásd még ábra. 3), egyértelmű, hogy hosszabb ideig tartó nyugalmi időszakoknak kellett bekövetkezniük, és hogy a kitörési arányoknak jelentősen változniuk kellett Ceboruco kitörési története során.

a történelmi 1870-1875 kitörés és a legutóbbi tevékenység

a legutóbbi kitörés Ceboruco került sor 1870-1875 és nagyságát rangsorolta a vei = 3 A Global Volcanism Network program (Global Volcanism Program (Gvn), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) és Iglesias et al. (1877) abban az időben meglátogatta Ceborucót, és saját megfigyelései alapján leírta a kitörés teljes menetét (1870-75) (Lásd még Palacio, 1877). Ezenkívül információkat szereztek a szomszédos városok lakóitól, például Ahuacatlban és Jalában (Barrera, 1931; Banda, 1871). Caravantes (1870) és mások publikációi alapján további információkat tett közzé Németországban Kunhardt (1870) és Fuchs (1871). Sieron és Siebe (2008) átfogó vitát nyújt az eredeti megfigyelésekről; itt csak a kitörés főbb jellemzőinek összefoglalását mutatjuk be.

a nyugtalanság korai jeleit 1783-ban és 1832-ben jelentették, beleértve a föld alatti zajt, a szeizmikus aktivitást és a vulkán csúcsterületéről származó fehéres gőzcsóva megfigyelését. 1832-ben ezeket az előzetes jelenségeket elég erősnek érezték ahhoz, hogy félelmet keltsenek a szomszédos Jala lakói között, akik néhány napra elhagyták otthonaikat (Iglesias et al., 1877). Néhány évtizeddel később a zavargások újra folytatódtak, és ismét magasabb szinteket értek el. A pontos időzítése a csúcs premonitory nyugtalanság 1870-ben változik szerző szerző, De között történt a február 15. és 21., röviddel a kezdete a kitörés február 23-án, 1870-ig tartott 1875-ig, amikor “kis eruptive oszlopok megrakott hamu még mindig emelkedik időközönként 10 perc”, és a lávafolyás még mindig lassan mozog (Garc!!, 1875; Iglesias et al., 1877).

a kitörés fő fázisának kezdetén piroklasztikus áramlások és hullámok haladtak le a déli lejtőn lévő szakadékokon (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) leírja a friss piroklasztikus lerakódásokat a Los Cuates-szakadékban, valamint egy 80 m magas viszkózus lávafolyás előrehaladását ugyanazon a szakadékon keresztül (ábra. 11a).

a krátertől 15 mérföldre (~ 85 km) látható Hamuhulladék borította a tájat, és akár 50 cm vastagságot is megfigyeltek (Banda, 1871). 1872-ben a fő lávaáramlás megszűnt, de vertikális inflációt továbbra is megfigyeltek (Iglesias et al., 1877), és új láva alakult ki több törésvonal mentén, magasabbra az SW szárnyon, valamint a belső csúcs kráter belsejében. Guadalajarában és Jalisco állam más részein a kitörés során több időszakban is érezhető volt a szeizmikus aktivitás, és 1875 első hónapjaiban egy csúcsról számoltak be.

a kitörés egy kis krátert alkotott az I. piroklasztikus kúp W-jéhez, a belső kráter belsejében (ábra. 11b). Ez a tevékenység részben eltávolította az I. piroklasztikus kúp w kráterének peremét, most az új 1870-es kráter e margójává vált, ahol ma kupola van jelen (ábra. 11c és d).

Sieron and Siebe (2008) és Sieron (2009) meghatározta az 1870-75-ös kitörési termékek teljes mennyiségét. A lávaáramlásra ~ 1,14 km3 térfogatot számítottunk ki (3.táblázat), a hamuhulladék-lerakódásokra pedig legfeljebb ~ 0,1 km3 térfogatot (ábra. 12a és b). A kitöréshez kapcsolódó piroklasztikus áramlások és túlfeszültségek térfogata sokkal kisebb (~0,0005 km3).

a hamu lerakódások finomszemcsés (ábra. 13a), és több mint egy évszázada ki vannak téve a felszínen (ábra. 12). Ennek eredményeként részben erodálódtak, és sok helyen nem azonosíthatók, különösen a disztális területeken. A Banda (1871) által közölt megfigyelések alapján becslések szerint 400-500 km2 területet érinthetett az 1870-75-ös hamuhulladék, amelynek vastagsága néhány mm és 50 cm között volt.

az 1870-75-ös termékek kémiai összetétele az andezittől (hamuhulladék) a dacit (kupolák és lávafolyás) (ábra. 13b) és a tevékenység kitörési stílusát ezen időszak nagy részében vulkanikusnak lehet jelölni.

1875 után a fumarolikus aktivitás és az alkalmi kis hamutömegek további 5 évig fennmaradtak (Iglesias et al., 1877; Ord ons, 1896). 1894-re (majdnem 20 évvel a fő kitörés megszűnése után) két fő Fumarola még mindig aktív volt az 1870-es kráterben, hőmérséklete 96 fő volt 6ccés további fumarolok voltak láthatók az 1870-es lávafolyam mentén (Ord ons, 1896). Azóta a fumarolikus aktivitás fokozatosan csökkent, de a mai napig fennáll. Alacsony hőmérsékletű fumarolok fordulnak elő a külső kaldera SE belső kráterfalánál (1952 M a.s.l.; ábra. 14a és b), valamint a belső kráter egyik kis 1870-es dugódombjának lábánál (ábra. 14c és d).

a CENAPRED az elmúlt években (2005 óta) monitoring kampányt folytatott a fumarolok és a források tekintetében. 2015-ben a hőmérséklet a külső caldera fumarole helyén 80ccc, a belső kráter dugókupolájában pedig 84cccc volt (ábra. 14c és d) méréseket végeztek. Továbbá, hat forrásból ismételten mintát vettek kémiai elemzés céljából a vulkán tövében, az Ahuacatlanti folyó medencéjében. Eddig a fumarolok és a forrásvizek hőmérséklete és kémiai összetétele egy szűk bázisvonalon belül maradt, kizárva a magmás reaktivációt (CENAPRED, 2016).

ceborucóban nem létezik állandó szeizmikus megfigyelő hálózat. A Guadalajarai Egyetem és Nayarit állam polgári védelmi Hivatala ideiglenes (2003-2008) szeizmikus állomást (CEBN) telepített a vulkán déli szárnyán (2117 m a.s.l.). S Enterprises et al. (2009) és Rodriguez-Uribe et al. (2013) a szeizmikus állomás körüli 5 km sugarú körzetben rögzített szeizmicitást a McNutt (2000) által javasolt sémát követő három fő eseménytípusba sorolta: a) vulkán-tektonikus földrengések (VT), amelyek a vulkáni épületet alacsony, de következetes sebességgel keresztező hibákban a stressz terjedési rendszerét jelzik; b) alacsony frekvenciájú földrengések (LF), amelyek összefüggésben lehetnek nyomás alatt álló folyadékok jelenlétével vagy folyadék-szilárd kölcsönhatással; és C) vegyes vagy hibrid események, amelyek a felszínhez közeli folyamatokból származó jelek, amelyek a belső kráter dugókupoláiban vagy annak közelében megújult vagy fokozott fumarolaktivitást jelezhetnek, összhangban egy aktív hidrotermális rendszerrel.

a szeizmikus aktivitás növekedése, amelyet ezek a tanulmányok javasoltak (s Enterprises et al., 2009; Rod ons-Uribe et al., 2013) korlátozott adatkészleten alapul (csak egy állomás, néhány év felvétel), ezért óvatosan kell tekinteni. Ennek ellenére értékes kísérletet jelent a Ceboruco alapvonali aktivitásának meghatározására, és összehasonlítja az egymást követő eseményeket 5 éves időkeretben. Hangsúlyozza továbbá egy kiterjedtebb monitoringhálózat kiépítésének szükségességét, amely lehetővé tenné a Ceboruco jelenlegi tevékenységének tisztázását, és alaposabb veszélyértékelést végezne.