Idade da câmara de magma e seu estado físico-químico sob Elbrus, Grande Cáucaso, Rússia, usando petrocronologia de zircão e insights de modelagem

Scientific Reports volume 13, Artigo número: 9733 (2023) Citar este artigo

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Uma correção do autor a este artigo foi publicada em 26 de julho de 2023

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O Monte Elbrus, o vulcão mais alto e em grande parte glaciado da Europa, é feito de lavas silícicas e é conhecido pelas erupções do Holoceno, mas o tamanho e o estado da sua câmara de magma permanecem pouco limitados. Relatamos idades de zircão U – Th – Pb de alta resolução espacial, co-registradas com valores isotópicos de oxigênio e háfnio, abrangendo ~ 0, 6 Ma em cada lava, documentando a iniciação magmática que forma o edifício atual. A modelagem termoquímica mais adequada restringe fluxos magmáticos a 1,2 km3/1000 ano por dacito quente (900 °C), inicialmente subsaturado com zircão, em um corpo de magma verticalmente extenso desde ~ 0,6 Ma, enquanto um episódio vulcânico com magma eruptivo se estende apenas ao longo do passado 0,2 Ma, correspondendo à idade das lavas mais antigas. Simulações explicam o volume total de magma de ~ 180 km3, oscilando temporalmente os valores de δ18O e εHf, e uma ampla gama de distribuições de idade do zircão em cada amostra. Esses dados fornecem informações sobre o estado atual (~ 200 km3 de derretimento em um sistema verticalmente extenso) e o potencial para atividades futuras de Elbrus, exigindo imagens sísmicas muito necessárias. Registros semelhantes de zircão em todo o mundo requerem atividade intrusiva contínua por acréscimo magmático de magmas silícicos gerados em profundidades, e que as idades do zircão não refletem as idades de erupção, mas as antecedem em ~ 103 a 105 anos, refletindo histórias prolongadas de dissolução-cristalização.

A estimativa dos perigos vulcânicos baseia-se numa variedade de ferramentas e quase sempre inclui imagens dos reservatórios de magma da crosta superior que alimentam as erupções, bem como a estimativa das condições na câmara magmática (por exemplo, referências 1). Para compreender o estado da câmara magmática sob centros magmáticos, métodos geofísicos são frequentemente empregados2,3, mas eles sozinhos muitas vezes não conseguem detectar corpos magmáticos dominados por líquido em ambientes subvulcânicos crustais, a menos que estes excedam espessuras da ordem de ~ 102 a 103 m. que é da ordem do comprimento de onda das ondas sísmicas utilizadas nas investigações. Este foi o caso em 2009, quando o furo de sondagem do Projecto de Perfuração Profunda na Islândia, com 2,1 km de profundidade, entrou num riolito quente e quase isento de cristais 2 km abaixo da superfície, na caldeira de Krafla, anteriormente bem monitorizada; o peitoril riolítico só foi detectado post-factum em 2015 por um estudo especializado de reflexão geofísica4. Que tipo de caminhos de canalização de magma e corpos de magma existem sob estratovulcões altos, magmaticamente produtivos e comumente glaciais ainda é uma questão de incerteza significativa.

Potencialmente, uma combinação de métodos geofísicos com investigações vulcanológicas e geoquímicas de vulcões específicos visando a petrocronologia de zircão, inclusões de fusão e padrões de zoneamento na carga cristalina de produtos vulcânicos recentes pode revelar temperaturas, profundidades e estado físico de corpos de magma . Esforços recentes usando a petrocronologia do zircão (métodos múltiplos de datação do zircão e investigação de idades e valores isotópicos e químicos) em registros magmáticos podem lançar muita luz sobre o tempo dos eventos magmáticos e sua evolução composicional pré-eruptiva6,7,8,9,10, 11,12,13,14,15. Diversos cenários surgiram na última década: em alguns casos, as distribuições e composições de idade do zircão são uniformes e registram um breve episódio de cristalização em um reservatório evoluído e raso antes da erupção, mas em muitos estratovulcões e caldeiras de longa vida em arcos insulares continentais, um registro mais prolongado das idades U-Th e U-Th-Pb do zircão fornece informações sobre a pré-história de sua cristalização, mistura e segregação por fusão do resíduo cristalino durante o acréscimo magmático . Combinações adicionais de idades de zircão com isótopos de O e Hf, bem como proporções de oligoelementos medidas em pontos co-registrados dentro dos mesmos cristais de zircão fornecem informações críticas e restrições sobre contribuições de fontes do manto e da crosta, incluindo rochas de parede alteradas hidrotermicamente, para cada zircão dentro do sistema magmático17. Por exemplo, alguns sistemas apresentam extrema heterogeneidade de O e Hf, apesar da idade semelhante, exigindo montagem de lote pré-eruptivo de fundidos saturados de zircão e contendo zircão gerados simultaneamente com diversas fontes de O e Hf, em outros casos U – Th ou U – Pb de cauda longa idades com isótopos de O e Hf relativamente homogêneos requerem a amostragem de um único reservatório bem misturado e de vida longa .

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>