Возраст магматического очага и его физико-химическое состояние под Эльбрусом, Большой Кавказ, Россия, с использованием петрохронологии циркона и результатов моделирования.

Научные отчеты, том 13, Номер статьи: 9733 (2023) Цитировать эту статью

672 Доступа

1 Цитаты

2 Альтметрика

Подробности о метриках

Авторская поправка к этой статье была опубликована 26 июля 2023 г.

Эта статья обновлена

Гора Эльбрус, самый высокий и в значительной степени покрытый льдом вулкан Европы, состоит из кислой лавы и известен голоценовыми извержениями, но размер и состояние его магматического очага остаются плохо изученными. Мы сообщаем о возрасте циркона U-Th-Pb с высоким пространственным разрешением, зарегистрированном совместно с изотопными значениями кислорода и гафния, в диапазоне ~ 0,6 млн лет в каждой лаве, документируя магматическое инициирование, которое формирует нынешнюю постройку. Наиболее подходящее термохимическое моделирование ограничивает магматические потоки на уровне 1,2 км3/1000 год горячим (900 °C), первоначально недонасыщенным цирконом дацитом, в вертикально протяженное магматическое тело примерно с 0,6 млн лет назад, тогда как вулканический эпизод с извержением магмы распространяется только на старше 0,2 млн лет назад, что соответствует возрасту древнейших лав. Моделирование объясняет общий объем магмы ~ 180 км3, колеблющиеся во времени значения δ18O и εHf, а также широкий диапазон распределения возраста циркона в каждом образце. Эти данные дают представление о текущем состоянии (около 200 км3 расплава в вертикально обширной системе) и о потенциале будущей активности Эльбруса, требующей столь необходимых сейсмических изображений. Подобные записи циркона во всем мире требуют непрерывной интрузивной активности за счет магматической аккреции кислых магм, образующихся на глубине, и того, что возраст цирконов не отражает возраст извержений, а предшествует им примерно на 103–105 лет, что отражает длительную историю растворения-кристаллизации.

Оценка вулканической опасности основана на различных инструментах и почти всегда включает в себя визуализацию магматических резервуаров верхней коры, питающих извержения, а также оценку условий в магматическом очаге (например, ссылки в нем). Чтобы понять состояние магматического очага под магматическими центрами, часто используются геофизические методы2,3, но сами по себе они часто не могут обнаружить магматические тела с преобладанием жидкости в земных субвулканических условиях, если только их мощность не превышает порядка ~ 102–103 м. что порядка длины волны сейсмических волн, используемых в исследованиях. Так было в 2009 году, когда буровая скважина Исландского проекта глубоких буровых скважин глубиной 2,1 км вошла в горячий и почти свободный от кристаллов риолит на глубине 2 км ниже поверхности ранее хорошо контролируемой кальдеры Крафла; риолитовый силл был обнаружен постфактум только в 2015 году в результате специализированного геофизического исследования отражений4. Какие пути прохождения магмы и магматические тела существуют под высокими, магматически продуктивными и обычно покрытыми льдом стратовулканами, до сих пор остается вопросом значительной неопределенности.

Потенциально, сочетание геофизических методов с вулканологическими и геохимическими исследованиями конкретных вулканов с целью выявления петрохронологии циркона, расплавных включений и структуры зонирования в кристаллическом грузе недавних вулканических продуктов может выявить температуру, глубины и физическое состояние магматических тел1,5. Недавние усилия по использованию петрохронологии циркона (мультиметоды датирования циркона и исследования возраста, а также изотопных и химических значений) в магматических записях могут пролить свет на время магматических событий и их предэруптивную эволюцию состава6,7,8,9,10, 11,12,13,14,15. За последнее десятилетие возникли разнообразные сценарии: в некоторых случаях возрастное распределение и состав цирконов однородны и фиксируют краткий эпизод кристаллизации в развитом и мелководном резервуаре перед извержением, но во многих долгоживущих стратовулканах и кальдерах континентальных островных дуг более длительная запись U-Th и U-Th-Pb возрастов циркона дает представление о предыстории его кристаллизации, смешивания и отделения расплава от кристаллического остатка во время магматической аккреции8,13,14,16. Дальнейшее сочетание возраста циркона с изотопами O и Hf, а также соотношение микроэлементов, измеренное в совместно зарегистрированных пятнах внутри одних и тех же кристаллов циркона, дает важную информацию и ограничения на вклад мантийных и коровых источников, включая гидротермально измененные вмещающие породы, в каждый циркон. внутри магматической системы17. Например, некоторые системы демонстрируют крайнюю гетерогенность O и Hf, несмотря на одинаковый возраст14, что требует предэруптивной периодической сборки одновременно генерируемых циркононасыщенных и цирконсодержащих расплавов с различными источниками O и Hf, в других случаях - длиннохвостыми U-Th или U-Pb. Возрасты с относительно однородными изотопами O и Hf требуют отбора проб из одного хорошо перемешанного, долгоживущего резервуара12.

300 ka). Model ages are displayed for an initial (230Th)/(232Th) corresponding to whole rock Th and U abundances, assuming secular equilibrium. The younger isochron age in A and B is based on the youngest zircon cores, but these are ~ 20 to 37 kyr older than the presumed Late Holocene eruption age of these lavas, as is the zircon surface age in (D), suggesting that zircons were dissolving prior to the eruption (see Fig. S1)./p> 20 kyr ages that also predate the inferred post-glacial eruption ages (Fig. 3). Although collectively zircon rim ages are younger than core ages in the same lavas, depth profiles of zircon faces reveal increasing zircon ages with depth even with minimal ~ 3 µm deep penetration (Fig. 3), and sometimes even the outermost surface ages overlap with core ages. It thus appears that zircon rims that crystallized just prior to eruption are either undetectably thin or completely absent. This may indicate that these zircons were dissolving (rather than growing) before the eruption or was shielded from the melt by storage in a solidified part of the intrusive complex, or a phenocryst as an inclusion. To interpret this result further, we extracted all zircon crystals by HF dissolution from one young lava (Elb-5) and measured the crystal size distribution of zircon using crystal lengths (Supplementary Fig. 1). There is a prominent lack of smaller crystals (< 20 μm) and a deficiency of small (< 50 µm) crystals that are consistent with the dissolution, or starved growth of this crystal population prior to eruption (e.g.38,39)./p> 1 Ma, split into two magmatic episodes./p> 800 °C (Fig. 5a) is formed in the central area beneath the volcano. These temperatures would correspond to melt fractions > 80% if no eruptions are allowed in the system. However, our model considers that if a critical volume of magma with the melt fraction > 75% is formed anywhere in a vertically extensive system, an eruption occurs and removes 90% of the available magma, tapping all areas. The subvolcanic system shrinks as this occurs and mass and heat conservations are obeyed in the system41. We consider that eruption volumes are distributed by an exponential law42 as is typical for many volcanoes worldwide (more frequent small eruptions and less frequent large eruptions) and such a sequence of eruption volumes is generated randomly prior to the simulation. Larger eruptions require longer incubation intervals of melt accumulation. Figure 5b shows the distribution of the melt fraction inside the crustal domain affected by intrusion. Contours of 5, 50, and 75% of melt are shown. Model simulations show that eruptions drain most of the magma from the magma chamber while a vertically extended crystal mush zone is formed around the central part of the volcano. Melt volumes and the volume of erupted material are shown in Fig. 5d. Figure 6 presents the history of melt production and eruption and assimilation proportion of the crust in erupted material. Before eruptions start to incubate, the volume of the present melt beneath Elbrus increases progressively to ~ 300 km3 over 0.4 Myrs. After an incubation period, eruptions start, triggering a trend towards decreasing melt volumes as the magma is evacuated from the system to the surface forming the magmatic edifice of Elbrus. After that, continuing magma supply from depth is almost completely balanced by eruptions. The proportion of the locally melted crustal rocks in the erupted magma (Fig. 6b) ranges from ~ 0.1 to 0.3, and only slightly decreases during the evolution of the system because eruptions mingle magma from different parts of the system. This may correspond to the subtle trend of decreasing crustal contribution with time as observed for O and Hf isotopes in zircon (Fig. 4). Figure 5d shows the distribution of magma chambers with time. Their horizontal extent is much smaller than the vertical extent due to a wide range of depths of dikes injection. Eruptions start deep in the system where the thermal conditions required for melt generation are reached early, and then progressively magma drainage moves upwards as the system matures. Notice that magma bodies have complex shapes and overall would fit the current paradigm of vertically extensive magma systems43. Due to different melt connectivity, some eruptions sample only a narrow range of depths, whereas others excavate magma from the whole extent of the magmatic system./p> 0.7 Ma) and new systems. This is supported by the older ignimbrites being only known from the west of the current edifice, and thus the previous magma body is likely located underneath./p>