Ceboruco hazard map: part I – definition of hazard scenarios based on the eruptive history

The construction of Ceboruco’s edifice started in the late Quaternary (0.37 ± 0.2 Ma, Ferrari et al., 1997) e sua história eruptiva pode ser dividida em duas fases, separadas por um período prolongado de inactividade (Nelson 1980). A primeira fase foi predominantemente efusiva e levou à construção do cone antigo (~ 370 ka a 45 ka (Ferrari et al., 1997; Frey et al., 2004) e o segundo estágio (ou seja, os últimos 1000 anos) é caracterizado por diversas erupções, incluindo a erupção explosiva de alta magnitude Pliniana Jala, responsável pela destruição do cone principal do cume e sua morfologia atual exibindo uma grande cratera caldera, e a maioria dos depósitos piroclásticos volumosos distribuídos por toda a área (Tabela 1).

Primeira etapa da atividade do vulcão antigo

mais antigas lavas não cortar na superfície, mas antigas lavas exposta na caldeira paredes foram datadas pelo K-Ar método de 0,37 ± 0,2 Ma (Ferrari et al., 1997). A iniciação da história eruptiva de Ceboruco ocorreu provavelmente não muito antes dessa idade, como sugerido pela espessura limitada de Ceboruco lavas observado no furo de exploração CFE-geotérmica (Ferrari et al., 2003). Assim, a construção do vulcão Ceboruco começou durante o Pleistoceno tardio (ver CB1-well drill core, Ferrari et al., 2003; Ferrari et al., 1997), com o predominantemente efusivos se acumulando de rincão fluxos de lava que, sucessivamente, construiu o cone principal com uma provável altura de ~ 2700 m.s.l (projetando a atual ângulos de flanco em direção a uma cônica topo) (Nelson, 1980, 1986). A composição química média destas lavas é de 58,5 wt.% SiO2, 17,8 wt.% Al2O3, e 5.8 wt.% total de alkalis (Nelson, 1980; Sieron, 2009; Petrone, 2010). Morfologias do fluxo de Lava (Aa e blocky) e breccias associadas observadas nos flancos do vulcão indicam que estas lavas foram esvaziadas em baixas viscosidades. Um volume de 40 km3 (Nelson, 1986) foi estimado aproximadamente para o cone principal e mais tarde determinado mais precisamente para ser 47 km3 (Frey et al., 2004) usando um nível de base inclinado e ortofotos de alta resolução (para mais detalhes veja Frey et al., 2004; Sieron and Siebe, 2008).

depósitos piroclásticos associados ao primeiro estágio eruptivo ainda não foram encontrados no graben; os depósitos vulcânicos mais baixos no topo dos conglomerados de rios terciários têm sua origem no complexo San Pedro dome e consistem em sequências piroclásticas datadas de 23.000 yr BP (Sieron e Siebe, 2008). Em cima destes depósitos de San Pedro, um paleosol é coberto por depósitos piroclásticos de Ceboruco 1.060 ± 55 yr BP Plinian Jala (Sieron e Siebe, 2008). Esta última observação suporta a falta de deposição de depósitos piroclásticos durante a primeira fase de Ceboruco, ao invés da perda de depósitos devido à erosão.

o fim do primeiro estágio eruptivo (construção do cone antigo) é baseado na idade de um dique de lava correspondente às lavas mais jovens expostas nas paredes externas da cratera (Fig. 3) datado de Frey et al. (2004) a 45 ± 8 ka pelo método 40Ar/39Ar.

Repouso de Ceboruco vulcão e o monogenético atividade ao longo do San Pedro-Ceboruco graben

A primeira fase do Ceboruco do cone construção foi seguido por um período prolongado de inatividade (depois de 45 ka) na parte central do edifício, como evidenciado pela falta de depósitos e lavas. Em vez disso, as ravinas erosionais profundamente incisas formadas em seus flancos e atividade monogenética ocorreram em seus arredores. A atividade na cúpula foi retomada pouco antes de 1000 anos de tensão arterial (Fig. 3 e Quadro 1).

a actividade Monogenética no graben de San Pedro-Ceboruco compreende pelo menos 28 aberturas, 23 das quais com idades compreendidas entre ~ 100.000 e < 2000 yr BP. Estes pequenos edifícios são tipicamente alinhados em uma direção NW-SE (Fig. 2 e Tabela 2) ao longo de falhas paralelas ao graben (figos. 2 e 4). O alinhamento torna-se também evidente, ao aplicar a função de densidade do núcleo para locais de ventilação individuais, incluindo pequenas aberturas na área de cúpula de Ceboruco e em seus flancos inferiores (ver Fig. 4).

Onze monogenético aberturas são < de 12.000 anos BP e incluem 7 basálticas-andesito cones de escórias e 4 silício cúpulas, que são isolados ou formam pequenos aglomerados. Dois deles (Potrerillo II e San Juanito) iniciaram com breves fases phreatomagmáticas produzindo um anel de tufo basal em torno de suas aberturas (Sieron e Siebe, 2008). A construção de cones de escoria foi associada à atividade do tipo Estromboliano com explosividade moderada a baixa, enquanto a emplacamento de cúpula (e.g. Pochetero e Pedregoso) foi geralmente caracterizada por uma atividade explosiva magmática inicial seguida por extrusão de lava efusiva durante a fase de construção da cúpula (Nelson, 1980; Sieron e Siebe, 2008).

Nelson (1980) analisaram o lavas andesíticas de monogenético edifícios na SE flancos do Ceboruco, e descobriu que eles também não quimicamente semelhantes o pré-caldeira, andesitos, nem o pós-caldeira andesitos dos principais vulcão. Neste contexto, Petrone (2010) sugeriu que os sistemas magmáticos de ambos, Ceboruco e os vulcões monogenéticos circundantes estão relacionados uns com os outros e juntos produzem a grande variedade química observável nos produtos pós-Plinianos de Ceboruco. Estudos adicionais são necessários para entender o sistema magmático local. Aqui nos concentramos na avaliação dos perigos vulcânicos que emanam de erupções do vulcão Central de Ceboruco, e não incluem aqueles colocados por erupções monogenéticas em seus arredores.

segunda fase de actividade-a erupção Pliniana de Jala

após um longo período de inactividade (cerca de 40 000 anos) no edifício central, o fluxo de lava dacítico Destiladero foi emplacado no flanco WNW (Nelson, 1980; Sieron e Siebe, 2008). Um volume total de 0,42 km3 (Tabela 3) foi determinado através de dados de campo e usando software GIS para o fluxo de lava Destiladero, que marca uma mudança de composição de lavas puramente andesíticas para magmas mais evoluídos. Algum tempo depois de sua colocação, a erupção mais violenta conhecida de Ceboruco, a erupção do Jala Pliniano datou de 1060 ± 55 anos de tensão arterial (Sieron e Siebe, 2008). Esta erupção teve uma alta de explosividade vulcânica (índice de VEI = 6; Newhall e o Self, 1982), levam à formação de exterior caldeira com um diâmetro de 3,7 km, e produziu extensa piroclásticas precipitação ao longo do principal eixo de dispersão para a Sierra Madre Ocidental, atingindo além do Grande de Santiago de rio, localizado a 35 km ao NE, abrangendo uma área de > 560 km2, com > 50 cm de pedra-pomes e cinzas (Nelson, 1980; Gardner and Tait, 2000). As maiores espessuras dos depósitos (até 10 m) foram encontradas em torno da aldeia de Jala, daí o nome para esta erupção (Fig. 5a).

A sequência do indivíduo eruptiva fases e associadas depósitos piroclásticos de Jala erupção Pliniana foram descritas pela primeira vez por Nelson (1980) e, mais tarde, por Gardner e Tait (2000), Chertkoff e Gardner (2004), e Browne e Gardner (2004, 2005) e inclui 6 fallout camadas, 4 fluxo piroclástico, e 3 piroclásticos de surto de unidades. Em resumo, a erupção começou com o aumento de uma coluna eruptiva de 10 km de altura que produziu um depósito de precipitação fina (P0) exposto em afloramentos n da ventilação (intensidade eruptiva de < 106 kg/s; Gardner e Tait, 2000, usando o modelo de Carey e Sparks, 1986). Em seguida, a mais espessa (até 10 m) e a mais volumosa (8-9 km3) unidade de precipitação de pomes (P1) foi depositada principalmente na NE (Fig. 6a). Durante esta fase, a altura da coluna variou entre 25 e 30 km e a intensidade eruptiva entre 4 × 107 e 8 × 107 kg / s.

O principal P1 fase foi seguido por um curto período de tempo de inactividade após o qual o P2 a P6 fluxo piroclástico e supressor de unidades foram depositados em várias direções a partir da cratera, mas, principalmente, para o N e S com depósito-espessuras que variam de alguns centímetros (surtos) para dezenas de m (fluxos piroclásticos) (Figs. 5a, 6b e c). Uma espessura de depósito de fluxo piroclástico composta principal de até 60 m é encontrada em direção à SW em pedreiras cortadas na ventoinha de blocos e cinzas do Marquesado localizada a > 15 km da cratera. Os depósitos de sobretensão intercalados entre unidades de precipitação radioactiva foram observados a distâncias até 20 km da sua fonte (figos. 5a e 6c).As fases pós-P1, juntas, representam 25% do volume total do magma em erupção. No final de P1, caldeira formação iniciada, como evidenciado pela diminuição considerável no fluxo de massa e o aumento drástico na líticas de conteúdo em relação ao principal P1 fallout depósitos (~ 8%) e pós-P1 (30-60%), bem como na mudança de magma de composição (P1 = 98% rhyodacite, e pós-P1 = 60-90% rhyodacite) (Gardner e Tait, 2000).

o volume total (DRE = denso equivalente de rocha) do material emitido foi estimado em 3-4 km3 (Nelson, 1980; Gardner and Tait, 2000), que sugere que esta erupção Pliniana não foi apenas uma das mais volumosas, mas também uma das mais destrutivas (perda de vegetação, enterro de assentamentos pré-hispânicos) erupções no México durante o Holoceno (Fig. 7).

Todos os fallout depósitos contêm dois tipos de pedra-pomes, branco rhyodacitic e cinza dacitic, de que o primeiro representa a esmagadora parte do volume total (2.8–3.5 km3 de 3 a 4 km3 DRE). De acordo com Chertkoff e Gardner (2004), o magma é uma mistura de três fontes (bimodal mistura de rhyodacite e dacito, e um pequeno componente de basalto), que ocorreu em duas fases: a mistura de dacito e basalto teve lugar entre 34 e 47 dias, e a mistura entre rhyodacite e dacito apenas 1 a 4 dias antes da erupção, respectivamente (dados obtidos a realização de zoneamento perfis de plagioclase e/ou magnetita phenocrysts; veja mais detalhes em Chertkoff e Gardner, 2004). A erupção de Jala é considerada uma erupção de pequena escala de acordo com Browne e Gardner (2004), durante a qual líticas de origem sucessivamente mais rasa foram expelidas: 6 km de profundidade antes do colapso de caldera que produziu o 3.Cratera externa de 5 km de largura (a base da unidade de precipitação radioactiva P1 contém < 15% de precipitação radioactiva) e ~ 1 km de profundidade durante o colapso (a unidade P1 contém até 90% de precipitação radioactiva em direcção ao seu topo).Lahars sin-and-post eruptive, associados com a erupção do Jala foram principalmente fluxos hiper-concentrados e menos fluxos de detritos, distinguíveis no campo, que alcançou distâncias de até 10 km ao longo dos vales circundantes, especialmente para o SW da cratera. A primeira foi observada diretamente acima da erupção de Jala depósitos piroclásticos de fluxo, enquanto a segunda está associada com o enchimento do vale e material retrabalhado. Os depósitos de lahar resultantes são frequentemente intercalados com unidades de fluxo piroclástico no flanco N de Ceboruco, e ocorrem predominantemente na seção superior do ventilador de blocos e cinzas Marquesado para o S de Ceboruco (Fig. 2) no caso dos lahars sinergéticos alimentados pela erupção, e ao longo do Rio Ahuacatlán (Fig. 5b) e planícies circundantes no caso de depósitos secundários de lahar (Fig. 6d). As unidades de Lahar também estão associadas com a remoção da extensa precipitação dentro da Serra Madre ocidental perto do Rio Grande de Santiago a 35-40 km de Ceboruco, entre as duas usinas hidrelétricas La Yesca e El Cajón (Fig. 1b), embora os depósitos sejam mal preservados ou ausentes devido à erosão nas encostas íngremes do rio canyon (apenas preservados em loops fluviais maiores).Restos arqueológicos abundantes encontrados nos vales férteis em torno de Ceboruco indicam que a área tem sido habitada pelo menos desde o período clássico inicial (CE 200-300) da escala de tempo Arqueológico Mesoamericano (Bell, 1971; Zepeda et al., 1993) por pessoas pertencentes ao Eixo do Túmulo, Cistón (arqueólogo José Beltran-Medina, comunicação pessoal), e Aztatlán tradições culturais (Barrera 2006; González-Barajas e Beltrán-Medina, 2013). Vários desses assentamentos foram enterrados sob os depósitos de Jala Plinian, como evidenciado por inúmeros túmulos e restos domésticos encontrados por recentes escavações de resgate Arqueológico realizadas durante a construção da nova rodovia para Puerto Vallarta (González-Barajas e Beltrán-Medina, 2013).

actividade efusiva e explosiva pós-Pliniana

a erupção Pliniana de Jala marca o início de um período de actividade intensa de cerca de 150 anos em Ceboruco (Sieron e Siebe, 2008; Sieron et al., 2015; Böhnel et al., 2016) com a predominância de vazamento efusivo de lava e pequenas erupções explosivas na área do cume do vulcão.Pouco depois da erupção Pliniana de Jala, a cúpula dacitic Dos Equis (Nelson, 1980; Sieron e Siebe, 2008) foi emplacada na cratera caldera. Esta cúpula foi lateralmente drenada pelo fluxo de lava Cobales associado(Fig. 8, Tabelas 1 e 2), também de composição dacítica (65-68, 5 wt % SiO2), que resultou em sua deflação por subsidência, seguido por seu colapso e a subsequente formação da cratera interior do vulcão Ceboruco (Nelson, 1980). Hoje, os restos da cúpula Dos Equis formam as margens da cratera interior e fragmentos são encontrados na maioria das lavas pós-Plinianas como xenólitos. O fluxo Copales inundou uma área de 23,7 km2 (Fig. 8) e tem uma espessura média de 80 m. O seu volume total de ~ 2 km3 torna – o o mais volumoso de todos os fluxos de lava que eclodiram durante este período (Tabela 3).

Após a colocação do Copales fluxo de lava, cinco distintas, principalmente efusivos trachy-rincão (60-62% em peso de SiO2) erupções produziu o Cajón, Coapan eu, Coapan II, El Norte, e Ceboruco fluxos (Sieron e Siebe, 2008; Fig. 8, Tabelas 1 e 2).Os fluxos de lava pós-Plinianos nos flancos N E SW estão quase completamente cobertos pelos remanescentes da Cúpula De Dos Equis e moldam a morfologia atual do vulcão. Embora faltem informações de documentos históricos, e não tenham sido encontrados depósitos piroclásticos associados a suas erupções, é possível que a colocação de alguns desses fluxos de lava tenha sido acompanhada por uma atividade explosiva produzindo cinzas menores que foram posteriormente removidas pela chuva, como observado durante e pouco depois da erupção histórica de 1870-75.

nenhum dos fluxos de lava pós-Plinianos pode ser datado pelo método de radiocarbono. Documentos históricos da época da conquista espanhola revelam que, à exceção do fluxo de lava de 1870, todos os outros fluxos de lava pós-Plinianos já existiam na época da chegada do espanhol à área de estudo em CE 1528 (Ciudad Real, 1976; Arregui, 1946). Relações estratigráficas indicam a ordem dos efusivos erupções Ceboruco do flancos: Cajón, Coapan eu, Coapan II, e do Norte para o N; e Copales, Ceboruco, e 1870, para o SW.

Devido a diferenças morfológicas entre as diferentes correntes de lava, que Sieron e Siebe (2008), a hipótese de que o 6 fluxos de lava (exceto o fluxo de 1870) foram emitidos em seqüência, um após o outro, separados por períodos curtos de relativa quietude, com um total intervalo de tempo de cerca de mais de 500 anos de CE ~ 1000 (logo após o Jala erupção) para CE 1528 (chegada dos Espanhóis). Esta suposição anterior acabou por ser incorreta, como descoberto recentemente por um estudo paleomagnético de variação secular (Böhnel et al., 2016). Surpreendentemente, todos os seis fluxos de lava (volume total de ~ 3 km3) foram emitidos durante um curto período de apenas ~ 140 anos entre CE ~ 1000 e CE ~ 1140 (Böhnel et al., 2016), brevemente após a erupção do Jala Pliniano e muito antes da chegada dos espanhóis em 1528 (figos. 9 e 10). Este curto período de atividade é seguido por 700 anos de relativa quiescência interrompida pela erupção histórica de 1870-1875 (Fig. 10). As erupções menores na área do cume que deram origem aos pequenos cones piroclásticos e cúpulas aninhadas dentro da caldeira interna foram provavelmente contemporâneas aos fluxos de lava pós-Plinianos. Construções vulcânicas dentro da caldeira incluem complexos de cúpula e cones piroclásticos: el centro dome, que pode ser contemporâneo ao fluxo de lava El Norte (sua composição química é quase idêntica); Cone piroclástico I localizado no setor NW da cratera interior de Ceboruco, que atualmente detém o ponto altitudinal mais alto de todo o vulcão (La Coronilla); e o Cone piroclástico II perto da margem SW da cratera interior. Todas estas construções foram formadas ao longo de uma zona de fraqueza e estão alinhadas em uma direção WSW-ENE. Assim, durante os dois primeiros séculos após a erupção Pliniana de Jala, não só fluxos de lava volumosa foram produzidos (ver parágrafos anteriores), mas também erupções explosivas menores ocorreram dentro da cratera do cume. Depósitos associados às três estruturas (dois cones piroclásticos e um anel piroclástico em torno de uma cúpula de lava) dentro da cratera interior mencionada acima oferecem evidências (e.g. depósitos de picos piroclásticos e bombas de ferrugem) apontando para a presença de água que resultou em breves fases freatomagmáticas durante sua colocação explosiva-magmática (Sieron e Siebe, 2008).

O volume total de pós-Pliniana fluxos de lava primeiro foi estimado por Nelson (1980) em 7 km3, mais tarde, por Frey et al. (2004) at 9.5 km3, e finalmente por Sieron e Siebe (2008) a 4,4 km3 com fluxos de lava individuais variando entre 0,07 e 2,1 km3 (Tabela 3). As diferenças nestas estimativas estão principalmente relacionadas com a qualidade (resolução) dos dados topográficos disponíveis e os modelos digitais derivados de Elevação e/ou imagens utilizadas para interpolar esboços individuais dos fluxos de lava, muitos dos quais são parcialmente cobertos pelas subsequentes lavas mais jovens.Os volumes estimados indicam taxas de erupção elevadas de 0, 004 km3 / ano (Sieron, 2008). A extrapolação dessas altas taxas de erupção para o estágio pré-Jala implicaria uma construção irrealisticamente rápida do edifício principal em apenas 4000 anos (usando um volume total de 38 km3 estimado por Frey et al., 2004), ou 8800 anos (usando um valor de 60 km3, como estimado por Nelson, 1980) ou de 11.500 anos (usando 46 km3, estimado pela Sieron e Siebe 2008). Embora muito diferentes, todas estas estimativas estão na mesma ordem de grandeza. Desde que os mais jovens datados diques são 45 ± 8 ka de idade (Frey et al., 2004; ver também Fig. 3), é claro que períodos prolongados de repouso devem ter ocorrido e que as taxas de erupção devem ter variado consideravelmente durante a história eruptiva de Ceboruco.

histórico 1870-1875 erupção e a atividade recente

O mais recente erupção do Ceboruco teve lugar em 1870-1875 e sua magnitude foi classificado com um VEI = 3, pelo Vulcanismo Global do programa da Rede (Global Volcanism Program (GVN), 2017, Smithsonian Institution). Caravantes (1870) e Iglesias et al. (1877) visitou Ceboruco na época, e descreveu todo o curso (1870-75) da erupção com base em suas próprias observações (veja também Palacio, 1877). Além disso, eles obtiveram informações dos habitantes das cidades adjacentes, como Ahuacatlán e Jala (Barrera, 1931; Banda, 1871). Com base nas publicações de Caravantes (1870) e outras, informações adicionais foram publicadas na Alemanha por Kunhardt (1870) e Fuchs (1871). Sieron e Siebe (2008) fornecem uma ampla discussão das observações originais; aqui apresentamos apenas um resumo das principais características desta erupção.Sinais iniciais de agitação foram relatados em 1783 e 1832 e incluíam ruído subterrâneo, atividade sísmica e a observação de uma pluma de vapor esbranquiçado emanando da área do cume do vulcão. Em 1832, esses fenômenos premonitórios foram sentidos suficientemente fortes para causar medo entre os habitantes do vizinho Jala, que abandonaram suas casas por alguns dias (Iglesias et al., 1877). Várias décadas depois, a agitação recomeçou e atingiu novamente níveis mais elevados. O momento exato do pico de premonitório agitação em 1870 varia de autor para autor, mas ocorreu entre os dias 15 e 21 de fevereiro, pouco antes do início da erupção em 23 de fevereiro de 1870, que durou até 1875, quando o “pequeno eruptiva colunas carregado com cinzas ainda estavam subindo em intervalos de 10 minutos” e o fluxo de lava foi ainda a mover-se lentamente (García, 1875; Iglesias et al., 1877).No início da fase principal da erupção, fluxos piroclásticos e picos percorreram as ravinas na encosta sul (Caravantes, 1870; Lacroix, 1904; Waitz, 1920). Caravantes (1870) descreve depósitos piroclásticos frescos na Ravina de Los Cuates e o avanço de um fluxo de lava viscosa de 80 m de altura pela mesma ravina (Fig. 11a).

as cinzas cobriram visivelmente a paisagem até 15 léguas (~85 km) da cratera e espessuras de até 50 cm foram observadas (Banda, 1871). Em 1872, o principal fluxo de lava parou de avançar, mas a inflação vertical ainda foi observada (Iglesias et al., 1877) e Nova lava emergiu ao longo de várias fraturas mais altas no flanco SW, bem como dentro da cratera interior do cume. Em Guadalajara e outras partes do Estado de Jalisco a atividade sísmica foi sentida durante vários períodos durante o curso da erupção, e um pico é relatado para os primeiros meses de 1875.

a erupção formou uma pequena cratera para o W do Cone piroclástico I, dentro da cratera interior (Fig. 11b). Esta atividade removeu parcialmente a borda da cratera W do Cone piroclástico i, tornando-se agora a margem E da nova cratera de 1870, onde uma cúpula está presente hoje (Fig. 11c e d).

Sieron e Siebe (2008) e Sieron (2009) determinaram os volumes totais dos produtos eruptivos 1870-75. Um volume de ~ 1,14 km3 foi calculado para o fluxo de lava (Quadro 3) e um máximo de ~ 0,1 km3 para os depósitos de cinzas (Fig. 12a e b). O volume dos fluxos piroclásticos associados a esta erupção é muito menor (~0.0005 km3).

Os depósitos de cinzas são de granulação fina (Fig. 13a) e foram expostos à superfície por mais de um século (Fig. 12). Como resultado, eles foram parcialmente erodidos e não são identificáveis em muitos lugares, especialmente em áreas distais. Com base nas observações relatadas por Banda (1871) estimamos que uma área de 400 a 500 km2 deve ter sido afetada pelas cinzas de 1870-75 com espessura que varia entre alguns mm e 50 cm.

A composição química do 1870-75 produtos varia de andesito (ash fallout) para dacito (cúpulas e fluxo de lava) (Fig. 13b) e o estilo de erupção da atividade pode ser rotulado como vulcaniano na maior parte deste período de tempo.

após 1875, a actividade fumarólica e, ocasionalmente, pequenas plumas de cinzas persistiram durante mais 5 anos (Iglesias e outros., 1877; Ordóñez, 1896). Em 1894 (quase 20 anos após a cessação da erupção principal), duas grandes fumarolas ainda estavam ativas dentro da cratera de 1870 com temperaturas de 96 °C, e fumarolas adicionais foram visíveis ao longo do fluxo de lava de 1870 (Ordóñez, 1896). Desde então, a atividade fumarólica tem diminuído gradualmente, mas persiste até hoje. Fumarolas de baixa temperatura ocorrem na parede interna da cratera se da caldeira externa (1952 M. A. S. L.; Fig. 14a and b) and at the foot of one of the small 1870 plug-domes within the inner crater(Fig. 14c e d).

o CENAPRED tem conduzido uma campanha de monitorização de fumarolas e nascentes nos últimos anos (desde 2005). In 2015, temperatures of 80 ° C at the outer caldera fumarole site and of 84 °C at the inner crater plug-dome (Fig. 14c e d) foram medidos. Além disso, seis nascentes foram repetidamente amostradas para análise química na base do vulcão dentro da bacia do Rio Ahuacatlán. Até agora, as temperaturas e as composições químicas das fumarolas e das Águas de nascente permaneceram dentro de uma estreita linha de base, excluindo a reactivação magmática (CENAPRED, 2016).

não existe uma rede de monitorização sísmica permanente em Ceboruco. A Universidade de Guadalajara e o escritório de Proteção Civil do Estado de Nayarit instalaram uma estação sísmica temporária (2003-2008) (CEBN) no flanco sul do vulcão (2117 M A. S. L.). Sánchez et al. (2009) and Rodríguez-Uribe et al. (2013) classificou a sismicidade gravado dentro de um raio de 5 km ao redor da estação sísmica em três grandes tipos de eventos, seguindo o esquema proposto por McNutt (2000): a) Vulcão-tectônicas, terremotos (VT), que indicam uma tensão de propagação, o regime de faltas, que cruzam o edifício vulcânico em baixa, mas a taxa consistente; b) de baixa frequência de terremotos (LF), que podem estar relacionados com a presença de fluidos pressurizados ou fluido-sólido interação; e c) eventos mistos ou híbridos, que são sinais derivados de processos próximos da superfície que podem indicar uma atividade fumarólica renovada ou intensificada dentro ou perto das cúpulas da cratera interior, consistente com um sistema hidrotérmico ativo.

o aumento da actividade sísmica sugerido por estes estudos (Sánchez et al., 2009; Rodríguez-Uribe et al., 2013) é baseado em um conjunto limitado de dados (apenas uma estação, poucos anos de gravação) e precisa ser visto com cautela. No entanto, representa uma tentativa valiosa para determinar o nível de atividade de linha de base em Ceboruco e compara eventos sucessivos em um período de tempo de 5 anos. Além disso, sublinha a necessidade de implementar uma rede de monitoramento mais extensa que permitiria esclarecer o atual estado de atividade da Ceboruco, e fazer uma avaliação de risco mais completa.