Ceboruco hazard map: parte I-definizione di scenari di pericolo sulla base della storia eruttiva

La costruzione dell’edificio di Ceboruco iniziò nel tardo Quaternario (0,37 ± 0,2 Ma, Ferrari et al., 1997) e la sua storia eruttiva può essere divisa in due fasi, separate da un prolungato periodo di inattività (Nelson 1980). Il primo stadio fu prevalentemente effusivo e portò alla costruzione dell’antico cono (~ 370 ka a 45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey et al., 2004) e il secondo stadio (cioè gli ultimi 1000 anni) è caratterizzato da diverse eruzioni tra cui l’eruzione esplosiva di Jala pliniana ad alta magnitudine, responsabile della distruzione del cono sommitale principale e della sua morfologia attuale che mostra un grande cratere caldera, e la maggior parte dei voluminosi depositi piroclastici distribuiti in tutta l’area (Tabella 1).

Primo stadio di attività – vulcano antico

Le lave più antiche non spuntano in superficie, ma le vecchie lave esposte alle pareti della caldera sommitale sono state datate con il metodo K-Ar a 0,37 ± 0,2 Ma (Ferrari et al., 1997). L’inizio della storia eruttiva di Ceboruco avvenne probabilmente non molto prima di quell’età, come suggerito dallo spessore limitato delle lave di Ceboruco osservate nel foro di esplorazione geotermica CFE (Ferrari et al., 2003). Di conseguenza, la costruzione del vulcano Ceboruco iniziò durante il Tardo Pleistocene (vedi CB1-well drill core, Ferrari et al., 2003; Ferrari et al., 1997) con l’accumulo prevalentemente effusivo di colate laviche andesitiche che successivamente hanno costruito il cono principale con un’altezza probabile di ~ 2700 m s.l.m. (proiettando gli attuali angoli del fianco verso una cima conica) (Nelson, 1980, 1986). La composizione chimica media di queste lave è 58,5 wt.% SiO2, 17,8 peso.% Al2O3, e 5,8 peso.% di alcali totali (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Le morfologie del flusso di lava (Aa e blocchi) e le brecce associate osservate sui fianchi del vulcano indicano che queste lave erano posizionate a basse viscosità. Un volume di 40 km3 (Nelson, 1986) è stato stimato approssimativamente per il cono principale e successivamente determinato più precisamente per essere 47 km3 (Frey et al., 2004) utilizzando un livello base inclinato e ortofoto ad alta risoluzione (per maggiori dettagli vedi Frey et al., 2004; Sieron e Siebe, 2008).

I depositi piroclastici associati al primo stadio eruttivo non sono ancora stati trovati all’interno del graben; i depositi vulcanici più bassi in cima ai conglomerati del fiume Terziario hanno la loro origine nel complesso della cupola di San Pedro e consistono in sequenze piroclastiche datate a 23.000 anni BP (Sieron e Siebe, 2008). In cima a questi depositi di San Pedro, un paleosolo è sovrastato dai depositi piroclastici di Ceboruco 1,060 ± 55 yr BP Plinian Jala (Sieron e Siebe, 2008). Quest’ultima osservazione supporta la mancanza di deposizione di depositi piroclastici durante il primo stadio di Ceboruco, piuttosto che la perdita di depositi a causa dell’erosione.

La fine della prima fase eruttiva (costruzione del cono antico) si basa sull’età di una diga lavica corrispondente alle lave più giovani esposte alle pareti esterne del cratere (Fig. 3) datato da Frey et al. (2004) a 45 ± 8 ka con il metodo 40Ar/39Ar.

Riposo di Ceboruco vulcano e il monogeniche attività lungo il San Pedro-Ceboruco graben

La prima fase di Ceboruco il cono di costruzione è stata seguita da un lungo periodo di inattività (dopo 45 ka) presso la centrale di edificio, come testimonia la mancanza di depositi e lave. Invece, i calanchi erosivi profondamente incisi si sono formati sui suoi fianchi e l’attività monogenetica si è verificata nei suoi dintorni. L’attività al vertice è ripresa poco prima di 1000 yr BP (Fig. 3 e Tabella 1).

L’attività monogenetica nel graben di San Pedro-Ceboruco comprende almeno 28 prese d’aria, 23 delle quali con età che vanno da ~ 100.000 a < 2000 anni BP. Questi piccoli edifici sono tipicamente allineati in direzione NW-SE (Fig. 2 e Tabella 2) lungo faglie parallele al graben (Fig. 2 e 4). L’allineamento diventa evidente anche quando si applica la funzione di densità del kernel alle singole posizioni di sfiato, comprese le piccole aperture nella zona sommitale di Ceboruco e sui suoi fianchi inferiori (vedi Fig. 4).

Undici prese d’aria monogenetiche sono < 12.000 anni BP e comprendono 7 coni scoria basaltico-andesite e 4 cupole siliciche, che sono isolate o formano piccoli cluster. Due di loro (Potrerillo II e San Juanito) hanno iniziato con brevi fasi freatomagmatiche producendo un anello di tufo basale attorno alle loro prese d’aria (Sieron e Siebe, 2008). La costruzione dei coni di scoria è stata associata ad attività di tipo stromboliano con esplosività da moderata a bassa, mentre la collocazione a cupola (ad es. Pochetero e Pedregoso) era generalmente caratterizzato da un’attività esplosiva magmatica iniziale seguita da un’estrusione di lava effusiva durante la fase di costruzione della cupola (Nelson, 1980; Sieron e Siebe, 2008).

Nelson (1980) analizzò le lave andesitiche di edifici monogenetici sui fianchi SE di Ceboruco, e scoprì che non assomigliano chimicamente alle andesiti pre-caldera né alle andesiti post-caldera del vulcano principale. In questo contesto, Petrone (2010) ha suggerito che i sistemi magmatici di entrambi, Ceboruco e i vulcani monogenetici circostanti sono correlati tra loro e insieme producono la grande varietà chimica osservabile nei prodotti post-pliniani di Ceboruco. Ulteriori studi sono necessari per comprendere il sistema magmatico locale. Qui ci concentriamo sulla valutazione dei rischi vulcanici derivanti dalle eruzioni del vulcano centrale di Ceboruco, e non includono quelli posti da eruzioni monogenetiche nei suoi dintorni.

Secondo stadio di attività – l’eruzione pliniana di Jala

Dopo un lungo periodo di inattività (circa 40.000 anni) nell’edificio centrale, il flusso di lava dacitico Destiladero è stato posizionato sul fianco WNW (Nelson, 1980; Sieron e Siebe, 2008). Un volume totale di 0,42 km3 (Tabella 3) è stato determinato attraverso dati sul campo e utilizzando il software GIS per il flusso di lava Destiladero, che segna un cambiamento compositivo dalle lave puramente andesitiche verso magmi più evoluti. Qualche tempo dopo la sua collocazione, l’eruzione più violenta conosciuta da Ceboruco, l’eruzione di Jala pliniana datata a 1060 ± 55 yr BP (Sieron e Siebe, 2008) ha avuto luogo. Questa eruzione ha avuto un alto vulcanica indice di esplosività (VEI = 6; Newhall e Sé, 1982), portano alla formazione di esterno caldera con un diametro di 3,7 km, e prodotto una tefrite fallout lungo il principale asse di dispersione verso la Sierra Madre Occidentale, che va ben al di là del Grande de Santiago fiume, situato a 35 km a NE e copre un’area di > 560 km2 con > 50 cm di pomice e cenere (Nelson, 1980; Gardner e Tait, 2000). I maggiori spessori dei depositi (fino a 10 m) sono stati trovati intorno al villaggio di Jala, da cui il nome per questa eruzione (Fig. 5 bis).

La sequenza delle singole fasi eruttive e associati depositi piroclastici del Jala eruzione Pliniana furono descritti da Nelson (1980) e successivamente da Gardner e Tait (2000), Chertkoff e Gardner (2004), e Browne e Gardner (2004, 2005) e comprende 6 livelli di fallout, 4 flusso piroclastico, e 3 surge piroclastici unità. In sintesi, l’eruzione è iniziata con l’ascesa di una colonna eruttiva alta 10 km che ha prodotto un deposito di fallout sottile (P0) esposto in affioramenti N dello sfiato (intensità eruttiva di < 106 kg/s; Gardner e Tait, 2000, utilizzando il modello di Carey e Sparks, 1986). Quindi, l’unità di fallout di pomice più spessa (fino a 10 m) e più voluminosa (8-9 km3) (P1) è stata depositata principalmente al NE (Fig. 6 bis). Durante questa fase, l’altezza della colonna variava tra 25 e 30 km e l’intensità eruttiva tra 4 × 107 e 8 × 107 kg/s.

Il principale P1 fase è stata seguita da un breve periodo di quiescenza, dopo di che la P2 P6 flusso piroclastico dell’impulso e unità sono stati depositati in varie direzioni dal cratere, ma soprattutto verso N e a S con deposito-spessori che variano da pochi cm (sovratensioni) a decine di m (flussi piroclastici) (Fig. 5a, 6b e c). Un deposito di flusso piroclastico composto principale di spessore fino a 60 m si trova verso il SW in cave tagliate nel ventilatore Marquesado block-and-ash situato > 15 km dal cratere. I depositi di surge intercalati tra le unità di fallout sono stati osservati a distanze fino a 20 km dalla loro fonte (Fig. 5a e 6c).

Le fasi post-P1 insieme rappresentano il 25% del volume totale del magma eruttato. Alla fine di P1, caldera formazione avviato, come dimostra la notevole diminuzione del flusso di massa e il drastico aumento della litici contenuto rispetto alla P1 fallout depositi (~ 8%) e post-P1 (30-60%), così come la modifica della composizione del magma (P1 = 98% riodacite e post-P1 = 60-90% riodacite) (Gardner e Tait, 2000).

Il volume totale (DRE = equivalente di roccia densa) del materiale emesso è stato stimato in 3-4 km3 (Nelson, 1980; Gardner e Tait, 2000), il che suggerisce che questa eruzione pliniana non fu solo una delle eruzioni più voluminose ma anche una delle più distruttive (perdita di vegetazione, sepoltura di insediamenti preispanici) in Messico durante l’Olocene (Fig. 7).

Tutti i depositi di fallout contengono due tipi di pomice, riodacitico bianco e dacitico grigio, di cui il primo rappresenta la parte schiacciante del volume totale (2,8–3,5 km3 di 3-4 km3 DRE). Secondo Chertkoff e Gardner (2004) il magma è una miscela di tre fonti (miscela bimodale di riodacite e dacite, e un piccolo componente di basalto), che si è verificato in due fasi: la miscelazione di dacite e basalto ha avuto luogo tra 34 e 47 giorni, e la miscelazione tra riodacite e dacite solo 1-4 giorni prima dell’eruzione rispettivamente (dati ottenuti conducendo profili di zonizzazione in plagioclasio e / o fenocristi magnetite; vedi dettagli in Chertkoff e Gardner, 2004). L’eruzione di Jala è considerata un’eruzione di caldera di piccolo volume secondo Browne e Gardner (2004), durante la quale sono stati espulsi litici di origine successivamente meno profonda: 6 km di profondità prima del collasso della caldera che ha prodotto il 3.cratere esterno largo 5 km (la base dell’unità di fallout P1 contiene < 15% litici) e ~ 1 km di profondità durante il collasso (l’unità P1 contiene fino al 90% litici verso la sua cima).

I lahar eruttivi Syn-and-post, associati all’eruzione di Jala, erano principalmente flussi iper-concentrati e meno flussi di detriti, distinguibili nel campo, che raggiungevano distanze fino a 10 km lungo le valli circostanti, specialmente fino al SW del cratere. I primi sono stati osservati che si trovano direttamente sopra Jala eruzione depositi di flusso piroclastico, mentre i secondi sono associati con riempimento valle e materiale rielaborato. I depositi lahar risultanti sono spesso intercalati con unità di flusso piroclastico sul fianco N di Ceboruco, e si verificano prevalentemente nella sezione superiore del Marquesado block – and-ventilatore cenere alla S di Ceboruco (Fig. 2) nel caso dei lahar syn-eruttivi alimentati dall’eruzione, e lungo il fiume Ahuacatlán (Fig. 5b) e pianure circostanti nel caso di depositi secondari di lahar (Fig. 6d). Le unità di Lahar sono anche associate alla rimozione del vasto fallout all’interno della Sierra Madre Occidentale vicino al fiume Grande de Santiago a 35-40 km N da Ceboruco, tra le due centrali idroelettriche La Yesca e El Cajón (Fig. 1b), anche se i depositi sono mal conservati o assenti a causa dell’erosione sui ripidi pendii del canyon del fiume (conservati solo in anelli fluviali più grandi).

Abbondanti resti archeologici trovati nelle fertili valli intorno a Ceboruco indicano che l’area è stata abitata almeno dal primo periodo classico (CE 200-300) della scala temporale archeologica mesoamericana (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) di persone appartenenti alla Tomba dell’albero, Cistón (archeologo José Beltran-Medina, comunicazione personale) e alle tradizioni culturali Aztatlán (Barrera 2006; González-Barajas e Beltrán-Medina, 2013). Molti di questi insediamenti sono stati sepolti sotto i depositi di Jala Plinian, come testimoniano numerose tombe e resti domestici trovati da recenti scavi archeologici di salvataggio effettuati durante la costruzione della nuova autostrada per Puerto Vallarta (González-Barajas e Beltrán-Medina, 2013).

Attività effusiva ed esplosiva post-pliniana

L’eruzione pliniana di Jala segna l’inizio di un periodo di intensa attività di circa 150 anni a Ceboruco (Sieron e Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et al., 2016) con la predominanza del flusso lavico effusivo e piccole eruzioni esplosive nell’area del vulcano.

Poco dopo l’eruzione pliniana di Jala, la cupola dacitica Dos Equis (Nelson, 1980; Sieron e Siebe, 2008) fu collocata nel cratere della caldera. Questa cupola è stata drenata lateralmente dal flusso di lava Copales associato (Fig. 8, Tabelle 1 e 2), anche di composizione dacitica (65-68, 5 wt% SiO2), che ha portato alla sua deflazione per subsidenza, seguita dal suo collasso e dalla successiva formazione del cratere interno del vulcano Ceboruco (Nelson, 1980). Oggi, i resti della cupola Dos Equis formano i margini del cratere interno e frammenti si trovano nella maggior parte delle lave post-pliniane come xenoliti. Il flusso Copales inondato una superficie di 23,7 km2 (Fig. 8) e ha uno spessore medio di 80 m. Il suo volume totale di ~ 2 km3 lo rende il più voluminoso di tutti i flussi di lava eruttati durante questo periodo (Tabella 3).

Dopo l’arrivo del Copales flusso di lava, cinque distinte prevalentemente effusiva trachy-andesitiche (60-62 wt% SiO2) eruzioni prodotto Cajon, Coapan io, Coapan II, El Norte, e Ceboruco flussi (Sieron e Siebe, 2008; Fig. 8, Tabelle 1 e 2).

Le colate laviche post-pliniane sui fianchi N e SW sono quasi completamente coperte dai resti della cupola Dos Equis e modellano l’attuale morfologia del vulcano. Sebbene le informazioni dai documenti storici siano carenti e non siano stati trovati depositi piroclastici associati alle loro eruzioni, è possibile che la collocazione di alcune di queste colate laviche sia stata accompagnata da attività esplosiva producendo ceneri minori che sono state successivamente rimosse dalla pioggia, come osservato durante e poco dopo la storica eruzione del 1870-75.

Nessuna delle colate laviche post-pliniane potrebbe essere datata con il metodo del radiocarbonio. Documenti storici del tempo della conquista spagnola rivelano che, ad eccezione del flusso lavico del 1870, tutte le altre colate laviche post-pliniane esistevano già al momento dell’arrivo dello spagnolo nell’area di studio nel 1528 (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Le relazioni stratigrafiche indicano l’ordine delle eruzioni effusive sui fianchi di Ceboruco: Cajón, Coapan I, Coapan II e Norte al N; e Copales, Ceboruco e 1870 al SW.

A causa delle differenze morfologiche tra le diverse colate laviche, Sieron e Siebe (2008) hanno ipotizzato che le 6 colate laviche (eccetto il flusso del 1870) siano state emesse in sequenza, una dopo l’altra, e separate da brevi periodi di relativa quiescenza su un intervallo di tempo totale di ~ 500 anni da CE ~ 1000 (poco dopo l’eruzione di Jala) a CE 1528 (arrivo degli spagnoli). Questa ipotesi precedente si è rivelata errata, come scoperto di recente da uno studio paleomagnetico di variazione secolare (Böhnel et al., 2016). Sorprendentemente, tutti e sei i flussi di lava (volume totale di ~ 3 km3) sono stati emessi durante un breve periodo di soli ~ 140 anni tra CE ~ 1000 e CE ~ 1140 (Böhnel et al., 2016), brevemente dopo l’eruzione di Jala pliniana e molto prima dell’arrivo degli spagnoli nel 1528 (Fig. 9 e 10). Questo breve periodo di attività è seguito da 700 anni di relativa quiescenza interrotta dalla storica eruzione del 1870-1875 (Fig. 10). Le eruzioni minori nella zona sommitale che hanno dato origine ai piccoli coni piroclastici e cupole annidate all’interno della caldera interna erano probabilmente contemporanee alle colate laviche post-pliniane. I costrutti vulcanici all’interno della caldera includono complessi a cupola e coni piroclastici: El Centro dome, che potrebbe essere contemporaneo al flusso di lava El Norte (la loro composizione chimica è quasi identica); Cono piroclastico I situato nel settore NW del cratere interno di Ceboruco, che attualmente detiene il punto altitudinale più alto dell’intero vulcano (La Coronilla); e Cono piroclastico II vicino al margine SW del cratere interno. Tutti questi costrutti sono stati formati lungo una zona di debolezza e sono allineati in una direzione WSW-EN. Così, durante i primi due secoli dopo l’eruzione pliniana di Jala, non solo furono prodotte voluminose colate di lava (vedi paragrafi precedenti), ma anche eruzioni esplosive più piccole si verificarono all’interno del cratere sommitale. I depositi associati alle tre strutture (due coni piroclastici e un anello piroclastico che circonda una cupola di lava) all’interno del cratere interno sopra menzionato offrono prove (ad es. depositi di surge piroclastici e bombe breadcrust) che indicano la presenza di acqua che ha provocato brevi fasi freatomagmatiche durante la loro collocazione esplosivo-magmatica (Sieron e Siebe, 2008).

Il volume totale delle colate laviche post-pliniane fu stimato per la prima volta da Nelson (1980) a 7 km3, in seguito da Frey et al. (2004) a 9.5 km3, e infine da Sieron e Siebe (2008) a 4,4 km3 con flussi lavici individuali che variano tra 0,07 e 2,1 km3 (Tabella 3). Le differenze in queste stime sono principalmente legate alla qualità (risoluzione) dei dati topografici disponibili e ai modelli di elevazione digitali derivati e/o alle immagini utilizzate per interpolare i singoli contorni delle colate laviche, molte delle quali sono in parte coperte da successive lave più giovani.

I volumi stimati indicano alti tassi di eruzione di 0,004 km3/anno (Sieron, 2008). L’estrapolazione di tassi di eruzione così elevati allo stadio pre-Jala implicherebbe una costruzione irrealisticamente veloce dell’edificio principale in soli 4000 anni (utilizzando un volume totale di 38 km3 stimato da Frey et al., 2004), o 8800 anni (usando un valore di 60 km3, come stimato da Nelson 1980) o 11.500 anni (usando 46 km3, come stimato da Sieron e Siebe 2008). Anche se molto diverse, tutte queste stime sono all’interno dello stesso ordine di grandezza. Poiché le dighe datate più giovani sono vecchie di 45 ± 8 ka (Frey et al., 2004; vedi anche Fig. 3), è chiaro che devono essersi verificati periodi prolungati di riposo e che i tassi di eruzione devono essere variati considerevolmente durante la storia eruttiva di Ceboruco.

L’eruzione storica del 1870-1875 e l’attività recente

L’eruzione più recente di Ceboruco ha avuto luogo nel 1870-1875 e la sua magnitudine è stata classificata con un VEI = 3 dal Global Volcanism Network program (Global Volcanism Program (GVN), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) e Iesias et al. (1877) visitò Ceboruco in quel momento e descrisse l’intero corso (1870-75) dell’eruzione in base alle proprie osservazioni (vedi anche Palacio, 1877). Inoltre, ottennero informazioni dagli abitanti delle città adiacenti come Ahuacatlán e Jala (Barrera, 1931; Banda, 1871). Sulla base delle pubblicazioni di Caravantes (1870) e altri, ulteriori informazioni sono state pubblicate in Germania da Kunhardt (1870) e Fuchs (1871). Sieron e Siebe (2008) forniscono un’ampia discussione delle osservazioni originali; qui presentiamo solo un riassunto delle principali caratteristiche di questa eruzione.

I primi segni di disordini furono segnalati nel 1783 e nel 1832 e includevano rumore sotterraneo, attività sismica e l’osservazione di un pennacchio di vapore biancastro proveniente dall’area sommitale del vulcano. Nel 1832, questi fenomeni premonitori furono sentiti abbastanza forti da causare paura tra gli abitanti della vicina Jala, che abbandonarono le loro case per alcuni giorni (Iesias et al., 1877). Diversi decenni dopo, i disordini ripresero e raggiunsero nuovamente livelli più alti. Il momento esatto del picco di premonitore disordini nel 1870 varia da autore ad autore, ma si è verificato tra il 15 e il 21 febbraio, poco prima dell’inizio dell’eruzione, il 23 febbraio 1870, che durò fino al 1875, quando “piccole colonne eruttive caricato con la cenere erano ancora in aumento a intervalli di 10 minuti” e il flusso di lava è stato ancora muovendo lentamente (García, 1875; Iglesias et al., 1877).

All’inizio della fase principale dell’eruzione, flussi piroclastici e picchi viaggiavano lungo i burroni sul versante meridionale (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) descrive depositi piroclastici freschi nel burrone di Los Cuates e l’avanzamento di un fronte di flusso lavico viscoso alto 80 m attraverso questo stesso burrone (Fig. 11 bis).

La caduta di cenere copriva visibilmente il paesaggio fino a 15 leghe (~ 85 km) dal cratere e sono stati osservati spessori fino a 50 cm (Banda, 1871). Nel 1872 il flusso lavico principale cessò di avanzare, ma l’inflazione verticale era ancora osservata (Iesias et al., 1877) e nuova lava emerse lungo diverse fratture più in alto sul fianco SW, così come all’interno del cratere sommitale interno. A Guadalajara e in altre parti dello Stato di Jalisco l’attività sismica è stata avvertita durante diversi periodi durante il corso dell’eruzione, e un picco è riportato per i primi mesi del 1875.

L’eruzione formò un piccolo cratere a W del Cono Piroclastico I, all’interno del cratere interno (Fig. 11 ter). Questa attività ha parzialmente rimosso il bordo del cratere W del cono piroclastico I, diventando ora il margine E del nuovo cratere del 1870, dove oggi è presente una cupola (Fig. 11c e d).

Sieron e Siebe (2008) e Sieron (2009) hanno determinato i volumi totali dei prodotti eruttivi 1870-75. Un volume di ~ 1,14 km3 è stato calcolato per il flusso di lava (Tabella 3) e un massimo di ~ 0,1 km3 per i depositi di ricaduta di cenere (Fig. 12 bis e b). Il volume dei flussi piroclastici e delle sovratensioni associate a questa eruzione è molto più piccolo (~ 0,0005 km3).

I depositi di cenere sono a grana fine (Fig. 13a) e sono stati esposti in superficie per più di un secolo (Fig. 12). Di conseguenza sono stati parzialmente erosi e non sono identificabili in molti luoghi, specialmente nelle aree distali. Sulla base delle osservazioni riportate da Banda (1871) abbiamo stimato che un’area di 400-500 km2 deve essere stata interessata dalla ricaduta di cenere del 1870-75 con uno spessore compreso tra pochi mm e 50 cm.

La composizione chimica dei prodotti 1870-75 varia da andesite (fallout di cenere) a dacite (cupole e flusso di lava) (Fig. 13b) e lo stile di eruzione dell’attività può essere etichettato come vulcaniano per la maggior parte di questo periodo di tempo.

Dopo il 1875, l’attività fumarolica e occasionali piccoli pennacchi di cenere persistettero per altri 5 anni (Iesias et al., 1877; Ordóñez, 1896). Nel 1894 (quasi 20 anni dopo la cessazione dell’eruzione principale), due fumarole principali erano ancora attive all’interno del cratere del 1870 con temperature di 96 °C, e fumarole aggiuntive erano visibili lungo il flusso di lava del 1870 (Ordóñez, 1896). Da allora, l’attività fumarolica è gradualmente diminuita ma persiste fino ad oggi. Fumarole a bassa temperatura si verificano nella parete interna del cratere SE della caldera esterna (1952 m s.l. m.; Fig. 14a e b) e ai piedi di una delle piccole plug-cupole del 1870 all’interno del cratere interno (Fig. 14c e d).

CENAPRED ha condotto una campagna di monitoraggio delle fumarole e delle sorgenti negli ultimi anni (dal 2005). Nel 2015, temperature di 80 °C al sito fumarole caldera esterna e di 84 °C al cratere interno plug-dome (Fig. 14c e d) sono stati misurati. Inoltre, sei sorgenti sono state ripetutamente campionate per analisi chimiche alla base del vulcano all’interno del bacino del fiume Ahuacatlán. Finora, le temperature e le composizioni chimiche delle fumarole e delle acque sorgive sono rimaste all’interno di una stretta gamma di linee di base, escludendo la riattivazione magmatica (CENAPRED, 2016).

A Ceboruco non esiste una rete di monitoraggio sismico permanente. L’Università di Guadalajara e l’Ufficio della Protezione Civile dello Stato di Nayarit hanno installato una stazione sismica temporanea (2003-2008) (CEBN) sul fianco sud del vulcano (2117 m s.l.m.). Sánchez et al. (2009) e Rodríguez-Uribe et al. (2013), ha classificato la sismicità registrata in un raggio di 5 km intorno alla stazione sismica in tre tipi principali di eventi, seguendo lo schema proposto da McNutt (2000): a) Vulcano-tettonica terremoti (VT), che indicano un stress propagazione regime i difetti che attraversano l’edificio vulcanico a bassa ma costante frequenza; b) terremoti di bassa frequenza (LF), che potrebbe essere legata alla presenza di pressione per fluidi o a fluido-solido interazione; e c) eventi misti o ibridi, che sono segnali derivati da processi vicini alla superficie che potrebbero indicare una rinnovata o intensificata attività fumarolica in o vicino alle plug-cupole nel cratere interno, coerenti con un sistema idrotermale attivo.

L’aumento dell’attività sismica suggerito da questi studi (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et al., 2013) si basa su un insieme limitato di dati (solo una stazione, pochi anni di registrazione) e deve essere visualizzato con cautela. Tuttavia, rappresenta un valido tentativo di determinare il livello di attività di base a Ceboruco e confronta gli eventi successivi in un arco di tempo di 5 anni. Inoltre, sottolinea la necessità di attuare una rete di monitoraggio più estesa che consenta di chiarire lo stato attuale di attività di Ceboruco e di effettuare una valutazione più approfondita dei pericoli.