Età della camera magmatica e il suo stato fisico-chimico sotto Elbrus Grande Caucaso, Russia utilizzando la petrocronologia dello zircone e approfondimenti sulla modellazione

Rapporti scientifici volume 13, numero articolo: 9733 (2023) Citare questo articolo

672 accessi

1 Citazioni

2 Altmetrico

Dettagli sulle metriche

Una correzione dell'autore a questo articolo è stata pubblicata il 26 luglio 2023

Questo articolo è stato aggiornato

Il Monte Elbrus, il vulcano più alto e in gran parte ghiacciato d'Europa, è costituito da lave siliciche ed è noto per le eruzioni dell'Olocene, ma le dimensioni e lo stato della sua camera magmatica rimangono poco limitati. Riportiamo età dello zircone U-Th-Pb ad alta risoluzione spaziale, co-registrate con valori isotopici di ossigeno e afnio, estensione di ~ 0,6 Ma in ciascuna lava, documentando l'iniziazione magmatica che forma l'attuale edificio. La modellazione termochimica più adatta vincola i flussi magmatici a 1,2 km3/1000 anno mediante dacite calda (900 °C), inizialmente sottosatura di zirconi, in un corpo magmatico esteso verticalmente da ~ 0,6 Ma, mentre un episodio vulcanico con magma eruttibile si estende solo oltre il passati 0,2 Ma, corrispondenti all'età delle lave più antiche. Le simulazioni spiegano il volume totale del magma di ~ 180 km3, i valori δ18O e εHf che oscillano temporalmente e un'ampia gamma di distribuzioni dell'età dello zircone in ciascun campione. Questi dati forniscono informazioni sullo stato attuale (~ 200 km3 di fusione in un sistema esteso verticalmente) e sul potenziale per l’attività futura di Elbrus che richiede l’imaging sismico tanto necessario. Registri simili di zirconi in tutto il mondo richiedono un'attività intrusiva continua mediante accrescimento magmatico di magmi silicici generati in profondità e che le età degli zirconi non riflettono le età delle eruzioni ma le precedono di ~ 103-105 anni riflettendo storie prolungate di dissoluzione-cristallizzazione.

La stima del rischio vulcanico si basa su una varietà di strumenti e quasi sempre include l'imaging dei serbatoi di magma della crosta superiore che alimentano le eruzioni, nonché la stima delle condizioni nella camera magmatica (ad es. 1 riferimenti ivi contenuti). Per comprendere lo stato della camera magmatica sotto i centri magmatici, vengono spesso impiegati metodi geofisici2,3 ma da soli spesso non riescono a rilevare corpi magmatici a dominanza liquida in ambienti crostali subvulcanici, a meno che questi non superino spessori dell'ordine di ~ 102-103 m che è dell'ordine della lunghezza d'onda delle onde sismiche utilizzate nelle indagini. Questo è stato il caso nel 2009, quando il pozzo di perforazione dell’Iceland Deep Drillhole Project, profondo 2,1 km, è entrato nella riolite calda e quasi priva di cristalli a 2 km sotto la superficie nella caldera di Krafla precedentemente ben monitorata; il davanzale riolitico è stato rilevato solo post-factum nel 2015 da uno studio specializzato di riflessione geofisica4. Che tipo di percorsi idraulici del magma e di corpi magmatici esistano sotto stratovulcani alti, magmaticamente produttivi e comunemente ghiacciati è ancora una questione di significativa incertezza.

Potenzialmente, una combinazione di metodi geofisici con indagini vulcanologiche e geochimiche di specifici vulcani mirati alla petrocronologia dello zircone, alle inclusioni di fusione e ai modelli di zonizzazione nel carico cristallino dei recenti prodotti vulcanici può rivelare temperature, profondità e stato fisico dei corpi di magma1,5. Recenti sforzi che utilizzano la petrocronologia dello zircone (metodi multipli di datazione dello zircone e indagine di età e valori isotopici e chimici) nei registri magmatici possono far luce sulla tempistica degli eventi magmatici e sulla loro evoluzione compositiva pre-eruttiva6,7,8,9,10, 11,12,13,14,15. Diversi scenari sono emersi nel corso dell'ultimo decennio: in alcuni casi, le distribuzioni e le composizioni dell'età dello zircone sono uniformi e registrano un breve episodio di cristallizzazione in un serbatoio evoluto e poco profondo prima dell'eruzione, ma in molti stratovulcani e caldere di lunga durata negli archi insulari continentali, una documentazione più prolungata delle età dello zircone U-Th e U-Th-Pb fornisce informazioni sulla preistoria della sua cristallizzazione, miscelazione e segregazione della fusione dal residuo cristallino durante l'accrescimento magmatico8,13,14,16. Ulteriori combinazioni di età dello zircone con isotopi O e Hf nonché rapporti di elementi in traccia misurati in punti co-registrati all'interno degli stessi cristalli di zircone forniscono informazioni critiche e vincoli sui contributi del mantello e delle fonti crostali, comprese le rocce di parete alterate idrotermicamente, a ciascuno zircone all’interno del sistema magmatico17. Ad esempio, alcuni sistemi mostrano un'estrema eterogeneità di O e Hf nonostante un'età simile14 che richiede l'assemblaggio pre-eruttivo di fusi saturi di zircone e cuscinetti di zircone generati contemporaneamente con diverse fonti di O e Hf, in altri casi U-Th o U-Pb a coda lunga Le età con isotopi O e Hf relativamente omogenei richiedono il campionamento di un singolo serbatoio ben miscelato e di lunga durata12.

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>