Ceboruco mapa zagrożeń: część i-definicja scenariuszy zagrożeń na podstawie historii erupcji

Budowa gmachu Ceboruco rozpoczęła się w późnym Czwartorzędu (0.37 ± 0.2 Ma, Ferrari et al., 1997), a jego erupcyjną historię można podzielić na dwa etapy, oddzielone przedłużającym się okresem bezczynności (Nelson 1980). Pierwszy etap był głównie wylewny i doprowadził do budowy starożytnego stożka (~370 ka do 45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey et al., 2004) i drugi etap (tj. ostatnie 1000 lat) charakteryzuje się różnymi erupcjami, w tym wybuchową erupcją Plinian Jala o dużej wielkości, odpowiedzialną za zniszczenie głównego stożka szczytu i jego obecną morfologię, w której znajduje się Duży Krater kaldery, a większość obszernych złóż piroklastycznych rozmieszczonych na całym obszarze (Tabela 1).

pierwszy etap aktywności-starożytny wulkan

najstarsze lawy nie wyrastają na powierzchni, ale stare lawy odsłonięte na ścianach kaldery szczytowej datowano metodą K-Ar na 0,37 ± 0,2 Ma (Ferrari et al., 1997). Inicjacja erupcji Ceboruco miała miejsce prawdopodobnie niewiele przed tym wiekiem, co sugeruje ograniczona grubość Ceboruco lavas obserwowana w otworze wiertniczym CFE-geotermal exploration (Ferrari et al., 2003). W związku z tym budowa wulkanu Ceboruco rozpoczęła się w późnym plejstocenie (patrz CB1-well drill core, Ferrari et al., 2003; Ferrari et al., 1997) z przeważającym wylewem andezycznych strumieni lawy, które kolejno budowały główny stożek o prawdopodobnej wysokości ~ 2700 m n. p. m. (rzutując obecne kąty flankowe w kierunku stożkowego szczytu) (Nelson, 1980, 1986). Średni skład chemiczny tych law wynosi 58,5 wt.% SiO2, 17,8 wt . % Al2O3 i 5,8 wt.% całkowitych zasad (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Morfologie przepływu lawy (Aa i blocky) i związane z nimi breccias obserwowane na zboczach wulkanu wskazują, że te lawy były osadzone przy niskiej lepkości. Objętość 40 km3 (Nelson, 1986) oszacowano z grubsza dla głównego stożka, a później ustalono dokładniej na 47 km3 (Frey et al., 2004) za pomocą nachylonego poziomu podstawowego i wysokiej rozdzielczości Orto-zdjęcia (więcej szczegółów patrz Frey et al., 2004; Sieron i Siebe, 2008).

złoża piroklastyczne związane z pierwszym etapem erupcji nie zostały jeszcze Znalezione w grabenie; najniższe złoża wulkaniczne na szczycie trzeciorzędowych konglomeratów rzecznych mają swój początek w kompleksie San Pedro dome i składają się z sekwencji piroklastycznych datowanych na 23 000 lat BP (Sieron and Siebe, 2008). Na szczycie tych złóż San Pedro paleosol jest nakładany przez Ceboruco 1,060 ± 55 yr BP Plinian Jala piroklastic deposits (Sieron and Siebe, 2008). Ta ostatnia obserwacja potwierdza brak osadzania się osadów piroklastycznych w pierwszym etapie Ceboru, a nie utratę osadów na skutek erozji.

koniec pierwszego etapu erupcji (Budowa starożytnego stożka) opiera się na wieku grobli lawy odpowiadającej najmłodszym lavom odsłoniętym na zewnętrznych ścianach krateru (rys. 3) datowane przez Frey et al. (2004) przy 45 ± 8 ka metodą 40Ar/39ar.

odpoczynek wulkanu Ceboruco i aktywność monogenetyczna wzdłuż San Pedro-Ceboruco graben

po pierwszym etapie budowy stożka Ceboruco nastąpił dłuższy okres bezczynności (po 45 ka) W centralnej budowli, o czym świadczy brak złóż i lavas. Zamiast tego na jego flankach uformowały się głęboko wcięte żleby erozyjne, a w jego otoczeniu następowała aktywność monogenetyczna. Aktywność na szczycie wznowiono krótko przed 1000 yr BP (rys. 3 I Tabela 1).

aktywność Monogenetyczna w San Pedro-Ceboruco graben obejmuje co najmniej 28 otworów wentylacyjnych, 23 z nich w wieku od ~ 100 000 do < 2000 lat BP. Te maĹ ‘ e budowle typowo sÄ … ustawione w kierunku NW-SE (rys. 2 I Tabela 2) wzdłuż uskoków równoległych do graben (rys. 2 i 4). Wyrównanie staje się również oczywiste, przy zastosowaniu funkcji gęstości jądra do poszczególnych miejsc odpowietrzania, w tym małych otworów wentylacyjnych w obszarze szczytu Ceboruco i na jego dolnych bokach (patrz Rys. 4).

jedenaście otworów monogenetycznych wynosi < 12 000 yr BP i obejmuje 7 stożków scorii bazaltowo-andezytowych i kopuły krzemowe 4, które są izolowane lub tworzą małe skupiska. Dwa z nich (Potrerillo II i San Juanito) zainicjowały krótkie fazy freatomagmatyczne, tworząc podstawowy pierścień tufowy wokół ich otworów wentylacyjnych (Sieron i Siebe, 2008). Budowa stożków scoria wiązała się z aktywnością typu Strombolian o wybuchowości umiarkowanej do niskiej, natomiast kopuła (np. Pochetero i Pedregoso) charakteryzował się początkowo magmową aktywnością wybuchową, a następnie wysiękowym wytłaczaniem lawy podczas fazy budowy kopuły (Nelson, 1980; Sieron i Siebe, 2008).

Nelson (1980) przeanalizował andezytowe lawy monogenetycznych budowli na flankach Ceboruco i stwierdził, że nie przypominają chemicznie andezytów przed kalderą ani andezytów po kalderze głównego wulkanu. W tym kontekście Petrone (2010) zasugerował, że systemy magmowe zarówno Ceboruco, jak i otaczających wulkanów monogenetycznych są ze sobą powiązane i razem wytwarzają wielką różnorodność chemiczną obserwowaną w produktach Postpliniańskich Ceboruco. Dalsze badania są niezbędne do zrozumienia lokalnego systemu magmowego. Tutaj skupiamy się na ocenie zagrożeń wulkanicznych pochodzących z erupcji centralnego wulkanu Ceboruco i nie uwzględniamy tych, które stwarzają erupcje monogenetyczne w jego otoczeniu.

drugi etap aktywności – erupcja Jala Plinian

po długim okresie bezczynności (około 40 000 lat) w centralnym gmachu, strumień lawy dacitic Destiladero został umieszczony na flance WNW (Nelson, 1980; Sieron i Siebe, 2008). Całkowita objętość 0,42 km3 (Tabela 3) została określona na podstawie danych terenowych i przy użyciu oprogramowania GIS dla przepływu lawy Destiladero, co oznacza zmianę składu z czysto andezycznych law w kierunku bardziej rozwiniętych magm. Jakiś czas po jego umieszczeniu miała miejsce najbardziej gwałtowna erupcja znana z Ceboruco, erupcja Plinian Jala datowana na 1060 ± 55 yr BP (Sieron and Siebe, 2008). Erupcja ta miała wysoki wskaźnik wybuchowości wulkanicznej (vei = 6; Newhall and Self, 1982), doprowadziła do powstania zewnętrznej kaldery o średnicy 3.7 km i wytworzyła rozległy opad tephry wzdłuż głównej osi rozproszenia w kierunku Sierra Madre Occidental, sięgający daleko poza rzekę Grande de Santiago, położoną 35 km na NE i obejmujący obszar > 560 km2 z > 50 cm pumeksu i popiołu (Nelson, 1980; Gardner and Tait, 2000). Największe grubości osadów (do 10 m) znaleziono wokół wsi Jala, stąd nazwa tej erupcji (rys. 5A).

Sekwencja poszczególnych faz erupcji i związanych z nimi złóż piroklastycznych erupcji Jala Plinian została po raz pierwszy opisana przez Nelsona (1980), a później przez Gardnera i Taita (2000), Chertkoffa i Gardnera (2004) oraz Browne ‘ a i Gardnera (2004, 2005) i obejmuje warstwy opadu 6, przepływ piroklastyczny 4 i jednostki piroklastyczne 3. Podsumowując, erupcja rozpoczęła się wraz ze wzrostem kolumny erupcyjnej o wysokości 10 km, która wytworzyła cienki depozyt opadu (P0) odsłonięty w wylotach N otworu wentylacyjnego (intensywność erupcji < 106 kg/s; Gardner and Tait, 2000, używając modelu Carey and Sparks, 1986). Następnie najgrubszy (do 10 m) i najbardziej obszerny (8-9 km3) zespół opadu pumeksu (P1) został złożony głównie do NE (rys. 6a). Podczas tej fazy wysokość kolumny wahała się między 25 a 30 km, a intensywność erupcji między 4 × 107 A 8 × 107 kg/s.

po głównej fazie P1 następował krótki okres ciszy, po którym piroklastyczne jednostki przepływu i przepięć P2 do P6 były zdeponowane w różnych kierunkach od krateru, ale głównie w kierunku N I S o grubościach od kilku cm (przepięcia) do kilkudziesięciu m (przepływy piroklastyczne) (Fig. 5a, 6b i c). Główne złoża piroklastyczne o grubości do 60 m znajdują się w kierunku SW w kamieniołomach wciętych w wentylator blokowo-jesionowy Marquesado położony > 15 km od krateru. W odległości do 20 km od ich źródła (Fig. 5a i 6c).

fazy post-P1 razem stanowią 25% całkowitej objętości erupcji magmy. Pod koniec P1 rozpoczęto formowanie kaldery, o czym świadczy znaczny spadek przepływu masy i drastyczny wzrost zawartości litowej w porównaniu z głównymi osadami opadu P1 (~8%) i post-P1 (30-60%), a także zmiana składu magmy (P1 = 98% ryodacytu i post-P1 = 60-90% ryodacytu) (Gardner and Tait, 2000).

całkowitą objętość (Dre = gęsty ekwiwalent skalny) emitowanego materiału oszacowano na 3-4 km3 (Nelson, 1980; Gardner and Tait, 2000), co sugeruje, że ta erupcja Plinianu była nie tylko jedną z najbardziej obszernych, ale także jedną z najbardziej destrukcyjnych (utrata roślinności, pochówek osad przedhiszpańskich) erupcji w Meksyku podczas holocenu (rys. 7).

wszystkie złoża opadu zawierają dwa rodzaje pumeksów, biały ryodacyt i szary dacyt, z których pierwszy stanowi przeważającą część całkowitej objętości (2,8–3,5 km3 z 3-4 km3 DRE). Według Chertkoffa i Gardnera (2004) magma jest mieszaniną trzech źródeł (bimodalnej mieszaniny ryodacytu i dacytu oraz małego składnika bazaltu), które występowały w dwóch etapach: mieszanie dacytu i bazaltu miało miejsce między 34 a 47 dniami, a mieszanie rhyodacytu i dacytu tylko 1-4 dni przed erupcją odpowiednio (dane uzyskane na podstawie profili strefowych w plagioklazie i/lub fenokryształach magnetytu; patrz szczegóły w Chertkoff and Gardner, 2004). Erupcja Jala jest uważana za małą erupcję kaldery według Browne ‘ a i Gardnera (2004), podczas której usunięto litowce kolejno płytszego pochodzenia: 6 km głębokości przed upadkiem kaldery, który wytworzył 3.Krater zewnętrzny o szerokości 5 km (podstawa jednostki P1 fallout zawiera < 15% litości) i ~ 1 km głębokości podczas zapadania się (Jednostka P1 zawiera do 90% litości ku jej wierzchołkowi).

Lahary Syn-i-po erupcji, związane z erupcją Jala, były głównie hiper-skoncentrowanymi przepływami i mniejszymi przepływami gruzu, wyróżniającymi się w polu, które osiągnęły odległości do 10 km wzdłuż okolicznych dolin, zwłaszcza do SW krateru. Pierwsze zaobserwowano leżące bezpośrednio nad Jala erupcja piroklastyczne złoża przepływu, podczas gdy te ostatnie są związane z wypełnieniem doliny i przerobiony materiał. Powstałe złoża lahar są często interkalowane z piroklastycznymi jednostkami przepływu na flance N Ceboruco i występują głównie w górnej części wentylatora blokowo-jesionowego Marquesado do S Ceboruco(rys. 2)w przypadku erupcji-fed syn-erupcyjnych lahars, a wzdłuż rzeki Ahuacatlán (rys. 5b) i otaczających równin w przypadku wtórnych złóż lahar (rys. 6d). Jednostki Lahar są również związane z usunięciem rozległego opadu w Sierra Madre Occidental w pobliżu rzeki Grande de Santiago w odległości 35-40 km N od Ceboruco, między dwoma elektrowniami wodnymi La Yesca i El Cajón(rys. 1B), choć złoża są słabo zachowane lub nieobecne z powodu erozji na stromych zboczach kanionu rzecznego (zachowane tylko w większych pętlach rzecznych).

obfite pozostałości archeologiczne znalezione w żyznych dolinach wokół Ceboruco wskazują, że obszar ten był zamieszkany co najmniej od wczesnego okresu klasycznego (CE 200-300) Mezoamerykańskiej skali czasu archeologicznego (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) przez osoby należące do grobowca szyb, Cistón (archeolog José Beltran-Medina, komunikacja osobista) oraz Aztatlán cultural traditions (Barrera 2006; González-Barajas i Beltrán-Medina, 2013). Kilka z tych osad zostało pochowanych pod osadami Jala Plinian, o czym świadczą liczne grobowce i pozostałości gospodarstw domowych Znalezione w ostatnich wykopaliskach archeologicznych przeprowadzonych podczas budowy nowej autostrady do Puerto Vallarta (González-Barajas i Beltrán-Medina, 2013).

aktywność wysiękowa i wybuchowa po Plinianie

erupcja Jala Plinian oznacza początek ~ 150-letniego okresu intensywnej aktywności w Ceboruco (Sieron and Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et al., 2016) z przewagą wylewnego przepływu lawy i małych wybuchowych erupcji na obszarze szczytu wulkanu.

wkrótce po erupcji Jala Plinian, dacitic Dos Equis dome (Nelson, 1980; Sieron i Siebe, 2008) został umieszczony w kraterze kaldery. Kopuła ta została później osuszona przez związany z nią przepływ lawy Copales (rys. 8, tabele 1 i 2), również dacytowy w składzie (65-68, 5% wag SiO2), co spowodowało jego deflację przez osiadanie, a następnie jego upadek i późniejsze utworzenie wewnętrznego krateru wulkanu Ceboruco (Nelson, 1980). Dziś pozostałości kopuły Dos Equis tworzą marginesy wewnętrznego krateru, a fragmenty znajdują się w większości law postplińskich jako ksenolity. Przepływ Copales zajmuje powierzchnię 23,7 km2 (rys. 8) i ma średnią grubość 80 m. jego całkowita objętość ~ 2 km3 sprawia, że jest to najbardziej obszerny ze wszystkich strumieni lawy erupcji w tym okresie (Tabela 3).

po umieszczeniu przepływu lawy Copales pięć wyraźnych, głównie wysiękowych erupcji trachy-andezycznych (60-62% wag SiO2) wytworzyło strumienie Cajón, Coapan i, Coapan II, El Norte i Ceboruco (Sieron i Siebe, 2008; Fig. 8, tabele 1 i 2).

potoki lawy po Plinianie na flankach N I SW są prawie całkowicie pokryte pozostałościami kopuły Dos Equis i kształtują obecną morfologię wulkanu. Chociaż brakuje informacji z dokumentów historycznych i nie znaleziono żadnych złóż piroklastycznych związanych z ich erupcjami, możliwe jest, że umiejscowieniu niektórych z tych strumieni lawy towarzyszyła aktywność wybuchowa wytwarzająca niewielki popiół, który został następnie usunięty przez deszcz, jak zaobserwowano podczas i wkrótce po historycznej erupcji 1870-75.

żaden z potopowych strumieni lawy nie może być datowany metodą radiowęglową. Dokumenty historyczne z czasów hiszpańskiego podboju ujawniają, że za wyjątkiem przepływu lawy z 1870 r.wszystkie inne potopowe strumienie lawy istniały już w czasie przybycia Hiszpana na obszar badany w CE 1528 (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Relacje stratygraficzne wskazują na kolejność wylewów na flankach Ceboruco: Cajón, Coapan i, Coapan II i Norte do N; oraz Copales, Ceboruco i 1870 do SW.

ze względu na różnice morfologiczne między różnymi przepływami lawy, Sieron i Siebe (2008) wysunęli hipotezę, że przepływy lawy 6 (z wyjątkiem przepływu 1870) były emitowane kolejno, jeden po drugim i oddzielone krótkimi okresami względnego spokoju w całkowitym przedziale czasowym ~ 500 lat od CE ~ 1000 (wkrótce po erupcji Jala) do CE 1528 (przybycie Hiszpanów). To wcześniejsze założenie okazało się błędne, co zostało niedawno odkryte przez świeckie badanie paleomagnetyczne (Böhnel et al., 2016). Co zaskakujące, wszystkie sześć strumieni lawy (całkowita objętość ~ 3 km3) zostało wyemitowanych w krótkim okresie zaledwie ~ 140 lat między CE ~ 1000 A CE ~ 1140 (Böhnel et al., 2016), krótko po erupcji Plinian Jala i dużo przed przybyciem Hiszpanów w 1528 (Fig. 9 i 10). Po tym krótkim okresie aktywności następuje 700 lat względnego spokoju przerwanego historyczną erupcją z lat 1870-1875 (rys. 10). Niewielkie erupcje na obszarze szczytu, które dały początek małym stożkom piroklastycznym i kopułom zagnieżdżonym w wewnętrznej kalderze, były prawdopodobnie równoczesne z potopami lawy po Plinianie. Konstrukcje wulkaniczne wewnątrz kaldery obejmują kompleksy kopuł i stożki piroklastyczne: El Centro dome, które mogą być równoczesne z przepływem lawy El Norte (ich skład chemiczny jest prawie identyczny); Stożek piroklastyczny i znajduje się w sektorze NW wewnętrznego krateru Ceboruco, który obecnie posiada najwyższy punkt wysokości całego wulkanu (La Coronilla); i Stożek piroklastyczny II w pobliżu krawędzi krateru wewnętrznego. Wszystkie te konstrukcje zostały uformowane wzdłuż strefy słabości i są wyrównane w kierunku WSW-ENE. Tak więc, w ciągu pierwszych dwóch stuleci po erupcji Jala Plinian, nie tylko powstały obszerne strumienie lawy (patrz poprzednie akapity), ale także mniejsze wybuchowe erupcje wystąpiły w kraterze szczytowym. Osady związane z trzema strukturami (dwa stożki piroklastyczne i jeden pierścień piroklastyczny otaczający kopułę lawy) w wewnętrznym kraterze wspomnianym powyżej oferują dowody (np. piroclastic surge deposits and breadcrust bombs) wskazujące na obecność wody, która doprowadziła do krótkich faz freatomagmatycznych podczas ich osadzania wybuchowo-magmowego (Sieron and Siebe, 2008).

całkowita objętość potopowych strumieni lawy została po raz pierwszy oszacowana przez Nelsona (1980) na 7 km3, później przez Freya et al. (2004) na 9.5 km3, a wreszcie przez Sieron i Siebe (2008) na 4.4 km3 z pojedynczymi przepływami lawy wahającymi się między 0.07 A 2.1 km3 (Tabela 3). Różnice w tych szacunkach są głównie związane z jakością (rozdzielczością) dostępnych danych topograficznych i pochodnych cyfrowych modeli elewacji i/lub obrazów używanych do interpolacji poszczególnych konturów strumieni lawy, z których wiele jest częściowo pokrywanych przez kolejne młodsze lawy.

szacowane ilości wskazują na wysokie szybkości erupcji 0,004 km3 / rok (Sieron, 2008). Ekstrapolacja tak wysokich szybkości erupcji do etapu pre-Jala oznaczałaby nierealistycznie szybką budowę głównego gmachu w ciągu zaledwie 4000 lat(przy użyciu całkowitej objętości 38 km3 szacowanej przez Frey et al., 2004), lub 8800 lat (przy użyciu wartości 60 km3, według szacunków Nelsona 1980) lub 11 500 lat (przy użyciu 46 km3, według szacunków Sierona i Siebe 2008). Chociaż zupełnie inaczej, wszystkie te szacunki mieszczą się w tym samym rzędzie wielkości. Ponieważ najmłodsze datowane lesby mają 45 ± 8 ka lat (Frey et al., 2004; zob. także rys. 3), oczywiste jest, że musiały wystąpić długotrwałe okresy odpoczynku i że szybkość erupcji musiała się znacznie różnić w historii erupcji Ceboruco.

historyczna erupcja w latach 1870-1875 i Ostatnia aktywność

ostatnia erupcja Ceboruco miała miejsce w latach 1870-1875, a jej wielkość została uszeregowana z VEI = 3 przez globalny program sieci Wulkanizmu (Global Volcanism Program (GVN), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) i Iglesias et al. (1877) odwiedził Ceboruco w tym czasie i opisał cały przebieg (1870-75) erupcji na podstawie własnych obserwacji (patrz również Palacio, 1877). Ponadto uzyskali informacje od mieszkańców sąsiednich miast, takich jak Ahuacatlán i Jala (Barrera, 1931; Banda, 1871). Na podstawie publikacji Caravantesa (1870) i innych, Dodatkowe informacje zostały opublikowane w Niemczech przez Kunhardta (1870) i Fuchsa (1871). Sieron and Siebe (2008) stanowią obszerną dyskusję na temat pierwotnych obserwacji; tutaj przedstawiamy tylko podsumowanie głównych cech tej erupcji.

wczesne oznaki niepokojów odnotowano w 1783 i 1832 i obejmowały hałas podziemny, aktywność sejsmiczną i obserwację białawego pióropusza oparów emanującego z obszaru szczytu wulkanu. W 1832 roku te zjawiska przeczuwano na tyle silne, że wzbudzały strach wśród mieszkańców sąsiedniej Jali, którzy porzucili swoje domy na kilka dni(Iglesias et al., 1877). Kilkadziesiąt lat później niepokoje wznowiły się i ponownie osiągnęły wyższy poziom. Dokładny czas szczytu zamieszek przedmonitorskich w 1870 r. różni się od autora, ale wystąpił między 15th a 21st lutego, na krótko przed rozpoczęciem erupcji w lutym 23, 1870, która trwała do 1875 r., kiedy “małe kolumny erupcyjne załadowane popiołem wciąż wznosiły się w odstępach 10 minut”, a przepływ lawy nadal poruszał się powoli (García, 1875; Iglesias et al., 1877).

na początku głównej fazy erupcji, przepływy piroklastyczne i przepięcia podróżowały w dół wąwozów na południowym stoku (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) opisuje świeże złoża piroklastyczne w wąwozie Los Cuates i postęp lepkiego przepływu lawy o wysokości 80 m przez ten sam wąwóz (rys. 11a).

opad popiołu wyraźnie pokrywał krajobraz do 15 mil (~ 85 km) od krateru i obserwowano grubości do 50 cm (Banda, 1871). W 1872 r. główny strumień lawy przestał się rozwijać, ale nadal obserwowano inflację pionową(Iglesias et al., 1877) i nowa Lawa pojawiła się wzdłuż kilku pęknięć wyżej na flance SW, a także wewnątrz wewnętrznego krateru szczytu. W Guadalajarze i innych częściach stanu Jalisco aktywność sejsmiczna była odczuwalna przez kilka okresów w trakcie erupcji, a jeden szczyt jest raportowany za pierwsze miesiące 1875.

erupcja utworzyła mały krater do W stożka piroklastycznego I, wewnątrz wewnętrznego krateru(rys. 11b). Ta aktywność częściowo usunęła krawędź krateru W stożka piroklastycznego I, stając się teraz marginesem E nowego krateru 1870, w którym obecnie znajduje się kopuła (rys. 11c I d).

Sieron i Siebe (2008) i Sieron (2009) określiły całkowitą objętość produktów wybuchowych z lat 1870-75. Objętość ~ 1,14 km3 została obliczona dla przepływu lawy (Tabela 3) i maksymalnie ~ 0,1 km3 dla osadów opadu popiołu (rys. 12a i b). Objętość przepływów piroklastycznych i przepięć związanych z tą erupcją jest znacznie mniejsza (~0,0005 km3).

osady popiołu są drobnoziarniste (rys. 13a) i były eksponowane na powierzchni od ponad wieku (rys. 12). W rezultacie uległy one częściowej erozji i nie są rozpoznawalne w wielu miejscach, zwłaszcza w rejonach dystalnych. Na podstawie obserwacji zgłoszonych przez Banda (1871) oszacowaliśmy, że obszar od 400 do 500 km2 musiał zostać dotknięty opadem popiołu w latach 1870-75 o grubości od kilku mm do 50 cm.

skład chemiczny produktów z lat 1870-75 różni się od andezytu (opad popiołu) do dacytu (kopuły i przepływ lawy) (rys. 13B), a styl erupcji aktywności może być oznaczony jako vulcanian przez większą część tego okresu czasu.

po 1875 r. aktywność fumaroliczna i sporadyczne małe smugi popiołu utrzymywały się przez kolejne 5 lat (Iglesias et al., 1877; Ordóñez, 1896). Do 1894 (prawie 20 lat po ustaniu głównej erupcji) w kraterze z 1870 nadal działały dwa główne fumarole o temperaturze 96 °C, A Dodatkowe fumarole były widoczne wzdłuż strumienia lawy z 1870 (Ordóñez, 1896). Od tego czasu aktywność fumaroliczna stopniowo maleje, ale utrzymuje się do dziś. Fumarole niskotemperaturowe występują na wewnętrznej ścianie krateru SE zewnętrznej kaldery (1952 m n. p. m.; rys. 14a i b) i u stóp jednej z małych kopuł wtykowych 1870 w wewnętrznym kraterze (rys. 14c I d).

w ostatnich latach (od 2005 r.) CENAPRED przeprowadził kampanię monitorowania fumaroli i sprężyn. W 2015 r.temperatury 80 °C w zewnętrznym miejscu kaldery fumarole i 84 °c w wewnętrznej kopule krateru (rys. 14C I d). Ponadto, u podstawy wulkanu w dorzeczu rzeki Ahuacatlán wielokrotnie pobrano próbki sześciu źródeł do analizy chemicznej. Do tej pory temperatury i skład chemiczny fumaroli i wód źródlanych pozostawały w wąskim zakresie linii bazowej, wykluczając reaktywację magmową (CENAPRED, 2016).

w Ceboruco nie istnieje stała sieć monitorowania sejsmicznego. Uniwersytet w Guadalajarze i Urząd Ochrony Ludności stanu Nayarit zainstalowały tymczasową (2003-2008) stację sejsmiczną (CEBN) na południowej flance wulkanu (2117 m n. p. m.). Sánchez et al. (2009) oraz Rodríguez-Uribe et al. (2013) sklasyfikował sejsmiczność zarejestrowaną w promieniu 5 km wokół stacji sejsmicznej na trzy główne rodzaje zdarzeń zgodnie z schematem zaproponowanym przez Mcnutta (2000): A) trzęsienia ziemi wulkaniczno-tektoniczne (VT), które wskazują na reżim propagacji stresu w usterkach, które przecinają Gmach wulkaniczny w niskim, ale stałym tempie; b) trzęsienia ziemi o niskiej częstotliwości (LF), które mogą być związane z obecnością płynów pod ciśnieniem lub interakcją płyn-ciało stałe; i c) zdarzenia mieszane lub hybrydowe, które są sygnałami pochodzącymi z procesów w pobliżu powierzchni, które mogą wskazywać na odnowioną lub zintensyfikowaną aktywność fumarolu w Kopułach wtykowych w kraterze wewnętrznym lub w ich pobliżu, zgodnie z aktywnym systemem hydrotermalnym.

wzrost aktywności sejsmicznej sugerowany przez te badania (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et al., 2013) opiera się na ograniczonym zestawie danych (tylko jedna stacja, kilka lat nagrywania) i musi być oglądany z ostrożnością. Niemniej jednak stanowi cenną próbę określenia poziomu aktywności bazowej w Ceboruco i porównuje kolejne wydarzenia w okresie 5 lat. Ponadto podkreśla potrzebę wdrożenia bardziej rozbudowanej sieci monitorowania, która pozwoliłaby wyjaśnić obecny stan działalności Ceboruco i dokonać dokładniejszej oceny zagrożeń.