Alter der Magmakammer und ihr physikalisch-chemischer Zustand unter dem Elbrus im Großkaukasus, Russland unter Verwendung von Zirkon-Petrochronologie und Modellierungserkenntnissen

Scientific Reports Band 13, Artikelnummer: 9733 (2023) Diesen Artikel zitieren

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Der Elbrus, Europas höchster und größtenteils vergletscherter Vulkan, besteht aus siliziumhaltiger Lava und ist für holozäne Ausbrüche bekannt, doch die Größe und der Zustand seiner Magmakammer sind nach wie vor kaum bekannt. Wir berichten von U-Th-Pb-Zirkonaltern mit hoher räumlicher Auflösung, die zusammen mit Sauerstoff- und Hafnium-Isotopenwerten registriert werden und sich in jeder Lava über etwa 0,6 Millionen Jahre erstrecken, was die magmatische Initiierung dokumentiert, die das aktuelle Gebäude bildet. Die am besten geeignete thermochemische Modellierung beschränkt magmatische Flüsse auf 1,2 km3/1000 Jahr durch heißen (900 °C), anfänglich mit Zirkon untersättigten Dazit in einem vertikal ausgedehnten Magmakörper seit etwa 0,6 Ma, wohingegen sich eine vulkanische Episode mit ausbrechendem Magma nur über diesen erstreckt vor 0,2 Ma, was dem Alter der ältesten Laven entspricht. Simulationen erklären das gesamte Magmavolumen von ca. 180 km3, zeitlich oszillierende δ18O- und εHf-Werte und eine große Bandbreite an Zirkonalterverteilungen in jeder Probe. Diese Daten liefern Einblicke in den aktuellen Zustand (ca. 200 km3 Schmelze in einem vertikal ausgedehnten System) und das Potenzial für zukünftige Aktivitäten des Elbrus, was eine dringend benötigte seismische Bildgebung erfordert. Ähnliche Aufzeichnungen über Zirkon auf der ganzen Welt erfordern eine kontinuierliche intrusive Aktivität durch magmatische Akkretion von siliziumhaltigem Magma, das in der Tiefe erzeugt wird, und dass das Alter von Zirkon nicht das Alter der Eruptionen widerspiegelt, sondern etwa 103 bis 105 Jahre älter ist, was auf langwierige Auflösungs- und Kristallisationsverläufe schließen lässt.

Die Abschätzung vulkanischer Gefahren basiert auf einer Vielzahl von Werkzeugen und umfasst fast immer die Abbildung von Magmareservoirs in der oberen Kruste, die Eruptionen versorgen, sowie die Abschätzung der Bedingungen in der Magmakammer (z. B. 1 Referenzen darin). Um den Zustand der Magmakammer unter magmatischen Zentren zu verstehen, werden oft geophysikalische Methoden eingesetzt2,3, aber sie allein sind oft nicht in der Lage, flüssigkeitsdominierte Magmakörper in subvulkanischen Krustenumgebungen zu erkennen, es sei denn, diese überschreiten eine Mächtigkeit in der Größenordnung von ~ 102 bis 103 m Dies liegt in der Größenordnung der Wellenlänge seismischer Wellen, die bei Untersuchungen verwendet werden. Dies war im Jahr 2009 der Fall, als das 2,1 km tiefe Bohrloch des „Iceland Deep Drillhole Project“ 2 km unter der Oberfläche in der zuvor gut überwachten Krafla-Caldera in heißen und nahezu kristallfreien Rhyolith eindrang; Die rhyolithische Schwelle wurde erst im Jahr 2015 nachträglich durch eine spezielle geophysikalische Reflexionsstudie entdeckt4. Welche Art von Magmakanälen und Magmakörpern unter hohen, magmatisch produktiven und häufig vergletscherten Stratovulkanen existieren, ist immer noch Gegenstand erheblicher Unsicherheit.

Möglicherweise kann eine Kombination geophysikalischer Methoden mit vulkanologischen und geochemischen Untersuchungen spezifischer Vulkane, die auf die Zirkon-Petrochronologie, Schmelzeinschlüsse und Zonenmuster in der kristallinen Ladung rezenter Vulkanprodukte abzielen, Temperaturen, Tiefen und den physikalischen Zustand von Magmakörpern aufdecken1,5. Jüngste Bemühungen zur Verwendung der Zirkon-Petrochronologie (mehrere Methoden zur Datierung von Zirkon und zur Untersuchung von Alter sowie Isotopen- und chemischen Werten) in magmatischen Aufzeichnungen können viel Licht auf den Zeitpunkt magmatischer Ereignisse und ihre präeruptive Zusammensetzungsentwicklung werfen6,7,8,9,10, 11,12,13,14,15. Im letzten Jahrzehnt sind verschiedene Szenarien entstanden: In einigen Fällen sind die Altersverteilungen und Zusammensetzungen von Zirkon einheitlich und zeichnen eine kurze Kristallisationsepisode in einem entwickelten und flachen Reservoir vor dem Ausbruch auf, aber in vielen langlebigen Stratovulkanen und Calderas in kontinentalen Inselbögen Eine längere Aufzeichnung des Zirkon-U-Th- und U-Th-Pb-Alters bietet Einblick in die Vorgeschichte seiner Kristallisation, Vermischung und Schmelztrennung vom kristallinen Rückstand während der magmatischen Akkretion8,13,14,16. Eine weitere Kombination des Zirkonalters mit O- und Hf-Isotopen sowie Spurenelementverhältnissen, die an gemeinsam registrierten Stellen innerhalb derselben Zirkonkristalle gemessen werden, liefern wichtige Informationen und Einschränkungen über die Beiträge von Mantel- und Krustenquellen, einschließlich hydrothermal veränderter Wandgesteine, zu jedem Zirkon innerhalb des magmatischen Systems17. Beispielsweise weisen einige Systeme eine extreme O- und Hf-Heterogenität auf, obwohl sie ähnlich alt sind14 und eine voreruptive Chargenzusammensetzung von gleichzeitig erzeugten zirkongesättigten und zirkonhaltigen Schmelzen mit verschiedenen O- und Hf-Quellen erfordern, in anderen Fällen langschwänziges U-Th oder U-Pb Alter mit relativ homogenen O- und Hf-Isotopen erfordern die Probenahme eines einzelnen gut gemischten, langlebigen Reservoirs12.

Modellierungsbemühungen, die eine vorwärtsgerichtete thermochemische und thermomechanische Modellierung umfassen, können geochronologische und geochemische Zirkondaten unterstützen und erweitern und die Größe und physikalischen Bedingungen in subvulkanischen Magmareservoirs einschränken. Wenn sie mit hoher Auflösung und unter realistischen Anfangs- und Randbedingungen durchgeführt werden, die für jeden Vulkan charakteristisch sind, können die Ergebnisse dieser Modelle anhand geologischer und petrologischer Einschränkungen überprüft und für bestimmte Situationen feinabgestimmt werden (z. B. 18). Darüber hinaus können die Modellierungsbemühungen für junge und geophysikalisch abgebildete Magmasysteme weiter optimiert werden, um magmatische Flüsse, Temperatur und Zusammensetzung von intrudierten Schmelzen und Umgebungskruste einzuschränken, und diese können mit geophysikalischen Informationen über die Tiefe der Magmaerzeugung und -größen verglichen werden der vermuteten magmatischen Reservoirs1,17,19.

Für die Bewertung vulkanischer Gefahren ist es natürlich von Vorteil, alle drei Methoden zu kombinieren: geophysikalische, geochemisch-geochronologische und Modellierung in einem interessierenden System. Diese Bemühungen können Prozesse in Magmakammern, die zu Vulkanausbrüchen führen, am besten eindämmen und so bei der Einschätzung des Potenzials für zukünftige Ausbrüche helfen. Ein solcher synthetischer Ansatz ermöglicht die lang- bis mittelfristige Vorhersage vulkanischer Gefahren. Dieser Artikel berichtet über eine kombinierte petrologische und modellierende Anstrengung zur Untersuchung des Ursprungs des Magmatismus unter dem Elbrus-Vulkan im Großen Kaukasus, Russland (Abb. 1), wo wir in jeder untersuchten Probe einen außergewöhnlichen Zirkon-Rekord von 0,6–0,7 Myr fanden.

Eine geologische Karte des Vulkans Elbrus (Großer Kaukasus, Russland), die die Umrisse der hier untersuchten Laven zeigt. Die Basiskarte stammt aus Ref. 20 mit Daten von 21,22. Elbrus-Lava (1–3); 1: < 30 ka; 2: 110–70 ka; 3: 225–170 ka; 4: Paläo-Elbrus-Ignimbrit und Laven (900–680 ka); 5: Quartäre Sedimente; 6: Gletscher; 7: 1,98 Ma distale Ignimbrite; 8: Mittel- und spätpaläozoisches Sediment-/Vulkangestein; 9: Sedimentbedeckung des Jura-Vulkans (Kalksteine, Silikalastika), (a) rosa Bereiche: kristallines Grundgebirge des mittleren bis späten Paläozoikums (magmatisch und metamorph). Erstellt und bearbeitet in Adobe Illustrator nach 21 Jahren, verfügbar unter https://www.researchgate.net/publication/272087592_Geological_map_of_the_Elbrus_neovolcanic_center_Greater_Caucasus_scale_1100000_Edition_of_2011; (b) geophysikalische mikroseismische Sondierungsdaten entlang des gezeigten Querschnitts über Elbrus (nach 23), die möglicherweise vertikale Strukturen eines ausgedehnten magmatischen Systems zeigen. Rot-blaue Farben zeigen eine Abweichung vom regionalen Vs-Modell an (±8 %). (c) Position des Elbrus im Kaukasus (erstellt mit der GoogleEarth-Software).

Junger (< 3 Ma) Magmatismus des Großen Kaukasus steht im Zusammenhang mit einer Kollision zwischen der Arabischen und der Eurasischen Platte24 und hat im letzten Jahrhundert Aufmerksamkeit erregt (z. B.25). Jüngste Kartierungen25,20, isotopische21,2627 und geochronologische Untersuchungen (z. B.26,28,29), einschließlich unserer jüngsten Untersuchung von U-Pb-Zirkon30, identifizierten zwei regionale magmatische Spitzen: ältere Ignimbrite aus Chegem (2,96 Ma) sowie Granite, Laven und potenzielle Ignimbrite aus den Tyrnyauz-Gebieten (1,98 Ma). Die 1,9 Millionen Jahre alten Ignimbrite liegen vulkanischen Schichten zugrunde, die aus dem Elbrus ausgebrochen sind. Basierend auf Isotopendaten (O und Hf in Zirkon) haben sie jedoch keine Verbindung zum Elbrus-Magmasystem und kommen als Extracaldera-Schichten vor. Elbrus ist mit seinem holozänen Alter magmatischer Produkte31, älteren voluminösen regionalen Ignimbriten und Laven, die erst 0,6–0,8 Ma alt sind29, mit einigen Hinweisen, dass diese mit der Caldera zusammenhängen32, von besonderer Bedeutung, da er derzeit das vulkanische Zentrum ist, das am wahrscheinlichsten potenziell auftritt katastrophale magmatische Aktivität. Er ist der höchste Berg in Europa und Russland zusammen und erhebt sich auf 5642 m, etwa 1,5–2,5 km über seinem emporragenden Grundgebirge mit einem Durchmesser von 18 km. Das Volumen seines modernen und markanten doppelköpfigen Stratokons enthält somit 80–100 km3 Lava, die seit etwa 0,25 Ma ausbrach, basierend auf dem ältesten datierten älteren Malka-Lavastrom20,27,29. Dies entspricht einer bescheidenen Eruptionsrate von 3–5 km3 pro 1000 Jahre. Da es stark vergletschert und durch lange und schmale Flusskanäle verbunden ist, stellt es nicht nur eine vulkanische, sondern auch eine glaziovulkanische Gefahr für seine unmittelbare Umgebung und Infrastruktur dar33, sollte es zu einem großen und plötzlichen subglazialen Ausbruch kommen. Das Alter des Gebäudes und der allgemeine Zeitpunkt der magmatischen Aktivität am Elbrus sind jedoch weitgehend unbeschränkt, da der größte Teil der vulkanischen Geschichte des jungen Elbruskegels von dicken Eiskappen bedeckt ist und seine ältesten Vulkanprodukte möglicherweise nicht freigelegt sind. Konkurrierende Hypothesen besagen, dass Elbrus ein relativ junger Stratokon oder alternativ ein langlebiges magmatisches Zentrum (ähnlich Tyrnyauz und Chegem) ist, dessen Aktivität auf mindestens 0,6–0,8 Ma zurückreicht, basierend auf U-Pb-Zirkon und K-Ar-Geochronologie rhyodazitische Ignimbrite und Laven, freigelegt im westlichen Teil des Elbrus20,32. Im westlichen Teil des Elbrus sind massive Ignimbrite von ca. 0,7 Ma freigelegt, die lokal „Fluidizite“ genannt werden34. Sie erreichen eine Mächtigkeit von 1 km und weisen vertikale Schweißstrukturen auf, die bei Kukurtly, einer durch Gletscher erodierten Wand im westlichen Elbrus, freigelegt wurden (Abb. 120). Wir haben ein Alter für eine Probe dieses Ignimbrits (55-1/97) von 704 ka angegeben, Tabelle S135). Angesichts pleistozäner Vergletscherungen deuten diese Fluidizit-Texturen wahrscheinlich auf das Eindringen und Abkühlen unter einer Eiskappe hin. Einige Forscher gehen davon aus, dass diese Ignimbrite von einer Caldera32 stammen, und führen eine 17 km breite kreisförmige Schwerkraftanomalie um Elbrus36 an, ähnlich dem benachbarten Chegem28. Doch obwohl nachfolgende Vereisungen einen Großteil dieser älteren vulkanischen Aufzeichnungen erodiert haben, finden die meisten Geologen, darunter auch wir, keine Hinweise auf eine so junge Caldera, da es in der Nähe keine Extracaldera-Ignimbrite oder Caldera-Ringverwerfungen gibt. Die jüngste magmatische Aktivität lässt sich kaum eingrenzen, aber die aktuellen 14C-Daten lassen die jüngsten Ströme im Norden und Süden des Vulkans auf ein Alter von < 1.000 bis 2.000 Jahren schließen36.

Wir berichten hier über die ersten auf Zirkon basierenden Erkenntnisse über die Entstehung des Magmatismus unter Elbrus und berichten, dass alle untersuchten Laven eine einzigartige und kontinuierliche Zirkonaufzeichnung enthalten, die bis zu etwa 0,7 Ma zurückreicht (Abb. 2). Diese Studie liefert nur Informationen über die Entstehung des Magmatismus, ermöglicht jedoch eine tiefergehende Untersuchung seines Ursprungs und seiner Entwicklung. In diesem Artikel stellen wir eine Kombination aus Zirkon-Petrochronologie (Alter und In-situ-O- und Hf-Isotope, Ergänzungstabellen S1–S4) und thermomechanischer Modellierung zur Verfügung, um magmatische Flüsse und die Entwicklung des magmatischen Systems unter Elbrus zu erklären und seinen aktuellen Zustand und sein Eruptionspotenzial zu verstehen .

Altershistogramme für Zirkonkernalter, bestimmt durch LA-ICP-MS (U-Th und U-Pb kombiniert). Das abgeleitete Eruptionsalter wird durch eine blaue Linie angezeigt. Beachten Sie, dass sich Zirkonkerne über den gesamten bekannten Zeitraum der Existenz des Elbrus-Magmasystems erstrecken.

Wir haben das Innere von polierten Zirkonen (durch U-Th und U-Pb) aus vier dazitischen Laven des späten Pleistozäns und Holozäns und einem mittelpleistozänen Ignimbrit (Abb. 2 und 3, Ergänzungstabelle S3) durch induktiv gekoppelte Massenspektrometrie mit Laserablation (LA–) datiert. ICP–MS) und SIMS, um zu untersuchen, ob Zirkon Einblicke in die magmatische Entwicklung des Elbrus liefern kann, dessen Gebäude größtenteils von Gletschern verdeckt wird.

Ergebnisse der U-Th-Datierung von Zirkonkernen ((A,B), durch LAICPMS) und äußersten Rändern ((C–E), Tiefenprofilierung durch SIMS). Beachten Sie die erhebliche Vererbung älterer Zirkone. In (C) Durchschnittsalter, bei dem keine signifikante Altersvariabilität mit der Tiefe festgestellt wurde (~ 3 µm Gesamttiefenprofil); (D) Alter berechnet für eine Penetration des äußersten Randes von ~ 1 µm in holozänen Laven, siehe Methoden für weitere Erläuterungen. Die Zahlen neben den Fehlerellipsen (angezeigt mit einer Unsicherheit von 1 s) entsprechen der Zirkonzahl; graue Linien verbinden zunehmend tiefere Zirkonschichten in jedem Profil. (E) Histogramm aller Modellalter des datierten Zirkonrandes, was auf eine verlängerte Zirkonkristallisation selbst für die äußersten 1–3 µm einzelner Zirkonkristalle im Bereich zwischen 13,9 ka und säkularem Gleichgewicht (> 300 ka) hinweist. Das Modellalter wird für ein anfängliches (230Th)/(232Th) angezeigt, das den Th- und U-Häufigkeiten im gesamten Gestein entspricht, unter der Annahme eines säkularen Gleichgewichts. Das jüngere Isochronenalter in A und B basiert auf den jüngsten Zirkonkernen, aber diese sind etwa 20 bis 37.000 Jahre älter als das vermutete spätholozäne Eruptionsalter dieser Laven, ebenso wie das Zirkonoberflächenalter in (D), was darauf hindeutet, dass es sich um Zirkone handelt lösten sich vor dem Ausbruch auf (siehe Abb. S1).

Ein wichtiges Ergebnis dieser Studie ist, dass wir in jeder untersuchten Lava des modernen Elbrus eine kontinuierliche Aufzeichnung des individuellen Zirkonalters entdeckt haben, die von 0,7 bis 0,8 Ma bis 20–40 ka reicht. Ebenso enthält ein älterer 0,7 Mio. Ignimbrit (55-1/97) an der Westbasis des Elbrus Zirkone, die einen ähnlichen Altersbereich abdecken und auf 0,9–1,3 Mio. zurückdatieren. Darüber hinaus wurden unter 280 datierten Zirkonen sechs Xenokristalle mit einem Alter von 1,4–1460 Ma (Abb. 2) gefunden, die mit den freigelegten Nebengesteinen übereinstimmen (Tabelle S3). Die Xenokristalle haben nicht nur ein höheres Alter, sondern auch sehr unterschiedliche δ18O- und εHf-Isotopenwerte, die mit den Magmen des Elbrus nicht kompatibel sind.

Die jüngste mit U-Th-Isochronenmethoden datierte Zirkonalterpopulation liegt zwischen 20 und 48 ka (Abb. 3, siehe Ergänzungstabelle S3). Allerdings sind selbst diese jüngsten Alter deutlich älter als die vermuteten Eruptionsalter der untersuchten Lavaströme nach dem Glazial des Pleistozäns (< 10 bis 15.000 Jahre). Der größte Teil des Großen Kaukasus war während der Vereisungen im Pleistozän von dicken Eiskappen bedeckt, was sich morphologisch in U-förmigen Flusstälern in einer Höhe von nur 1 km widerspiegelte. Beispielsweise weist die Oberfläche des Elb-14-Lavastroms (U-Th-Isochronenalter von 48 ka) empfindliche Einlagerungsmerkmale des Pahoehoe- und a-a-Typs sowie eine nicht erodierte und unbewachsene Morphologie auf und ist von Moränen freigelegt. Die Probe Elb-5 in der Nähe des Sultan-Wasserfalls, die in einem Flusstal platziert wurde und zinnenartige Strukturen (lokal bekannt als Pfeile des Elbrus) aufweist, die mit dem Entweichen von Wasser in Zusammenhang stehen37, enthält Zirkon mit einem U-Th-Zirkonalter von 20.000 Jahren als jüngste Population sind synglazialen Alters und daher nicht mit der postglazialen Flusslagerung vereinbar. Die Proben Elb-19 und 18 sind die jüngsten Laven, die an derzeit vergletscherten Hängen auf 3000–3500 m Höhe gesammelt wurden, und weisen Merkmale der Erosion durch moderne Gletscher auf. Der ältere Malka-Lavastrom (Elb-16), datiert auf 0,2 Ma27, ist stärker erodiert, verwittert und von Moränen bedeckt. Diese und andere junge Laven lieferten im säkularen Gleichgewicht nur Zirkon. Wir gehen daher davon aus, dass alle diese U-Th-Modellalter nicht das wahre Eruptionsalter widerspiegeln, sondern vielmehr die jüngste Kristallisation von Zirkon.

Um die Grenzen, die die Zirkonkristallisation dem Eruptionsalter setzt, weiter zu untersuchen, wurden Zirkonflächen in zwei Proben (Elb-5 und Elb-18, dieselbe Lava wie Elb-19) mittels Sekundärionisationsmassenspektrometrie (SIMS) analysiert, um das Kristallisationsalter zu bestimmen die jüngsten Felgen (Abb. 3, Ergänzungstabelle S4). Zirkonflächen, die bis zu einer Tiefe von etwa 1 µm beprobt wurden, ergaben ein Alter von > 20.000 Jahren, das ebenfalls vor dem abgeleiteten postglazialen Ausbruchsalter liegt (Abb. 3). Obwohl das Alter der Zirkonränder insgesamt jünger ist als das Kernalter in denselben Laven, zeigen Tiefenprofile der Zirkonflächen selbst bei einer minimalen Eindringtiefe von ca. 3 µm ein zunehmendes Zirkonalter mit der Tiefe (Abb. 3), und manchmal überlappen sogar die äußersten Oberflächenalter mit dem Kern Alter. Es scheint daher, dass Zirkonränder, die unmittelbar vor der Eruption kristallisierten, entweder nicht nachweisbar dünn sind oder überhaupt nicht vorhanden sind. Dies kann darauf hindeuten, dass sich diese Zirkone vor der Eruption auflösten (anstatt zu wachsen) oder durch Lagerung in einem erstarrten Teil des Intrusivkomplexes oder einem Phänokristall als Einschluss vor der Schmelze geschützt wurden. Um dieses Ergebnis weiter zu interpretieren, haben wir alle Zirkonkristalle durch HF-Auflösung aus einer jungen Lava (Elb-5) extrahiert und die Kristallgrößenverteilung von Zirkon anhand der Kristalllängen gemessen (ergänzende Abbildung 1). Es besteht ein deutlicher Mangel an kleineren Kristallen (< 20 µm) und ein Mangel an kleinen (< 50 µm) Kristallen, die mit der Auflösung oder dem verlangsamten Wachstum dieser Kristallpopulation vor dem Ausbruch einhergehen (z. B. 38, 39).

Sauerstoff- und Hf-Isotope wurden an Stellen untersucht, die sich mit dem U-Th- oder U-Pb-Alter überlappten (Abb. 4, Ergänzungstabelle S2). Einschließlich aller Datenpunkte für Elbrus-gealterte Zirkone variieren die O-Isotope zwischen + 5,6 und + 8,6 ‰ und εHf zwischen −2,8 und + 6,1, wobei die Wertebereiche in einzelnen Proben die analytischen Unsicherheiten überschreiten. Ein noch größerer Isotopenbereich findet sich bei Zirkon-Xenokristallen (Abb. 2, 4). Darüber hinaus gibt es auch subtile zeitliche Trends und Unterschiede mit 0,7-Millionen-Ignimbriten und anderen regionalen Zentren wie Chegem und Tyrnyauz.

Sauerstoff- und Hf-Isotope, die in datierten Zirkonen an gemeinsam registrierten Stellen gemessen wurden, zeigen eine signifikante Heterogenität innerhalb der Probe, was darauf hindeutet, dass Magmen kein einziges homogenes Reservoir erschließen und eine etwa gleiche Mischung lokaler Krusten- und Mantelanteile darstellen. (A,B) Zeitliche Variationen, (C) Korrelation von O- und Hf-Isotopen an gemeinsam registrierten Stellen. Es werden Felder für Zirkon aus benachbarten Vulkanzentren angezeigt: 1: Chegem und Zayukovo, 2: Tyrnyauz und 1,9 Ma Ignimbrite in der Basis des Elbrus (Daten von 30,35). Die Mischungslinie, die den Prozentsatz des Krustenbeitrags zeigt, wird zwischen Krusten (δ18O = + 9) gezeichnet ‰, εHf = − 10, 4 ppm Hf) und Mantel-Endglieder (δ18O = + 6‰, εHf = + 10, 2 ppm Hf), die für den Kaukasus als realistisch eingeschätzt werden27,30,35.

Eine kontinuierliche Aufzeichnung des individuellen Zirkonalters (Abb. 2), die bis zu 0,6 Ma zurückreicht, vermittelt ein Szenario einer langfristigen magmatischen Initiierung bei etwa 0,6 Ma unter dem modernen Elbruskegel. Das Fehlen einer Kontinuität bis zu 0,7 Ma und älteren Zirkonen, die im darunter liegenden Ignimbrit gefunden wurden, weist darauf hin, dass es sich wahrscheinlich um zwei unabhängige Episoden und unabhängige Magmasysteme handelt. Das Vorhandensein von Xenokristallen lässt auch darauf schließen, dass Gesteine unterschiedlichen Alters geschmolzen und präeruptiv in Elbrus-Magmen eingearbeitet wurden und dass Zirkon die Auflösung überlebte. Die Erhaltung früherer magmatischer Zirkone aus dem Elbrus-Magmasystem sowie älterer, aus Landgesteinen stammender Xenokristalle geben einen Einblick in die kontinuierliche Zirkonsättigung, eine wichtige Einschränkung für die Modellierung von Magma-Reservoir-Prozessen.

Zirkon im Elbrus ergab hohe δ18O- und niedrige εHf-Werte, was eine ~ 30:70 %-Mischung aus lokalem nicht radiogenem Hf und suprakrustalen Materialien mit hohem δ18O-Gehalt und dem Mantel erforderte (Abb. 4). Diese Werte unterscheiden sich auch von den benachbarten Chegem-Ignimbriten und Tyrnyauz-Graniten30,34,35. Ein weiteres wichtiges Merkmal der Zirkonaufzeichnung ist ihre Heterogenität in Bezug auf Hf- und O-Isotope, die über analytische Unsicherheiten hinausgeht. Im Vergleich zu ähnlich untersuchten Zirkonbeispielen weltweit sind Elbrus-Zirkone relativ homogener als Yellowstone-Hot-Spot-Track-Magmen13,14,17. Im Elbrus gibt es keine Zirkone mit niedrigem δ18O, obwohl diese im benachbarten Chegem vorhanden sind30; Das Vorhandensein von Zirkonen mit niedrigem δ18O wird häufig mit dem Umschmelzen hydrothermal veränderter Gesteine in Verbindung gebracht, die häufig in multizyklischen Calderas vorkommen. Daher könnte der Mangel an Zirkonen mit niedrigem δ18O-Gehalt im Elbrus indirekt auf einen Mangel an bereits vorhandener Caldera hinweisen.

Angesichts der Tatsache, dass die meisten dieser Magmen kieselsäurehaltig sind (dazitisch bis rhyodazitisch), mit identischer Mineralogie und Kristallisationsbedingungen35 sowie vergleichbaren Sr-Nd-Pb-Hf-Isotopenwerten27,30, scheinen die Magmaproduktionsmechanismen und Magmaquellen seit über einem Jahr konstant geblieben zu sein Millionen Jahre. Somit verändert die Zirkon-Petrochronologie nicht nur die Sicht auf die Langlebigkeit der kontinuierlichen magmatischen Aktivität unter Elbrus, sondern lässt angesichts der allgemeinen Zusammensetzung und der Ähnlichkeit der Zirkon-O- und Hf-Isotope auf eine tiefe statt einer flachen Magmaquelle schließen, die > 1 Ma andauert und in zwei magmatische Episoden aufgeteilt ist.

Insgesamt zeigen Zirkon-O- und Hf-Isotope eine leichte Verdünnung der Krustensignaturen mit eher mantelähnlichen Zusammensetzungen über 1 Ma, was zu einer Abnahme von δ18O und einem Anstieg von εHf führt (Abb. 4, Tabellen S1 und S2), während SiO2 um etwa 4 sinkt Gew.-% und MgO erhöhen sich um 1 Gew.-% von 0,7 Mio. Ignimbriten bis zu den jüngsten Elbrus-Laven. Wir bevorzugen daher ein Szenario, in dem siliziumhaltiges Magma, das über oder leicht unter der Zirkonsättigungstemperatur liegt, aus der Tiefe eindringt und in ein oberes Magmareservoir der Kruste unter Elbrus eindringt. Die Krustenisotopensignaturen von O und Hf werden wahrscheinlich von dieser Quelle in der tiefen Kruste geerbt und nicht durch Assimilation in der flachen Kruste erzeugt, da die Assimilation bei höheren Temperaturen des Nebengesteins in größerer Tiefe effizienter ist und weil eine flache Schmelzproduktion erzeugt worden wäre eine vielfältigere Aufzeichnung, wie sie bei vielen anderen Vulkanen auf der ganzen Welt beobachtet wird. Die tiefe heiße Zone (entstanden in der Nähe oder etwas oberhalb des Moho; z. B. 18) entstand wahrscheinlich als Ergebnis des Kontakts zwischen dem nebeneinander liegenden subduktionsbeeinflussten Mantel und der paläozoischen und älteren Kruste im Zuge der Delamination der unteren Kruste als Reaktion auf eine Kollision (z. B. 30). . Die geringfügigen säkularen Zusammensetzungs- und Isotopenschwankungen lassen darauf schließen, dass siliziumhaltige Differenzen von aus dem Erdmantel stammenden mafischen Magmen in heißen Zonen isotopisch eher mantelähnliche primitive Isotopenwerte tragen. Wir berücksichtigen diese Einschränkungen in der folgenden Modellierung.

Zu den Einschränkungen der petrologischen Untersuchung von Elbrus-Vulkangesteinen gehören: (1) eine Zirkonaufzeichnung, die auf eine Langlebigkeit von Magmatismus und Vererbung von 0,6 Ma hinweist; (2) allgemeine (rhyo-)dazitische Zusammensetzung mit nur geringfügigen Schwankungen im Laufe der Zeit; (3) Diversität der O- und Hf-Isotope in den Produkten vieler Eruptionen; (4) Bei einer geschätzten Gesamtmenge an produziertem Magma, gegeben durch die Größe des Elbrus-Gebäudes mit 18 km Durchmesser und 2,0–2,5 km relativer Höhe, sind mindestens 80 bis 100 km3 ausgebrochenes dazitisches Lavamaterial vorhanden. Würde man diese Zahl verdoppeln, um die Gletscher- und andere Erosion zwischen Eruptionen sowie pyroklastische Eruptionen zu berücksichtigen, die Material über Vulkangebäude hinaus verteilen, würde dies einer Fläche von 160–200 km3 entsprechen.

Die Altersvielfalt von Zirkon bei relativer Zusammensetzung und Isotopenähnlichkeit der Magmen in den Aufzeichnungen lässt auf eine Ähnlichkeit der Magma-Entstehungsprozesse für über 0,6 Ma der Magma-Petrogenese unter Elbrus schließen. Die Sauerstoff- und Hf-Isotopenwerte deuten darauf hin, dass die Kruste einen Beitrag von 25–35 % zum aus dem Erdmantel stammenden Magma leistet (Abb. 4). Wie viele andere Zentralvulkane weist Elbrus ein vertikales magmatisches System von 3 bis 11 km und 15 bis 45 km auf, das durch seismische und akustische Profilierung eingeschränkt wird (40,23; Abb. 1b). Magmen, die von der unteren in die obere Kammer gelangen, müssen daher genügend Wärme und flüssige Magmen transportieren, um ausbrechbare Schmelzen zu erzeugen und dürfen Zirkon aus früheren Intrusionen und Xenokristallen, die von der umgebenden Kruste stammen, nicht vollständig auflösen. Dies bedeutet, dass das Magma im vertikalen Magma-Rohrsystem Temperaturen unter ~ 800 °C (die berechnete Zirkonsättigung für Elbrus-Magmen) aufrechterhielt, dem vorhandenen Magma jedoch in kleinen, aber anhaltenden Mengen junges Magma hinzugefügt wurde, das sich vermischte und hybridisierte. Dadurch entsteht die beobachtete langwierige Altersverteilung der Zirkonkristalle. Dies deutet darauf hin, dass die hinzugefügten Magmen weder stark überhitzt sind noch sich in ihrer Zusammensetzung stark von den vorhandenen Magmen unterscheiden. Basaltisches Magma mit seiner hohen Temperatur und Zirkonlöslichkeit wäre besser in der Lage, bereits vorhandene Zirkone aggressiver aufzulösen9 und hätte darüber hinaus in seiner Zusammensetzung vielfältigere Isotopen- und chemische Aufzeichnungen erzeugt, entweder bimodal oder kontinuierlicher. Ein modelliertes Beispiel für basaltische Magmen, die in den mittleren Krustenbereich eindringen, führt zu Zirkonen mit äußerst unterschiedlichen O- und Hf-Isotopenwerten, wie sie in Magmen der Yellowstone-Snake River Plain beobachtet werden17. Die Yellowstone-Plume zeichnet sich durch hohe basaltische Magmaflussraten und ein Dehnungskrustenregime aus, das sich vom Kompressionsregime im Großen Kaukasus unterscheidet.

Die Modellierung erfolgte mithilfe eines Codes, der Deich- und Schwellenintrusionen zusammen mit Krustenschmelze und Eruption bei Erreichen einer Schmelzschwelle modelliert (Ref. 41). Gleichzeitig überwacht das Modell die Kristallisation von Zirkon bis zum Zeitpunkt des Ausbruchs9. In dieser Modellierung variieren wir daher die Magmaflussraten (von 0,1 bis 10 km3/1000 Jahre, um eine mit der beobachteten vergleichbare Menge an flüssigem Magma erzeugen zu können. Wir variierten außerdem die Eruptionseffizienz (% des ausgebrochenen Magmas im Verhältnis zur verfügbaren Gesamtmenge). Magma mit einem Kristallgehalt über einem kritischen Wert, von 25 bis 90 %, Zr-Konzentrationen innerhalb der im Großkaukasus beobachteten Bereiche (30,35, von 170 bis 220 ppm Zr) und Kristallgehalt in ausgebrochenen Magmen im Verhältnis zur Temperatur basierend auf Phasendiagramme.

Wir gehen von einem anfänglichen Temperaturgradienten in der Kruste von 20 °C/km aus. Parameter für die Simulationen sind in Tabelle 1 angegeben. Deiche werden zufällig in den Simulationsbereich eingedrungen. Im oberen Teil des Modells gehen Deiche in Schweller über; Während sich das System entwickelt, wird im mittleren, oberen und unteren Teil des Systems eine Ausbreitung, Hebung und Durchbiegung beobachtet, die alle im Hinblick auf Masse und Wärmebilanz im Gleichgewicht sind. Vulkanausbrüche entwässern bestimmte Bereiche des Systems und gehorchen auch den Gesetzen der Massen- und Wärmeerhaltung.

Abbildung 5 zeigt die Ergebnisse von Best-Fit-Simulationen für die oben genannten Einschränkungen mit einem volumetrischen Fluss von rhyolitischem Magma von 1,2 km3 Magma pro 1000 Jahre für eine Gesamtinjektion von 0,6 Millionen siliziumhaltigem Magma. Wir gehen davon aus, dass die anfängliche Breite der Magma-Injektionszone 5 km beträgt, während sich der Injektionsbereich nach 300 ka auf 3 km verengt (Schmelzfokussierung), da sich die heiße Zone im zentralen Teil der Domäne bildet. Am Ende des Laufs entspricht die von der Deich- und Schwelleninjektion betroffene Gesamtfläche und die daraus resultierende Ausbreitungszone 10 km (Abb. 5c). Somit ist die endgültige Deichverteilung im Wirtsgestein aufgrund der horizontalen Ausbreitung des Systems doppelt so breit wie die anfängliche Injektionsfläche.

Ergebnisse der Elbrus-Magmakammermodellierung durch Injektion heißer Kieselsäuregänge und Schweller über 600.000 Jahre. (a) Temperaturverteilung; (b) Schmelzanteile, Konturen von 5, 50 und 75 Vol.-% Schmelzanteil; (c) Standorte der injizierten Deiche und Schwellen; (d) angesammelte Schmelze und die ausgebrochenen Volumina zu unterschiedlichen Zeiten (ka), Farben verbinden kontinuierliche Schmelzregionen und zeigen deren Komplexität. Es ist ersichtlich, dass Eruptionen im Laufe der Zeit mit zunehmender Reife des Systems im Allgemeinen flacher werden.

Die Modellierung zeigt, dass sich nach einer Inkubationszeit von 0,4 Millionen Jahren im zentralen Bereich unterhalb des Vulkans eine heiße Zone mit Temperaturen > 800 °C bildet (Abb. 5a). Diese Temperaturen würden Schmelzanteilen > 80 % entsprechen, wenn keine Eruptionen im System zugelassen würden. Unser Modell geht jedoch davon aus, dass, wenn irgendwo in einem vertikal ausgedehnten System ein kritisches Magmavolumen mit einem Schmelzanteil von > 75 % entsteht, eine Eruption auftritt, die 90 % des verfügbaren Magmas entfernt und alle Bereiche erschließt. Dabei schrumpft das subvulkanische System und im System werden Massen- und Wärmeerhaltungen eingehalten41. Wir gehen davon aus, dass Eruptionsvolumina nach einem Exponentialgesetz42 verteilt sind, wie es für viele Vulkane weltweit typisch ist (häufigere kleine Eruptionen und seltener große Eruptionen), und dass eine solche Abfolge von Eruptionsvolumina vor der Simulation zufällig generiert wird. Größere Eruptionen erfordern längere Inkubationsintervalle der Schmelzansammlung. Abbildung 5b zeigt die Verteilung des Schmelzanteils innerhalb der von der Intrusion betroffenen Krustendomäne. Es werden Konturen von 5, 50 und 75 % der Schmelze angezeigt. Modellsimulationen zeigen, dass Eruptionen den Großteil des Magmas aus der Magmakammer ableiten, während sich um den zentralen Teil des Vulkans eine vertikal ausgedehnte Kristallbreizone bildet. Die Schmelzvolumina und das Volumen des ausgebrochenen Materials sind in Abb. 5d dargestellt. Abbildung 6 zeigt die Geschichte der Schmelzproduktion sowie des Ausbruchs und des Assimilationsanteils der Kruste im ausgebrochenen Material. Bevor Eruptionen zu inkubieren beginnen, erhöht sich das Volumen der gegenwärtigen Schmelze unter Elbrus innerhalb von 0,4 Millionen Jahren schrittweise auf etwa 300 km3. Nach einer Inkubationszeit beginnen Eruptionen, die einen Trend zu abnehmenden Schmelzvolumina auslösen, wenn das Magma aus dem System an die Oberfläche evakuiert wird und das magmatische Gebäude des Elbrus bildet. Danach wird die anhaltende Magmazufuhr aus der Tiefe durch Eruptionen fast vollständig ausgeglichen. Der Anteil der lokal geschmolzenen Krustengesteine im ausgebrochenen Magma (Abb. 6b) liegt zwischen etwa 0,1 und 0,3 und nimmt im Laufe der Entwicklung des Systems nur geringfügig ab, da bei Eruptionen Magma aus verschiedenen Teilen des Systems vermischt wird. Dies könnte mit dem subtilen Trend eines mit der Zeit abnehmenden Krustenbeitrags übereinstimmen, der für O- und Hf-Isotope in Zirkon beobachtet wird (Abb. 4). Abbildung 5d zeigt die zeitliche Verteilung der Magmakammern. Ihre horizontale Ausdehnung ist aufgrund der unterschiedlichen Tiefen der Deichinjektion viel kleiner als die vertikale Ausdehnung. Eruptionen beginnen tief im System, wo die thermischen Bedingungen, die für die Schmelzerzeugung erforderlich sind, früh erreicht werden, und dann bewegt sich der Magmaabfluss mit zunehmender Reife des Systems zunehmend nach oben. Beachten Sie, dass Magmakörper komplexe Formen haben und insgesamt zum aktuellen Paradigma vertikal ausgedehnter Magmasysteme passen würden43. Aufgrund der unterschiedlichen Schmelzkonnektivität erproben einige Eruptionen nur einen engen Tiefenbereich, während bei anderen Magma aus der gesamten Ausdehnung des magmatischen Systems ausgegraben wird.

Entwicklung des Schmelzvolumens im Laufe der Zeit. (A) Kumulierte gebildete Schmelzvolumina und ausgebrochenes Volumen. Beachten Sie die Inkubationszeit von ca. 400.000 Jahren, um miteinander verbundene und ausbrechbare Magmakörper zu bilden (Abb. 5d), wobei bei jedem Ausbruch 90 % der ausbrechbaren Schmelze evakuiert werden. (B) Anteil von Krustengesteinen (lokal in geringer Tiefe geschmolzen) bei Eruptionen; Über die Dauer der Magmakammerbildung schwankt der Anteil des Krustenbeitrags zwischen 0,1 und 0,3 (εHf 1 bis 7) und nimmt gemäß Beobachtungen im Allgemeinen mit dem Alter ab (Abb. 4).

Wir führten auch Modellläufe mit periodischen (oszillierenden) Magmaflüssen durch, beobachteten jedoch, dass Eruptionen nach einer Intrusionspause fast sofort (mit einer Verzögerung von einigen ka) aufhören, während das heiße Innere des Magmakörpers weiterhin heiß bleibt und langsam kristallisiert . Daher gibt es bei keinem der oben diskutierten Parameter einen großen Unterschied zwischen zeitlich konstantem und alternierendem Magmafluss.

Der vorgestellte Satz von Simulationen ergibt das erforderliche ausgebrochene Volumen des Gebäudes am Elbrus (korrigiert um Erosion und pyroklastische Ausbreitung), liefert aber vor allem eine Zirkonaufzeichnung, die der beobachteten ähnelt (Abb. 2, 7, Abb. S2). Wir extrahieren thermische Historien einzelner Magmachargen aus verschiedenen Eruptionen und berechnen mithilfe der Software von Bindeman und Melnik9 das Wachstum gegenüber der Auflösung von magmatischem Zirkon, während das System zu jedem Zeitpunkt und in jedem Raum reift. Typische Temperaturverläufe, die Entwicklung des Zirkonradius und das Histogramm des Zirkonalters sind in Abb. 7 und der ergänzenden Abbildung 2 dargestellt. Sobald ein Gang in kühlere Wirtsgesteine injiziert wird, sinkt die magmatische Temperatur schnell, was zu einem schnellen Anstieg der Zirkonübersättigung führt daraus resultierendes Kristallwachstum. In späteren Stadien, wenn das Volumen erneut erhitzt wird, kann sich Zirkon teilweise oder vollständig auflösen und nachwachsen. Bei anderen Markern kristallisiert Zirkon weiter. Solche Bedingungen können nur wenige Meter vom Deich entfernt sein, aber das Zentrum des Magmakörpers hat die Alterung des Zirkons stärker zurückgesetzt. Im Allgemeinen löst sich Zirkon während der thermischen Reifung des Systems auf und daher stellt sogar das Oberflächenalter der Zirkonkristalle das älteste Alter dar, das einer einzelnen Ganginjektionszeit entspricht, was mit unserer Beobachtung der Zirkonoberflächendatierung übereinstimmt (Abb. 3). Bei der Entmischung der Schmelze tritt bei derselben Eruption Zirkon aus eruptierbaren Magmakörpern auf. Somit unterstützt die Modellierung bei unterschiedlichen Zr-Konzentrationen eine umfassende Zirkonvererbung im Magmasystem (Abb. 7c), die mit den in natürlichen Proben beobachteten übereinstimmt (Abb. 2).

Numerisch generierte Zirkongrößen und -alter. (A) Zirkon-Wachstums-Auflösungs-Episoden in Zirkon für verschiedene Teile des wachsenden magmatischen Systems, wie durch die Eruptionen erfasst. (B) Temperaturverläufe für diese Zirkone. Beachten Sie, dass die meisten Zirkonkristalle beim Abkühlen von Deichen zunächst wachsen und sich dann auflösen. Dies steht im Einklang mit der Altersdatierung, die darauf hinweist, dass die Minderheit der Zirkone im Eruptionsalter ist (Abb. 3), und mit den Größenverteilungen der Zirkonkristalle (Abb. S1), die darauf schließen lassen präeruptive Auflösung. (C) Histogramm der Zirkon-Altersverteilungen in Produkten einer der jüngsten Eruptionen, bei denen sich das Alter der Zirkonkristallisation über das gesamte Magmabildungsintervall erstreckt, vergleiche mit Abb. 2. Weitere Beispiele für numerisch generierte Zirkonvererbung finden Sie in Abb. S2.

Die hier vorgestellten Beobachtungen und Modelle deuten darauf hin, dass zur Reproduktion von 200.000 kieselsäurehaltigem Magmatismus im Elbrus, was dem derzeit bekannten Alter seiner Laven entspricht, ein kontinuierlicher magmatischer Fluss von etwa 1,2 km3/1000 Jahren über etwa 600.000 Jahre erforderlich ist. Die Aufzeichnung der magmatischen Akkretion dieser Dauer ist in der Zirkonaufzeichnung aller Eruptionen im Elbrus sichtbar und wird in unserem am besten geeigneten thermoelastisch-thermochemischen Modell reproduziert, das verschiedene Parameter wie Magmazusammensetzungen, Isotopenverhältnisse, Eruptionsvolumina und Zirkonalter abgleicht aufzeichnen. Wir konnten die beobachteten 100–150 km3 an über 200 ka ausgebrochenen Laven erzeugen, indem wir insgesamt 350 km3 Magma in einem vertikal schmalen röhrenförmigen Magmasystem ansammelten, das am Ende des Modelllaufs einen Durchmesser von 10 km erreichte. Ebenso weisen Zirkone aus 700 ka-Ignimbriten, die im westlichen Teil des Elbrus gefunden wurden, eine ähnliche Vererbungsgeschichte über mehrere Jahrtausende auf, was darauf hindeutet, dass ähnliche magmatische Bedingungen dieses frühere Stadium der Entwicklung des Magmasystems kennzeichneten, was zu ziemlich dicken (1 km) bei Kukurtly führte ) und voluminöse Ignimbrit- und Lavaausbrüche20,30,31,32,33,34. Da den Laven des modernen Elbrus-Gebäudes jeglicher Zirkon fehlt, der auf das Eruptionsalter dieser älteren Ignimbrite zurückgeht, schließen wir, dass diese weder zeitlich noch räumlich Teil desselben fortlaufenden Magmasystems sind (siehe Abb. 1). Angesichts der Tatsache, dass die Art der magmatischen Akkretion unter Elbrus, wie sie von den Laven und den Ignimbriten unabhängig voneinander aufgezeichnet wurde, durch eine langwierige Zirkonkristallisation und ein Recycling in zunehmend jüngere vulkanische Episoden gekennzeichnet ist, vermuten wir, dass der aktuelle Vulkanismus am Elbrus, der seinen massiven Stratokon bildete, vor 600 ka begann . Die Ignimbrite zeichnen diese frühere Episode auf.

Angesichts der Tatsache, dass eine schmale und vertikal ausgedehnte Magmakammer unsere bevorzugte Lösung für Elbrus ist, ist es möglicherweise geometrisch zulässig, das alte (> 0,7 Ma) und das neue System zu trennen. Dies wird dadurch gestützt, dass die älteren Ignimbrite nur westlich des aktuellen Gebäudes bekannt sind und sich der frühere Magmakörper daher wahrscheinlich darunter befindet.

Wenn wir die zukünftige vulkanische Aktivität am Elbrus betrachten, können wir aus seinem früheren Vulkanzyklus lernen, der bei 700 ka endete. Modellberechnungen zeigen, dass, um das Elbrus-Magmasystem aktiv zu halten und mit den Zirkonaufzeichnungen übereinzustimmen, Magmaflussraten von ~ 1,2 km3/1000 Jahren, was zu erheblichen (viele 10 s km3) und potenziell nachweisbaren Mengen an Schmelze führt , was auf ein ziemlich robustes Magmasystem unter Elbrus schließen lässt. Dieses Papier fordert eine dringend benötigte detaillierte seismische Untersuchung der Elbrus-Magmakammer, um ihr vulkanisches Gefahrenpotenzial besser einzudämmen. Wir vermuten, dass sehr junge silizische Laven des Elbrus-Gebäudes das Vorhandensein eines aktiven Magmasystems mit reichlich flüssigem Magma erfordern, wie wir es modelliert haben. Wir bestätigen auch, dass das Zirkonalter nicht das Alter der Eruptionen widerspiegelt, sondern etwa 103–105 Jahre älter ist als dieses. Dies liegt daran, dass Zirkon im Elbrus und ähnliche junge magmatische Systeme weltweit, die mit präzisen U-Th-Methoden44,45,46 datiert und bei einer einzigen Eruption beprobt wurden, innerhalb kurzer Zeitintervalle sowohl kristallisieren als auch sich auflösen, wie unsere Messungen und Modellierungen belegen. Zirkonkristalle kristallisieren nicht syneruptiv, da die schnelle Abkühlung und der Wasserverlust während des Magmaaufstiegs die Zr-Diffusionsraten in der Schmelze abrupt verringern.

Darüber hinaus erfordert die Anwendung unserer Ergebnisse auf weltweit ähnliche weitgehend siliziumhaltige Stratokone selbst bei moderaten Magma-Zuflussraten das Vorhandensein von seitlich und vertikal verteilten Schmelztaschen mit vergleichbarem Volumen wie ausgebrochenem Material, in denen ein höherer Schmelzanteil von 50 % im Zentrum konzentriert und aufgezeichnet ist kleinere Vererbungsfahnen im Vergleich zu Zirkonen in der Nähe der Peripherie des Systems. Obwohl unser thermo-elastochemisches Modell keine Extraktion hat, würde es, selbst wenn es so wäre, wahrscheinlich die Eruptionsvolumen-Zeit-Frequenz modulieren (derzeit ist es eher vorgeschrieben als selbstorganisiert), aber nur einen geringen Einfluss auf das gesamte Schmelzvolumen haben . Die vorübergehende Beendigung des Magmaflusses von unten für einige Tausend Jahre verringert den Vulkanausstoß fast sofort erheblich, und eine solche Lücke wird wahrscheinlich zu einer erkennbaren Oberflächenerosion des Gebäudes führen, jedoch verbleiben vergleichbare Schmelztaschen in dem bereits gebildeten, sich langsam abkühlenden Magmakörper. Der erneute Zustrom von Magma führt zu erneuten Vulkanausbrüchen; Eine pulsierende Magmazufuhr (im Vergleich zu einer kontinuierlichen) hat insgesamt nur geringe Auswirkungen auf den Zustand des Magmakörpers in der Tiefe, der unserer Modellierung zufolge erhebliche Mengen an Schmelze enthält.

Zirkone aus drei jungen (morphologisch postglazialen, holozänen) Laven, einer pleistozänen Lava von etwa 0,2 Millionen Jahren und Ignimbrit von 0,7 Millionen Jahren wurden extrahiert und in Epoxidharz eingegossen (Probennummern siehe Abb. 2). Die Proben wurden mittels SEM mittels Kathodolumineszenz und Rückstreuelektronen an der University of Alberta, Kanada, abgebildet und zunächst durch In-situ-O-Isotopenanalyse mit einer CAMECA IMS 1280-Ionenmikrosonde unter Verwendung eines Cs-Strahls und Flecken mit einem Durchmesser von ~ 15 µm und einer Tiefe von ~ 1 µm untersucht . Hauptsächlich wurden Kerne und einige Felgen als Ziel ausgewählt, und die äußere Präzision betrug ± 0,2‰ (2σ), basierend auf gleichzeitig durchgeführten Standards. Dieselben Zirkonkristalle wurden nach einem leichten Nachpolieren an überlappenden Stellen auf U-Th- und U-Pb-Alter und dann auf Hf-Isotope mittels LA-ICP-MS an der ETH Zürich analysiert, wobei die in 47 für U-Th und 48 für U-Pb beschriebenen Methoden verwendet wurden Datierung junger Zirkone. Die Proben wurden zunächst anhand von U-Th-Ungleichgewichten analysiert, und als festgestellt wurde, dass das Alter im Gleichgewicht lag, wurden Zirkone zusätzlich mithilfe von U-Pb-Methoden datiert (Tabelle S3-Ergänzung). Die Größe der seitlichen Flecken betrug 30 µm mit einer Kratertiefe von ~ 12 µm und 50 µm mit einer Tiefe von ~ 18 µm für die geochronologische bzw. Hf-Isotopenanalyse. Die Fehler für Hf-Isotope betrugen weniger als 1 Epsilon-Einheit.

Um das jüngste Zirkonwachstum mit hoher räumlicher Auflösung zu datieren, wurden ausgewählte Zirkonkristalle aus Elb5 und eine weitere Probe aus Elb-18 mittels Sekundärionen-Massenspektrometrie (SIMS) U-Th-Tiefenprofilierung an der Universität Heidelberg analysiert. Analysen der äußersten Wachstumsdomänen von Zirkon wurden an ungeschnittenen Kristallen durchgeführt, die so in Indiummetall gepresst wurden, dass die Prismenflächen bündig mit der Fassungsoberfläche abschlossen. SIMS-Analysen wurden in Mehrfachsammlung mit dem CAMECA IMS 1280-HR der Universität Heidelberg im Anschluss an44 durchgeführt, mit der Ausnahme, dass vier Elektronenvervielfacher (EMs) verwendet wurden und nur Massen zwischen 244 und 254 in insgesamt 45 Zyklen analysiert wurden, wobei jeder Zyklus aus drei bestand Magnet springt. Die relative U-Th-Empfindlichkeit wurde mit der Methode von45 kalibriert, indem radiogenes 208Pb/206Pb auf den Zirkonreferenzen AS3 und 9150049,50 analysiert wurde. Die Genauigkeit der EM-Verstärkungskalibrierungen und Hintergrundkorrekturen für die Unbekannten wurde durch Klammeranalysen der säkularen Gleichgewichts-Zirkonreferenz AS3 überwacht, für die ein Durchschnittswert von (230Th)/(238U) = 1,027 ± 0,010 (mittleres Quadrat der gewichteten Abweichungen MSWD = 0,55; n = 10) wurde während der Analysesitzung erhalten. Aufgrund des nicht-isochronen Verhaltens von Zirkon in den untersuchten Proben wurden Zweipunkt-Modellisochronen (Zirkon-Schmelze) unter Verwendung der Th- und U-Häufigkeiten im gesamten Gestein und unter der Annahme, dass sich die Schmelze im säkularen Gleichgewicht befand, berechnet. Mehrere Tiefenprofile deuteten auf eine Altersvariabilität während des Laufs hin, wobei das Alter der Modelle mit der Tiefe deutlich zunahm. Um diese Altersvariabilität zu erfassen, wurden alle Analysen in drei Blöcke unterteilt, wobei jeder Block einer Analysetiefe von ~ 1 µm entspricht, die aus der Messung der Kratertiefe mit einem Bruker DektakXT-Stiftprofilometer ermittelt wurde. Für Tiefenprofile, bei denen die für drei Blöcke berechnete MSWD den erwarteten Wert von 51 übersteigt, werden drei separate Altersangaben gemeldet; Für alle anderen Analysen wird nur ein Alter berechnet, das den gesamten ca. 3 µm tiefen Analysekrater durchschnittlich berücksichtigt (Abb. 3).

Ganze Gesteinsproben wurden im Dünnschliff auf den Aufbau von Phänokristallen und den Anteil der Kristalle, mittels RFA und ICPMS auf ihre Haupt- und Spurenelemente sowie durch Laserfluorierung an der University of Oregon untersucht. Alle analytischen Daten sind in den Ergänzungstabellen S1–S4 aufgeführt.

Zu den Modellierungsmethoden gehörte die Feinabstimmung des thermochemischen 2D-Deich- und Schwellenintrusionsmodells von Melnik et al.41, das die Verwendung der in 9 veröffentlichten Zirkonwachstums- und Auflösungssoftware nutzt. Bei der Modellierung werden Temperatur-Schmelz-Prozent-Zeit-Verläufe sowie Wachstums- und Auflösungsverläufe einzelner Modellzirkonkristalle an ca. 105 Punkten im gesamten magmatischen System berechnet. Anschließend werden die Daten extrahiert und nachbearbeitet. Ziel der Modellierung ist es, die besten Bedingungen zu finden, die zur Elbrus-Zirkonaufzeichnung passen.

Das verwendete Programm41 wurde an die Elbrus-Anfangs- und Randbedingungen angepasst. Das Modell basiert auf der Lösung der Wärmeadvektions-Diffusionsgleichung, die die Freisetzung latenter Wärme während der Magmakristallisation berücksichtigt und vereinfachte T-X-Phasendiagramme für Magma und Wirtsgesteine implementiert. Jedes Magmapaket gelangt als elliptischer Körper mit einer bestimmten Temperatur und einem bestimmten Volumen in den Simulationsbereich. Deiche werden wahllos innerhalb eines bestimmten Bereichs injiziert und oberhalb einer bestimmten Tiefe von subvertikalen auf subhorizontale Körper (Schwellen) übertragen. Wir gehen davon aus, dass Wirtsgesteine linear elastisch sind und einen konstanten Elastizitätsmodul und ein konstantes Poisson-Verhältnis aufweisen. In diesem Fall werden Verschiebungen von Gesteinen und Magmapaketen durch eine analytische Lösung52 geregelt. Um den 2D-Magmafluss in einen volumetrischen Fluss umzuwandeln, gehen wir davon aus, dass die dritte Dimension der Domäne eine feste Länge hat und dass die 2D-Näherung für den Zentralvulkan gültig ist, obwohl es keine bevorzugte Deichorientierung gibt, die für ausgedehnte tektonische Umgebungen üblich ist . Das Modell ermöglicht das Auftreten von Vulkanausbrüchen, sobald sich das kritische zusammenhängende Volumen an ausbrechbarem Magma unter dem Vulkan ansammelt. Wir spezifizieren die exponentielle Verteilung der Eruptionsvolumina im Folgenden42, die zu häufigen kleinen Eruptionen führt, die durch lange Unterbrechungsperioden getrennt sind, in denen sich Magma ansammelt, um in großen Eruptionen angezapft zu werden. Das Modell ermöglicht die Extraktion der thermischen Geschichte einzelner Magmapakete, die während bestimmter Episoden ausgebrochen sind. Anschließend wird das Zirkonwachstum einzelner Kristalle durch das Modell von9 simuliert. Die resultierende Zirkon-Altersverteilung wird berechnet und mit den gemessenen Altern verglichen. Parameter für das beste Anpassungsszenario für Elbrus sind in Tabelle 1 aufgeführt.

Alle Daten stehen als Ergänzung zu diesem Dokument in Excel-Form zur Verfügung.

Eine Korrektur zu diesem Artikel wurde veröffentlicht: https://doi.org/10.1038/s41598-023-39242-y

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Die Autoren danken für die Unterstützung durch den NSF-Zuschuss EAR 1822977. OM wurde teilweise durch die ERC-Zuschussvereinbarung 787399-SEISMAZE und durch das PAUSE-Programm (Zuschuss #C7H-PUB23A59) unterstützt.

Geowissenschaften, University of Oregon, Eugene, Oregon, USA

IN Bindeman

Institut für Mechanik, Lomonossow-Universität Moskau, Moskau, Russland

OE Melnik & IS Utkin

Institut für Geowissenschaften (ISTerre), Universität Grenoble Alpes, Grenoble, Frankreich

OE Melnik

Departement Erdwissenschaften, ETH Zürich, Zürich, Schweiz

M. Guillong & J.-F. Wotzlaw

Departement für Bau-, Umwelt- und Geomatikingenieurwesen, ETH Zürich, Zürich, Schweiz

IST Utkin

Institut für Geowissenschaften, Universität Heidelberg, Heidelberg, Germany

AK Schmitt

John de Laeter Centre, Curtin University, Bentley, WA, Australien

AK Schmitt

Kanadisches Zentrum für Isotopen-Mikroanalyse, University of Alberta, Edmonton, Kanada

RA Stern

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INB: erstes Konzept, Feldarbeit, analytische Forschung, Projektüberwachung, Synthese der Analysen und Verfassen des ersten Entwurfs der Arbeit; OEM: numerische Modellierung, Modellinterpretation, Papierschreiben; MG: U-Pb- und Hf-Isotopenanalysen, Redaktionspapier; IVU: Zahlencode, Papierbearbeitung; JFW: U-Pb-Datierung, Papierbearbeitung; AKS: SIMS U-Pb-Analysen, Papierbearbeitung; RAS: O-Isotopenanalysen, Papierbearbeitung.

Korrespondenz mit IN Bindeman.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

Springer Nature bleibt neutral hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten.

Die ursprüngliche Online-Version dieses Artikels wurde überarbeitet: Die ursprüngliche Version dieses Artikels enthielt Fehler im Namen von IS Utkin, der fälschlicherweise als IV Utkin angegeben wurde, in Zugehörigkeit 5 und im Abschnitt Danksagungen. Ausführliche Informationen zu den vorgenommenen Korrekturen finden Sie in der Korrektur zu diesem Artikel.

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Nachdrucke und Genehmigungen

Bindeman, IN, Melnik, OE, Guillong, M. et al. Alter der Magmakammer und ihr physikalisch-chemischer Zustand unter dem Elbrus im Großkaukasus, Russland unter Verwendung von Zirkon-Petrochronologie und Modellierungserkenntnissen. Sci Rep 13, 9733 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-36793-y

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Eingegangen: 22. Juni 2022

Angenommen: 12. Juni 2023

Veröffentlicht: 15. Juni 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-36793-y

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