Âge de la chambre magmatique et son état physicochimique sous l'Elbrouz, Grand Caucase, Russie, à l'aide de la pétrochronologie du zircon et des connaissances en matière de modélisation

Rapports scientifiques volume 13, Numéro d'article : 9733 (2023) Citer cet article

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Une correction de l'auteur à cet article a été publiée le 26 juillet 2023.

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Le mont Elbrouz, le volcan le plus haut et en grande partie glaciaire d'Europe, est constitué de laves siliciques et est connu pour ses éruptions de l'Holocène, mais la taille et l'état de sa chambre magmatique restent mal limités. Nous rapportons des âges de zircon U – Th – Pb à haute résolution spatiale, co-enregistrés avec des valeurs isotopiques d'oxygène et d'hafnium, s'étendant sur environ 0,6 Ma dans chaque lave, documentant l'initiation magmatique qui forme l'édifice actuel. La modélisation thermochimique la mieux adaptée contraint les flux magmatiques à 1,2 km3/1000 ans par une dacite chaude (900 °C), initialement sous-saturée en zircon, dans un corps magmatique verticalement étendu depuis ~ 0,6 Ma, alors qu'un épisode volcanique avec un magma éruptible ne s'étend que sur la passé 0,2 Ma, correspondant à l'âge des laves les plus anciennes. Les simulations expliquent le volume total de magma d'environ 180 km3, les valeurs δ18O et εHf oscillant temporellement et une large gamme de distributions d'âge du zircon dans chaque échantillon. Ces données fournissent un aperçu de l'état actuel (~ 200 km3 de fonte dans un système étendu verticalement) et du potentiel d'activité future de l'Elbrouz, nécessitant une imagerie sismique indispensable. Des enregistrements similaires de zircon dans le monde entier nécessitent une activité intrusive continue par accrétion magmatique de magmas siliciques générés en profondeur, et que les âges du zircon ne reflètent pas les âges d'éruption mais les précèdent d'environ 103 à 105 ans, reflétant des histoires prolongées de dissolution-cristallisation.

L'estimation des risques volcaniques est basée sur une variété d'outils et comprend presque toujours l'imagerie des réservoirs magmatiques de la croûte supérieure qui alimentent les éruptions, ainsi que l'estimation des conditions dans la chambre magmatique (par exemple, les références qui y figurent). Pour comprendre l'état de la chambre magmatique sous les centres magmatiques, des méthodes géophysiques sont souvent utilisées2,3 mais elles seules ne parviennent souvent pas à détecter les corps magmatiques à dominante liquide dans les milieux subvolcaniques crustaux, à moins que ceux-ci dépassent des épaisseurs de l'ordre de ~ 102 à 103 m. ce qui est de l’ordre de la longueur d’onde des ondes sismiques utilisées dans les investigations. Ce fut le cas en 2009 lorsque le forage du projet de forage profond d'Islande, d'une profondeur de 2,1 km, a pénétré dans une rhyolite chaude et presque sans cristaux à 2 km sous la surface dans la caldeira de Krafla, précédemment bien surveillée ; le seuil rhyolitique n’a été détecté qu’après coup en 2015 par une étude de réflexion géophysique spécialisée4. Le type de voies de plomberie magmatique et de corps magmatiques qui existent sous de grands stratovolcans magmatiquement productifs et généralement glaciaires reste encore une question d'incertitude importante.

Potentiellement, une combinaison de méthodes géophysiques avec des études volcanologiques et géochimiques de volcans spécifiques ciblant la pétrochronologie du zircon, les inclusions fondues et les modèles de zonage dans la cargaison cristalline de produits volcaniques récents peut révéler les températures, les profondeurs et l'état physique des corps magmatiques1,5. Des efforts récents utilisant la pétrochronologie du zircon (multi-méthodes de datation du zircon et d'étude des âges et des valeurs isotopiques et chimiques) dans les enregistrements magmatiques peuvent apporter beaucoup de lumière sur le moment des événements magmatiques et leur évolution de la composition pré-éruptive6,7,8,9,10, 11,12,13,14,15. Divers scénarios ont émergé au cours de la dernière décennie : dans certains cas, la distribution et la composition des âges du zircon sont uniformes et enregistrent un bref épisode de cristallisation dans un réservoir évolué et peu profond avant l'éruption, mais dans de nombreux stratovolcans et caldeiras à longue durée de vie dans les arcs insulaires continentaux, un enregistrement plus long des âges U-Th et U-Th-Pb du zircon donne un aperçu de la préhistoire de sa cristallisation, de son mélange et de sa ségrégation par fusion à partir du résidu cristallin au cours de l'accrétion magmatique8,13,14,16. Une combinaison plus poussée des âges du zircon avec les isotopes O et Hf ainsi que les ratios d'éléments traces mesurés dans des points co-enregistrés au sein des mêmes cristaux de zircon fournissent des informations critiques et des contraintes sur les contributions des sources du manteau et de la croûte, y compris les roches des parois altérées par l'hydrothermie, à chaque zircon. au sein du système magmatique17. Par exemple, certains systèmes présentent une hétérogénéité extrême en O et Hf malgré un âge similaire14 nécessitant un assemblage par lots pré-éruptif de fusions saturées de zircon et contenant du zircon générées simultanément avec diverses sources d'O et Hf, dans d'autres cas de U – Th ou U – Pb à longue queue. les âges avec des isotopes O et Hf relativement homogènes nécessitent l’échantillonnage d’un seul réservoir bien mélangé et à vie longue12.

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>