Edad de la cámara de magma y su estado fisicoquímico bajo Elbrus, Gran Cáucaso, Rusia, utilizando petrocronología del circón y conocimientos de modelado

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 9733 (2023) Citar este artículo

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El monte Elbrus, el volcán más alto de Europa y en gran parte glaciar, está formado por lavas silícicas y es conocido por sus erupciones del Holoceno, pero el tamaño y el estado de su cámara de magma siguen estando poco limitados. Informamos edades de circón U-Th-Pb de alta resolución espacial, registradas conjuntamente con valores isotópicos de oxígeno y hafnio, que abarcan ~ 0,6 Ma en cada lava, documentando la iniciación magmática que forma el edificio actual. El modelo termoquímico de mejor ajuste limita los flujos magmáticos a 1,2 km3/1000 año por dacita caliente (900 °C), inicialmente subsaturada con circonio, en un cuerpo de magma verticalmente extenso desde ~ 0,6 Ma, mientras que un episodio volcánico con magma eruptivo solo se extiende sobre el más de 0,2 Ma, coincidiendo con la edad de las lavas más antiguas. Las simulaciones explican el volumen total de magma de ~ 180 km3, los valores de δ18O y εHf que oscilan temporalmente y una amplia gama de distribuciones de edad del circón en cada muestra. Estos datos proporcionan información sobre el estado actual (~ 200 km3 de fusión en un sistema verticalmente extenso) y el potencial de actividad futura del Elbrus que requiere imágenes sísmicas muy necesarias. Registros similares de circón en todo el mundo requieren una actividad intrusiva continua por acreción magmática de magmas silícicos generados en profundidades, y que las edades de circón no reflejan edades de erupción sino que las anteceden en ~ 103 a 105 años, lo que refleja historias prolongadas de disolución-cristalización.

La estimación de los peligros volcánicos se basa en una variedad de herramientas y casi siempre incluye imágenes de los reservorios de magma de la corteza superior que alimentan las erupciones, así como la estimación de las condiciones en la cámara de magma (por ejemplo, 1 referencias allí). Para comprender el estado de la cámara de magma bajo los centros magmáticos, a menudo se emplean métodos geofísicos2,3 pero por sí solos a menudo no logran detectar cuerpos de magma dominados por líquido en ambientes subvolcánicos de la corteza terrestre, a menos que estos excedan espesores del orden de ~ 102 a 103 m. que es del orden de la longitud de onda de las ondas sísmicas utilizadas en las investigaciones. Este fue el caso en 2009, cuando el pozo de perforación del Proyecto Islandia Deep Drillhole, de 2,1 km de profundidad, entró en riolita caliente y casi libre de cristales a 2 km por debajo de la superficie en la caldera de Krafla, previamente bien monitoreada; el umbral riolítico solo fue detectado post-factum en 2015 mediante un estudio de reflexión geofísica especializado4. Qué tipo de canales de magma y cuerpos de magma existen bajo estratovolcanes altos, magmáticamente productivos y comúnmente glaciados sigue siendo una cuestión de gran incertidumbre.

Potencialmente, una combinación de métodos geofísicos con investigaciones vulcanológicas y geoquímicas de volcanes específicos centrándose en la petrocronología de circonio, inclusiones de fusión y patrones de zonificación en la carga cristalina de productos volcánicos recientes puede revelar temperaturas, profundidades y estado físico de los cuerpos de magma1,5. Los esfuerzos recientes que utilizan la petrocronología del circón (métodos múltiples de datación del circón e investigación de edades y valores isotópicos y químicos) en registros magmáticos pueden arrojar mucha luz sobre el momento de los eventos magmáticos y su evolución compositiva previa a la erupción6,7,8,9,10. 11,12,13,14,15. Durante la última década surgieron diversos escenarios: en algunos casos, las distribuciones y composiciones de edad del circón son uniformes y registran un breve episodio de cristalización en un reservorio evolucionado y poco profundo antes de la erupción, pero en muchos estratovolcanes y calderas de larga vida en arcos de islas continentales, un registro más prolongado de las edades U-Th y U-Th-Pb del circón proporciona información sobre la prehistoria de su cristalización, mezcla y segregación por fusión del residuo cristalino durante la acreción magmática8,13,14,16. Una combinación adicional de edades de circón con isótopos de O y Hf, así como proporciones de elementos traza medidas en puntos corregistrados dentro de los mismos cristales de circón, proporcionan información crítica y limitaciones sobre las contribuciones de fuentes del manto y la corteza, incluidas rocas de pared alteradas hidrotermalmente, a cada circón. dentro del sistema magmático17. Por ejemplo, algunos sistemas muestran una heterogeneidad extrema de O y Hf a pesar de una edad similar14 que requiere un ensamblaje por lotes previo a la erupción de fusiones saturadas de circonio y que contienen circonio generadas simultáneamente con diversas fuentes de O y Hf, en otros casos U-Th o U-Pb de cola larga. edades con isótopos de O y Hf relativamente homogéneos requieren el muestreo de un único reservorio bien mezclado y de larga vida12.

Los esfuerzos de modelado que involucran modelos termoquímicos y termomecánicos avanzados pueden respaldar y aumentar los datos geocronológicos y geoquímicos del circón y limitar el tamaño y las condiciones físicas en los reservorios de magma subvolcánico. Cuando se realizan en alta resolución y en condiciones iniciales y de contorno realistas que son características de cada volcán, los resultados de estos modelos pueden compararse con restricciones geológicas y petrológicas y ajustarse para situaciones específicas (por ejemplo, 18). Además, en el caso de sistemas de magma jóvenes y con imágenes geofísicas, los esfuerzos de modelado se pueden ajustar aún más para limitar los flujos magmáticos, la temperatura y la composición de los derretimientos intruidos y la corteza ambiental, y estos se pueden comparar con información geofísica sobre la profundidad de la generación y los tamaños del magma. de reservorios magmáticos inferidos1,17,19.

Para la evaluación del peligro volcánico, por supuesto es beneficioso combinar los tres métodos: geofísico, geoquímico-geocronológico y modelado en un sistema de interés. Este esfuerzo puede limitar mejor los procesos en las cámaras de magma que conducen a erupciones volcánicas y, por lo tanto, ayudar a evaluar el potencial de futuras erupciones. Este enfoque sintético permite predecir los peligros volcánicos a largo y mediano plazo. Este artículo informa un esfuerzo petrológico y de modelado combinado para investigar el origen del magmatismo bajo el volcán Elbrus, Gran Cáucaso, Rusia (Fig. 1), donde encontramos un registro excepcional de circón que abarca entre 0,6 y 0,7 millones de años dentro de cada muestra estudiada.

Un mapa geológico del volcán Elbrus (Gran Cáucaso, Rusia) que muestra los contornos de las lavas estudiadas aquí. El mapa base es de la ref.20 con datos de 21,22. Lavas del Elbrús (1–3); 1: < 30 ka; 2: 110–70 ka; 3: 225–170 ka; 4: ignimbrita y lavas del Paleo Elbrus (900–680 ka); 5: Sedimentos cuaternarios; 6: Glaciares; 7: ignimbritas distales de 1,98 Ma; 8: Basamento sedimentario/volcánico del Paleozoico Medio-Tardío; 9: Cobertura sedimentaria del volcán Jurásico (calizas, siliciclásticas), (a) zonas rosadas: Basamento cristalino del Paleozoico Medio-Tardío (ígneo y metamórfico). Generado y editado en Adobe Illustrator after21, disponible https://www.researchgate.net/publication/272087592_Geological_map_of_the_Elbrus_neovolcanic_center_Greater_Caucasus_scale_1100000_Edition_of_2011; (b) datos de sondeo microsísmico geofísico a lo largo de la sección transversal mostrada a través de Elbrus (después de 23) que potencialmente muestran estructuras verticales de un sistema magmático extendido. Los colores rojo-azul indican una desviación del modelo Vs regional (±8%). (c) Posición del Elbrus en el Cáucaso (generada mediante el software GoogleEarth).

El magmatismo joven (< 3 Ma) del Gran Cáucaso está relacionado con una colisión entre las placas árabe y euroasiática24 y ha atraído la atención durante el siglo pasado (por ejemplo,25). Esfuerzos cartográficos recientes25,20, isotópicos21,2627 y geocronológicos (por ejemplo,26,28,29), incluida nuestra reciente investigación sobre circón U-Pb30, identificaron dos picos magmáticos regionales: ignimbritas más antiguas de Chegem (2,96 Ma) y granitos, lavas y potencialmente ignimbritas. de las áreas de Tyrnyauz (1,98 Ma). Las ignimbritas de 1,9 Ma se encuentran debajo de los estratos volcánicos que surgieron del Elbrus pero, según datos isotópicos (O y Hf en circón), no tienen conexión con el sistema de magma del Elbrus y se presentan como láminas extracalderas. Elbrus, con su edad Holoceno de productos magmáticos31, ignimbritas regionales voluminosas más antiguas y lavas tan jóvenes como 0,6–0,8 Ma29, con algunas sugerencias de que estaban relacionadas con la caldera32, es de particular importancia ya que actualmente es el centro volcánico con mayor probabilidad de exhibir potencialmente Actividad magmática catastrófica. Es la montaña más alta de Europa y Rusia juntas, con una altura de 5642 m, entre 1,5 y 2,5 km por encima de su basamento elevado con un diámetro de 18 km. El volumen de su moderno y prominente estratocono de dos cabezas contiene, por lo tanto, entre 80 y 100 km3 de lava, que entró en erupción hace aproximadamente 0,25 Ma, según el flujo de lava más antiguo de Older Malka20,27,29. Esto se traduce en una modesta tasa de erupción de 3 a 5 km3 cada 1.000 años. Como está fuertemente glaciar y conectado por canales fluviales largos y estrechos, representa peligros no sólo volcánicos sino glaciovolcánicos para sus entornos e infraestructura inmediatos33, en caso de que ocurriera una erupción subglacial grande y repentina. Sin embargo, la edad del edificio y el momento general de la actividad magmática en Elbrus no tienen restricciones, dado que la mayor parte del registro volcánico del joven cono de Elbrus está cubierto por gruesas capas de hielo, y sus productos volcánicos más antiguos pueden no estar expuestos. Las hipótesis en competencia son que Elbrus es un estratocono relativamente joven o, alternativamente, un centro magmático de larga duración (similar a Tyrnyauz y Chegem) con actividad que se remonta al menos a 0,6-0,8 Ma, según la geocronología U-Pb de circón y K-Ar para Ignimbritas y lavas riodacíticas expuestas en la parte occidental de Elbrus20,32. En la parte occidental de Elbrus están expuestas ignimbritas masivas de ~ 0,7 Ma, llamadas localmente “fluidizitas”34. Alcanzan espesores de 1 km y exhiben estructuras de soldadura verticales expuestas en Kukurtly, una pared erosionada por un glaciar en el Elbrus occidental (Fig. 120). Presentamos una edad para una muestra de esta ignimbrita (55-1/97) de 704 ka, Tabla S135). Dadas las glaciaciones del Pleistoceno, estas texturas de fluidizita probablemente indiquen una intrusión y un enfriamiento bajo una capa de hielo. Algunos investigadores consideran que estas ignimbritas derivan de una caldera32, citando una anomalía de gravedad circular de 17 km de ancho alrededor de Elbrus36, similar a la vecina Chegem28. Sin embargo, a pesar de que las glaciaciones posteriores erosionaron gran parte de este registro volcánico más antiguo, la mayoría de los geólogos, incluidos nosotros, no encuentran evidencia de una caldera tan joven, dada la falta de ignimbritas extracalderas o fallas de anillos de caldera cercanas. La actividad magmática más joven está poco restringida, pero las fechas existentes de 14C sitúan los flujos más jóvenes en el norte y el sur del volcán en un rango de edad de <1 a 2 mil años36.

Aquí presentamos los primeros conocimientos basados en el circón sobre el inicio del magmatismo bajo Elbrus, e informamos que todas las lavas estudiadas contienen un registro de circón único y continuo que se remonta a ~ 0,7 Ma (Fig. 2). Este estudio sólo proporciona información sobre el inicio del magmatismo, pero permite un interrogatorio más profundo de su origen y evolución. En este artículo, proporcionamos una combinación de petrocronología del circón (edades e isótopos in situ de O y Hf, tablas complementarias S1 a S4) y modelos termomecánicos para explicar los flujos magmáticos y la evolución del sistema magmático bajo Elbrus para comprender su estado actual y su potencial de erupción. .

Histogramas de edad para las edades del núcleo de circón determinadas por LA – ICP – MS (U – Th y U – Pb combinados). La edad de erupción inferida se indica con una línea azul. Tenga en cuenta que los núcleos de circonio abarcan todo el intervalo conocido de existencia del sistema de magma de Elbrus.

Hemos datado interiores de circones pulidos (por U – Th y U – Pb) de cuatro lavas dacíticas del Pleistoceno tardío y del Holoceno y una ignimbrita del Pleistoceno medio (Figs. 2 y 3, Tabla complementaria S3) mediante espectrometría de masas acoplada inductivamente por ablación láser (LA– ICP–MS) y SIMS para investigar si el circón puede proporcionar información sobre la evolución magmática del Elbrus, cuya mayor parte está oculta por los glaciares.

Resultados de la datación U-Th de núcleos de circonio ((A,B), por LAICPMS) y bordes más externos ((C-E), perfilado de profundidad por SIMS). Observe una herencia significativa de circones más antiguos. En (C), edades promedio, donde no se detectó una variabilidad de edad significativa con la profundidad (~ 3 µm de perfil de profundidad total); (D) edades calculadas para una penetración del borde más externo de ~ 1 µm en lavas del Holoceno; consulte Métodos para obtener más explicaciones. Los números junto a las elipses de error (que se muestran con una incertidumbre de 1 s) corresponden al número de circón; Las líneas grises conectan capas de circón progresivamente más profundas en cada perfil. (E) Histograma de todas las edades del modelo de borde de circón fechado que indica una cristalización prolongada de circón incluso para los 1 a 3 µm más externos de cristales de circón individuales que oscilan entre 13,9 ka y el equilibrio secular (> 300 ka). Las edades del modelo se muestran para un (230Th)/(232Th) inicial correspondiente a las abundancias de Th y U de toda la roca, suponiendo un equilibrio secular. La edad isócrona más joven en A y B se basa en los núcleos de circonio más jóvenes, pero estos son ~ 20 a 37 años más antiguos que la supuesta edad de erupción de estas lavas en el Holoceno tardío, al igual que la edad de la superficie del circonio en (D), lo que sugiere que los circones se disolvían antes de la erupción (ver Fig. S1).

Un resultado importante de este estudio es que hemos descubierto un registro continuo de edad de circón individual dentro de cada lava estudiada del Elbrus moderno que abarca desde 0,7 a 0,8 Ma hasta 20-40 ka. Asimismo, una ignimbrita más antigua de 0,7 Ma (55-1/97) en la base occidental de Elbrus contiene circones que abarcan un rango de edad similar y se remontan a 0,9-1,3 Ma. Además, entre 280 circones datados, se encuentran seis xenocristales con edades de 1,4 a 1460 Ma (Fig. 2), en línea con las rocas del país expuestas (Tabla S3). Los xenocristales no sólo tienen edades más antiguas, sino también valores isotópicos de δ18O y εHf muy diferentes, incompatibles con los magmas del Elbrus.

La población de edad de circón más joven datada mediante métodos isócronos U-Th oscila entre 20 y 48 ka (Fig. 3, consulte la Tabla complementaria S3). Sin embargo, incluso estas edades más jóvenes son significativamente más antiguas que las edades de erupción glacial pospleistoceno inferidas (< 10 a 15 años) de los flujos de lava muestreados. La mayor parte del Gran Cáucaso estuvo cubierta por gruesas capas de hielo durante las glaciaciones del Pleistoceno, que se reflejan morfológicamente en valles fluviales en forma de U de hasta 1 km de altura. Por ejemplo, la superficie del flujo de lava Elb-14 (edad isócrona U-Th de 48 ka) conserva delicadas características de emplazamiento de flujo de tipos pahoehoe y a-a, una morfología no erosionada y sin vegetación, y está descubierta por morrenas. La muestra Elb-5 cerca de la cascada Sultan, que fue emplazada en un valle fluvial que muestra estructuras en forma de pináculos (conocidas localmente como Flechas de Elbrus) relacionadas con el escape de agua37, contiene circón con edades de circón U-Th de 20 ka como población más joven, que son de edad singlacial y, por lo tanto, inconsistentes con el emplazamiento de los ríos posglaciales. Las muestras Elb-19 y 18 son las lavas más jóvenes recolectadas en laderas actualmente glaciares a una altura de 3000 a 3500 m y tienen características de erosión por glaciares modernos. El flujo de lava Malka más antiguo (Elb-16), fechado en 0,2 Ma27, está más erosionado, erosionado y cubierto por morrenas. Ésta y otras lavas jóvenes produjeron sólo circón en equilibrio secular. Por lo tanto, consideramos que todas estas edades del modelo U-Th no reflejan la verdadera edad de erupción, sino más bien la última cristalización del circón.

Para investigar más a fondo los límites que la cristalización de circón impone a las edades de erupción, se analizaron las caras de circón en dos muestras (Elb-5 y Elb-18, la misma lava que Elb-19) utilizando espectrometría de masas de ionización secundaria (SIMS) para determinar las edades de cristalización de las llantas más jóvenes (Fig. 3, Tabla complementaria S4). Las caras de circón muestreadas a una profundidad de ~ 1 µm arrojaron edades de > 20 kyr que también son anteriores a las edades inferidas de erupción posglacial (Fig. 3). Aunque en conjunto las edades de los bordes del circón son más jóvenes que las edades del núcleo en las mismas lavas, los perfiles de profundidad de las caras del circón revelan edades crecientes del circón con la profundidad, incluso con una penetración mínima de ~ 3 µm de profundidad (Fig. 3), y a veces incluso las edades de la superficie más externa se superponen con las del núcleo. siglos. Por tanto, parece que los bordes de circón que cristalizaron justo antes de la erupción son imperceptiblemente delgados o están completamente ausentes. Esto puede indicar que estos circones se estaban disolviendo (en lugar de crecer) antes de la erupción o estaban protegidos de la masa fundida mediante almacenamiento en una parte solidificada del complejo intrusivo, o un fenocristal como una inclusión. Para interpretar mejor este resultado, extrajimos todos los cristales de circón mediante disolución de HF de una lava joven (Elb-5) y medimos la distribución del tamaño de los cristales de circón utilizando longitudes de cristal (Figura 1 complementaria). Hay una falta prominente de cristales más pequeños (< 20 µm) y una deficiencia de cristales pequeños (< 50 µm) que sean consistentes con la disolución o el crecimiento deficiente de esta población de cristales antes de la erupción (por ejemplo, 38, 39).

Los isótopos de oxígeno y Hf se investigaron en puntos que se superponen con las edades U – Th o U – Pb (Fig. 4, Tabla complementaria S2). Incluyendo todos los puntos de datos para circones envejecidos en Elbrus, los isótopos de O varían de + 5,6 a + 8,6 ‰, y εHf de −2,8 a + 6,1, con un rango de valores en muestras individuales que exceden las incertidumbres analíticas. Se encuentra un rango isotópico aún mayor para los xenocristales de circón (Figs. 2, 4). Además, también existen sutiles tendencias y diferencias temporales con las ignimbritas de 0,7 Ma y otros centros regionales como Chegem y Tyrnyauz.

Isótopos de oxígeno y Hf medidos en circones fechados en puntos co-registrados que demuestran una heterogeneidad significativa dentro de la muestra, lo que sugiere que los magmas no están aprovechando un único reservorio homogéneo y representan una mezcla aproximadamente igual de proporciones locales de corteza y manto. (A, B) Variaciones temporales, (C) correlación de isótopos de O y Hf en puntos registrados conjuntamente. Se muestran campos para circón de centros volcánicos vecinos: 1: Chegem y Zayukovo, 2: Tyrnyauz e ignimbritas de 1,9 Ma en la base de Elbrus (datos de 30,35) La línea de mezcla que muestra el porcentaje de contribución de la corteza se dibuja entre la corteza (δ18O = + 9 ‰, εHf = − 10, 4 ppm Hf) y los miembros finales del manto (δ18O = + 6‰, εHf = + 10, 2 ppm Hf) se estiman como realistas para el Cáucaso27,30,35.

Un registro continuo de la edad del circón individual (Fig. 2) que se remonta a 0,6 Ma transmite un escenario de iniciación magmática a largo plazo a ~ 0,6 Ma debajo del moderno cono de Elbrus. La falta de continuidad con circones de 0,7 Ma y más antiguos encontrados en la ignimbrita subyacente indica que probablemente se trate de dos episodios no relacionados y sistemas de magma independientes. La presencia de xenocristales también sugiere que rocas de diversas edades se fundieron y se incorporaron antes de la erupción en los magmas de Elbrus y el circón sobrevivió a la disolución. La preservación de circones magmáticos anteriores del sistema magmático de Elbrus, y también de xenocristales más antiguos derivados de rocas rurales, proporciona una idea de la saturación continua de circones, una limitación importante para modelar los procesos de yacimientos de magma.

El circón en Elbrus produjo valores altos de δ18O y bajos de εHf, lo que requirió una mezcla de ~ 30:70% de Hf no radiogénico local y materiales supracrustales de alto δ18O y el manto (Fig. 4). Estos valores también son distintos de los vecinos ignimbritas de Chegem y granitos de Tyrnyauz30,34,35. Otra característica importante del registro del circón es su heterogeneidad con respecto a los isótopos de Hf y O, por encima de las incertidumbres analíticas. En comparación con ejemplos similares de circonio estudiados en todo el mundo, los circones de Elbrus son relativamente más homogéneos que los magmas de huellas de puntos calientes de Yellowstone13,14,17. No hay circones de bajo δ18O en Elbrus, aunque sí están presentes en el vecino Chegem30; La presencia de circones con bajo contenido de δ18O se asocia comúnmente con la refundición de rocas alteradas hidrotermalmente que se encuentran comúnmente en calderas multicíclicas. Por lo tanto, la falta de circones con bajo contenido de δ18O en Elbrus puede indicar indirectamente una falta de caldera preexistente.

Dado que la mayoría de estos magmas son silícicos (de dacíticos a riodacíticos), con condiciones mineralógicas y de cristalización idénticas35, así como valores isotópicos comparables de Sr-Nd-Pb-Hf27,30, los mecanismos de producción de magma y las fuentes de magma parecen haber permanecido constantes durante más de un siglo. millones de años. Por lo tanto, la petrocronología del circón no solo cambia la visión de la longevidad de la actividad magmática continua bajo Elbrus sino que, dada la composición general y la similitud de los isótopos de O y Hf del circón, sugiere una fuente de magma profunda en lugar de superficial que dura > 1 Ma, dividida en dos episodios magmáticos.

En general, los isótopos de circón O y Hf muestran una dilución sutil de las firmas de la corteza con composiciones más similares a las de un manto durante 1 Ma, lo que resulta en una disminución de δ18O y un aumento de εHf (Fig. 4, Tablas S1 y S2), mientras que SiO2 cae ~ 4 El% en peso y el MgO aumentan un 1% en peso desde ignimbritas de 0,7 Ma hasta las lavas de Elbrus más jóvenes. Por lo tanto, preferimos un escenario donde los magmas silícicos, por encima o ligeramente por debajo de las temperaturas de saturación del circón, invadieron desde las profundidades y alimentaron un depósito de magma de la corteza superior debajo del Elbrus. Las firmas isotópicas de la corteza terrestre de O y Hf probablemente se heredan de esta fuente de la corteza profunda, en lugar de ser producidas por una asimilación de la corteza superficial, debido a una asimilación más eficiente a temperaturas más altas de la roca rural a mayor profundidad, y porque la producción de fusión superficial habría generado un registro más diverso como se observa en muchos otros volcanes alrededor del mundo. La zona caliente profunda (generada cerca o ligeramente por encima del Moho; por ejemplo, 18) probablemente se desarrolló como resultado del contacto entre el manto yuxtapuesto influenciado por la subducción y la corteza paleozoica y más antigua, en el curso de la delaminación de la corteza inferior en respuesta a la colisión (por ejemplo, 30). . Las variaciones isotópicas y de composición seculares menores sugieren que las diferenciaciones silícicas de magmas máficos derivados del manto en zonas calientes llevan valores isotópicos primitivos isotópicamente más parecidos a los del manto. Consideramos estas restricciones en el modelado siguiente.

Las limitaciones del estudio petrológico de las rocas volcánicas del Elbrus incluyen: (1) un registro de circón que indica una longevidad del magmatismo y la herencia de 0,6 Ma; (2) composición (rio-)dacítica general con sólo ligeras variaciones a lo largo del tiempo; (3) diversidad de isótopos de O y Hf dentro de los productos de muchas erupciones; (4) un volumen total estimado de magma producido dado el tamaño del edificio de Elbrus, de 18 km de diámetro y 2,0 a 2,5 km de elevación relativa, está presente un mínimo de 80 a 100 km3 de material de lava dacítica en erupción. Duplicar esta cifra para tener en cuenta la erosión glacial y de otro tipo que se produce entre erupciones, así como las erupciones piroclásticas que dispersan material más allá de los edificios volcánicos, correspondería a 160-200 km3.

La diversidad de edades del circón con similitudes isotópicas y compositivas relativas de los magmas en el registro sugiere similitud en los procesos de génesis del magma durante más de 0,6 Ma de petrogénesis de magma bajo Elbrus. Los valores isotópicos de oxígeno y Hf sugieren una contribución de la corteza del 25 al 35% al magma derivado del manto (Fig. 4). Como muchos otros volcanes centrales, Elbrus exhibe un sistema magmático vertical de 3 a 11 km y de 15 a 45 km que está limitado por perfiles sísmicos y acústicos (40,23; Fig. 1b). Por lo tanto, los magmas que vienen de la cámara inferior a la superior deben transportar suficiente calor y magmas líquidos para producir masas fundidas eruptivas y no disolver completamente el circón de intrusiones anteriores y xenocristales heredados de la corteza ambiental. Esto significa que el magma en el sistema de tuberías de magma vertical mantuvo temperaturas por debajo de ~ 800 °C (la saturación de circonio calculada para los magmas de Elbrus), pero más bien se agregó magma juvenil en incrementos pequeños pero persistentes al magma residente, que se mezcló e hibridó. produciendo la distribución prolongada de edades de los cristales de circón observada. Esto sugiere que los magmas añadidos no están muy sobrecalentados ni tienen una composición muy diferente de los magmas residentes. El magma basáltico con su alta temperatura y solubilidad del circonio sería más capaz de disolver agresivamente circones preexistentes9, y además habría generado registros isotópicos y químicos compositivamente más diversos, ya sean bimodales o más continuos. Un ejemplo modelado de magmas basálticos que intruyen en el área media de la corteza da como resultado circones con valores isotópicos de O y Hf extremadamente diversos, como se observa en los magmas de la llanura del río Yellowstone-Snake17. La columna de Yellowstone se caracteriza por altas tasas de flujo de magma basáltico y un régimen de corteza extensional, diferente al régimen de compresión en el Gran Cáucaso.

El modelado se realizó utilizando un código que modela las intrusiones de diques y alféizares junto con el derretimiento de la corteza y la erupción al alcanzar un umbral de derretimiento, ref.41). Al mismo tiempo, el modelo monitorea la cristalización del circón hasta el momento de la erupción9. En este modelado, variamos las tasas de flujo de magma (de 0,1 a 10 km3/1000 años para poder generar una producción de magma líquido comparable a la observada). Variamos aún más la eficiencia de la erupción (% de magma en erupción sobre el total disponible). magma con un contenido de cristales por encima de algún valor crítico, de 25 a 90%), concentraciones de Zr dentro de los rangos observados en el Gran Cáucaso (30,35, de 170 a 220 ppm de Zr) y contenido de cristales en magmas en erupción en relación con la temperatura según diagramas de fases.

Suponemos un gradiente de temperatura inicial en la corteza de 20 °C/km. Los parámetros para las simulaciones se especifican en la Tabla 1. Los diques se introducen aleatoriamente en el dominio de simulación. En la parte superior del modelo los diques pasan a los umbrales; A medida que el sistema se desarrolla, se observa expansión, elevación y hundimiento en las partes media, superior e inferior del sistema, respectivamente, y todas ellas están equilibradas con respecto al equilibrio de masa y calor. Las erupciones volcánicas drenan ciertas áreas del sistema, y éstas también obedecen a leyes de conservación de masa y calor.

La Figura 5 muestra los resultados de las simulaciones de mejor ajuste para las restricciones anteriores con un flujo volumétrico de magma riolítico de 1,2 km3 de magma por 1000 años para un total de 0,6 Ma de inyección de magma silícico. Suponemos que el ancho inicial de la zona de inyección de magma es de 5 km, mientras que después de 300 ka, el área de inyección se estrecha a 3 km (enfoque de fusión) a medida que se forma la zona caliente en la parte central del dominio. Al final del recorrido, el área total afectada por la inyección del dique y el umbral y la zona de dispersión resultante corresponde a 10 km (Fig. 5c). Por lo tanto, la distribución final del dique en las rocas huésped es dos veces más ancha que el área de inyección inicial debido a la expansión horizontal del sistema.

Resultados del modelado de la cámara de magma de Elbrus mediante inyección de diques y umbrales de sílice caliente durante 600 años. (a) distribución de temperatura; (b) fracciones de masa fundida, contornos de 5, 50 y 75 % en volumen de fracción de masa fundida; (c) ubicación de los diques y umbrales inyectados; (d) derretimiento acumulado y los volúmenes en erupción en diferentes momentos (ka), los colores conectan regiones derretidas continuas que muestran su complejidad. Se puede observar que las erupciones generalmente se vuelven menos profundas con el tiempo a medida que el sistema madura.

El modelado muestra que después de un período de incubación que dura 0,4 millones de años, se forma una zona caliente con temperaturas > 800 °C (Fig. 5a) en el área central debajo del volcán. Estas temperaturas corresponderían a fracciones de fusión > 80 % si no se permiten erupciones en el sistema. Sin embargo, nuestro modelo considera que si un volumen crítico de magma con una fracción de fusión > 75% se forma en cualquier lugar de un sistema verticalmente extenso, se produce una erupción que elimina el 90% del magma disponible, aprovechando todas las áreas. El sistema subvolcánico se contrae cuando esto ocurre y en el sistema se respetan las conservaciones de masa y calor41. Consideramos que los volúmenes de erupción se distribuyen según una ley exponencial42 como es típico para muchos volcanes en todo el mundo (erupciones pequeñas más frecuentes y erupciones grandes menos frecuentes) y dicha secuencia de volúmenes de erupción se genera aleatoriamente antes de la simulación. Las erupciones más grandes requieren intervalos de incubación más largos de acumulación de material fundido. La Figura 5b muestra la distribución de la fracción fundida dentro del dominio de la corteza afectado por la intrusión. Se muestran los contornos del 5, 50 y 75 % de la masa fundida. Las simulaciones de modelos muestran que las erupciones drenan la mayor parte del magma de la cámara de magma, mientras que se forma una zona de masa cristalina extendida verticalmente alrededor de la parte central del volcán. Los volúmenes de fusión y el volumen de material en erupción se muestran en la Fig. 5d. La Figura 6 presenta la historia de la producción de fusión y la proporción de erupción y asimilación de la corteza en el material en erupción. Antes de que las erupciones comiencen a incubarse, el volumen del actual derretimiento debajo del Elbrus aumenta progresivamente hasta ~ 300 km3 en 0,4 millones de años. Después de un período de incubación, comienzan las erupciones, lo que desencadena una tendencia a disminuir los volúmenes de fusión a medida que el magma es evacuado del sistema a la superficie formando el edificio magmático del Elbrus. Después de eso, el suministro continuo de magma desde las profundidades se equilibra casi por completo con las erupciones. La proporción de rocas de la corteza localmente derretidas en el magma en erupción (Fig. 6b) varía de ~ 0,1 a 0,3, y solo disminuye ligeramente durante la evolución del sistema porque las erupciones mezclan magma de diferentes partes del sistema. Esto puede corresponder a la tendencia sutil de disminución de la contribución de la corteza con el tiempo, como se observa para los isótopos de O y Hf en el circón (Fig. 4). La Figura 5d muestra la distribución de las cámaras de magma con el tiempo. Su extensión horizontal es mucho menor que la extensión vertical debido a una amplia gama de profundidades de inyección de los diques. Las erupciones comienzan en lo profundo del sistema, donde las condiciones térmicas requeridas para la generación del derretimiento se alcanzan temprano, y luego, progresivamente, el drenaje de magma se mueve hacia arriba a medida que el sistema madura. Tenga en cuenta que los cuerpos de magma tienen formas complejas y, en general, encajarían en el paradigma actual de sistemas de magma verticalmente extensos43. Debido a la diferente conectividad del derretimiento, algunas erupciones toman muestras sólo de un estrecho rango de profundidades, mientras que otras excavan magma de toda la extensión del sistema magmático.

Evolución del volumen de fusión a través del tiempo. (A) Volúmenes acumulados de fusión formados y volumen estallado. Observe un tiempo de incubación de ~ 400 años para formar cuerpos de magma eruptivos e interconectados (Fig. 5d) y cada erupción evacua el 90% del derretimiento eruptivo. (B) Proporción de rocas de la corteza terrestre (localmente derretidas a poca profundidad) en erupciones; Durante la formación de la cámara de magma, la fracción de contribución de la corteza varía entre 0,1 y 0,3 (εHf 1 a 7), y generalmente disminuye con la edad, de acuerdo con las observaciones (Fig. 4).

También realizamos ejecuciones de modelos con flujos de magma periódicos (oscilantes), pero observamos que las erupciones se detienen casi inmediatamente (con un retraso de unos pocos ka) después de una pausa en las intrusiones, mientras que el interior caliente del cuerpo de magma continúa caliente y cristaliza lentamente. . Por lo tanto, no hay mucha diferencia entre el flujo de magma temporalmente constante y el flujo alterno en cualquiera de los parámetros discutidos anteriormente.

El conjunto de simulaciones presentado produce el volumen de erupción requerido del edificio en Elbrus (corregido por erosión y dispersión piroclástica), pero lo más importante es que produce un registro de circón similar al observado (Fig. 2, 7, Fig. S2). Extraemos historias térmicas de lotes de magma individuales de diferentes erupciones y, utilizando el software Bindeman y Melnik9, calculamos el crecimiento frente a la disolución del circón magmático a medida que el sistema madura en cada punto en el tiempo y el espacio. En la Fig. 7 y en la Fig. 2 complementaria se muestran las historias típicas de temperatura, la evolución del radio del circón y el histograma de edad del circón. Tan pronto como se inyecta un dique en rocas hospedantes más frías, la temperatura magmática cae rápidamente, lo que lleva a un rápido aumento de la sobresaturación del circón y consiguiente crecimiento de cristales. En etapas posteriores, si se recalienta el volumen, el circón puede disolverse parcial o completamente y volver a crecer. En otros marcadores, el circón seguirá cristalizando. Estas condiciones pueden estar a sólo unos metros de distancia del dique, pero el centro del cuerpo de magma ha restablecido las edades de circón más. Generalmente, el circón se disuelve durante la maduración térmica del sistema y, por lo tanto, incluso la edad de la superficie de los cristales de circón representa la edad más antigua correspondiente al tiempo de inyección de un dique individual, lo que coincide con nuestra observación de la datación de la superficie del circón (Fig. 3). Tras la segregación del fundido, aparece circón de cuerpos de magma erupbles en la misma erupción. Por lo tanto, el modelado en diferentes concentraciones de Zr respalda una herencia extensa de circón en el sistema de magma (Fig. 7c) que coincide con las observadas en muestras naturales (Fig. 2).

Tamaños y edad de circón generados numéricamente. (A) Episodios de crecimiento y disolución de circón en circón para diferentes partes del sistema magmático en crecimiento según lo muestreado por las erupciones. (B) Historiales de temperaturas para estos circones. Tenga en cuenta que la mayoría de los cristales de circón crecen primero durante el enfriamiento de los diques y luego se disuelven, de acuerdo con la datación por edad que indica que la minoría de circones está en edad de erupción (Fig. 3), y con las distribuciones de tamaño de los cristales de circón (Fig. S1) que indican su disolución preeruptiva. (C) Histograma de distribuciones de edad de circón en productos de una de las últimas erupciones, donde las edades de cristalización de circón abarcan todo el intervalo de formación de magma, compárese con la Fig. 2. Consulte la Fig. S2 para obtener más ejemplos de herencia de circón generada numéricamente.

Las observaciones y modelos presentados aquí sugieren que para reproducir 200 ka de magmatismo silícico en Elbrus, correspondientes a las edades actualmente conocidas de sus lavas, se requiere un flujo magmático continuo de ~ 1,2 km3/1000 años durante ~ 600 kyrs. El registro de la acreción magmática de esta duración es visible en el registro de circón de todas las erupciones en Elbrus, y se reproduce en nuestro modelo termoquímico termoelástico de mejor ajuste que coincide con diversos parámetros como composiciones de magma, proporciones isotópicas, volúmenes eruptivos y edad del circón. registro. Pudimos generar los 100-150 km3 de lavas que estallaron durante 200 ka acumulando un total de 350 km3 de magma en un sistema de magma en forma de tubo verticalmente estrecho que alcanzó los 10 km de diámetro al final del modelo. Del mismo modo, las ignimbritas de 700 ka encontradas en la parte occidental de Elbrus también tienen un registro similar de herencia durante varios miles de años, lo que sugiere que condiciones magmáticas similares caracterizaron esta etapa anterior del desarrollo del sistema de magma que resultó en un sistema de magma bastante grueso (1 km en Kukurtly). ) y voluminosas erupciones de ignimbrita y lava20,30,31,32,33,34. Como las lavas del moderno edificio de Elbrus carecen de circones que se remonten a las edades de erupción de estas ignimbritas más antiguas, concluimos que no son parte del mismo sistema de magma continuo, temporal y/o espacialmente (ver Fig. 1). Dado que el estilo de acreción magmática bajo Elbrus, registrado independientemente por las lavas y las ignimbritas, se caracteriza por una cristalización prolongada de circón y un reciclaje en episodios volcánicos progresivamente más jóvenes, sugerimos que el vulcanismo actual en Elbrus, formando su estratocono masivo, comenzó hace 600 ka. . Las ignimbritas registran este episodio anterior.

Dado que nuestra solución preferida para Elbrus es una cámara de magma estrecha y verticalmente extensa, quizás sea geométricamente permisible separar los sistemas antiguos (> 0,7 Ma) y nuevos. Esto está respaldado por el hecho de que las ignimbritas más antiguas solo se conocen desde el oeste del edificio actual y, por lo tanto, el cuerpo de magma anterior probablemente se encuentre debajo.

Teniendo en cuenta la futura actividad volcánica en Elbrus, podemos aprender de su ciclo volcánico anterior que terminó en 700 ka. Los cálculos del modelo muestran que para mantener activo el sistema de magma de Elbrus y coincidir con los registros de circón, se requieren tasas de flujo de magma de ~ 1,2 km3/1000 años, lo que da como resultado una cantidad significativa (muchos 10 s de km3) y potencialmente detectable de fusión. , lo que sugiere un sistema de magma bastante robusto bajo Elbrus. Este artículo exige una investigación sísmica detallada, muy necesaria, de la cámara de magma de Elbrus para limitar mejor su potencial de peligro volcánico. Sugerimos que las lavas silícicas muy jóvenes del edificio Elbrus requieren la presencia de un sistema de magma activo con abundante magma líquido, como hemos modelado. También atestiguamos que las edades del circón no reflejan edades de erupción, sino que las anteceden en aproximadamente 103 a 105 años. Esto se debe a que el circón en Elbrus y sistemas magmáticos jóvenes similares en todo el mundo datados mediante métodos precisos U-Th44,45,46 y muestreados mediante una única erupción, están cristalizando y disolviéndose en cortos intervalos de tiempo, como lo demuestran nuestras mediciones y modelos. Los cristales de circonio no cristalizan de forma sineruptiva, ya que el rápido enfriamiento y la pérdida de agua durante el ascenso del magma disminuyen abruptamente las tasas de difusión de Zr en la masa fundida.

Además, la aplicación de nuestros resultados a estratoconos similares en gran medida silícicos en todo el mundo, incluso con tasas de entrada de magma moderadas, requiere la presencia de bolsas de fusión distribuidas lateral y verticalmente de volumen comparable al material en erupción, donde una fracción de fusión más alta del 50% se concentra en el centro y registra colas de herencia más pequeñas en comparación con los circones cerca de la periferia del sistema. Aunque nuestro modelo termoelastoquímico no tiene una extracción, incluso si la tuviera, probablemente modularía la frecuencia del tiempo, el volumen y la erupción (actualmente está prescrito en lugar de autoorganizado), pero produciría solo una influencia menor en el volumen total de fusión. . La terminación temporal del flujo de magma desde abajo durante unos pocos años disminuye significativamente la producción volcánica casi de inmediato, y dicha brecha probablemente resultará en una erosión superficial reconocible del edificio; sin embargo, quedan bolsas de fusión comparables en el cuerpo de magma ya formado que se enfría lentamente. El reinicio del flujo de magma reinicia las erupciones volcánicas; El suministro de magma pulsante (frente a continuo) tiene poco efecto general sobre el estado del cuerpo de magma en profundidad, que según nuestro modelo contiene una cantidad significativa de material fundido.

Se extrajeron y montaron en epoxi circones de tres lavas jóvenes (morfológicamente posglaciares, Holoceno), una lava del Pleistoceno de ~ 0,2 Ma y una ignimbrita de 0,7 Ma (consulte la Fig. 2 para ver los números de muestra). Se tomaron imágenes de las muestras mediante SEM usando catodoluminiscencia y electrones retrodispersados en la Universidad de Alberta, Canadá, y se estudiaron por primera vez mediante análisis de isótopos de O in situ con una microsonda de iones CAMECA IMS 1280 usando un haz de Cs y puntos de ~ 15 µm de diámetro con una profundidad de ~ 1 µm. . Se apuntó principalmente a núcleos y algunas llantas y la precisión externa fue de ± 0,2‰ (2σ) según estándares ejecutados simultáneamente. Los mismos cristales de circón después de un ligero repulido se analizaron en puntos superpuestos para las edades U-Th y U-Pb y luego para los isótopos de Hf mediante LA-ICP-MS en la ETH Zurich utilizando los métodos descritos en 47 para U-Th y 48 para U-Pb. Datación de circones jóvenes. Las muestras se analizaron primero mediante desequilibrios U-Th y cuando se determinó que las edades estaban en equilibrio, los circones se fecharon adicionalmente mediante métodos U-Pb (Tabla S3 complementaria). Los tamaños de las manchas laterales fueron de 30 µm con una profundidad del cráter de ~ 12 µm y de 50 µm con una profundidad de ~ 18 µm para análisis geocronológico e isotópico de Hf, respectivamente. Los errores de los isótopos de Hf fueron inferiores a 1 unidad épsilon.

Para fechar el crecimiento de circón más joven con alta resolución espacial, se analizaron cristales de circón seleccionados de Elb5 y una muestra adicional de Elb-18 mediante espectrometría de masas de iones secundarios (SIMS) U-Th en la Universidad de Heidelberg. Los análisis de los dominios de crecimiento más externos del circón se llevaron a cabo en cristales no seccionados prensados en metal indio de modo que las caras del prisma quedaran al ras con la superficie de la montura. Los análisis SIMS se llevaron a cabo en colecciones múltiples utilizando el CAMECA IMS 1280-HR de la Universidad de Heidelberg siguiendo44 con la excepción de que se usaron cuatro multiplicadores de electrones (EM) y solo se analizaron masas entre 244 y 254 en 45 ciclos en total, cada ciclo constaba de tres saltos magnéticos. La sensibilidad relativa de U-Th se calibró utilizando el método de45 analizando 208Pb/206Pb radiogénico en referencias de circón AS3 y 9150049,50. La precisión de las calibraciones de ganancia EM y las correcciones de fondo para las incógnitas se controló mediante análisis de bracketing de referencia de circón de equilibrio secular AS3 para el cual un valor promedio de (230Th)/(238U) = 1,027 ± 0,010 (cuadrado medio de las desviaciones ponderadas MSWD = 0,55; n = 10) se obtuvo durante la sesión de análisis. Debido al comportamiento no isócrono del circón en las muestras investigadas, se calcularon isócronas del modelo de dos puntos (fundido de circonio) utilizando abundancias de Th y U en toda la roca y asumiendo que el fundido estaba en equilibrio secular. Varios perfiles de profundidad indicaron variabilidad de edad en ejecución donde las edades del modelo aumentaron significativamente con la profundidad. Para capturar esta variabilidad de edad, todos los análisis se subdividieron en tres bloques, cada bloque correspondiente a una profundidad de análisis de ~ 1 µm determinada a partir de la medición de la profundidad del cráter con un perfilómetro de lápiz Bruker DektakXT. Para los perfiles de profundidad donde la MSWD calculada para tres bloques excedió el valor esperado de 51, se reportan tres edades separadas; para todos los demás análisis, solo se calcula una edad promedio de todo el cráter de análisis de ~ 3 µm de profundidad (Fig. 3).

Se estudiaron muestras de roca enteras en sección delgada para determinar el ensamblaje de fenocristales y la proporción de cristales, mediante XRF e ICPMS para sus elementos principales y traza y mediante fluoración con láser en la Universidad de Oregon; todos los datos analíticos se presentan en las Tablas complementarias S1 a S4.

Los métodos de modelado incluyeron el ajuste fino del modelo termoquímico de intrusión de dique y alféizar 2D de Melnik et al.41, que utiliza el software de crecimiento y disolución de circonio publicado en9. El esfuerzo de modelado calcula los historiales de tiempo de porcentaje de fusión de temperatura y los historiales de crecimiento y disolución de cristales de circón modelo individuales en ~ 105 puntos en todo el sistema magmático. Luego los datos se extraen y postprocesan. El objetivo del modelado es encontrar las mejores condiciones que coincidan con el registro de circonio de Elbrus.

El programa empleado41 se ajustó a las condiciones iniciales y límite del Elbrus. El modelo se basa en la solución de la ecuación de advección-difusión del calor que tiene en cuenta la liberación de calor latente durante la cristalización del magma y en la implementación de diagramas de fases T-X simplificados para el magma y las rocas huésped. Cada porción de magma ingresa al dominio de simulación como un cuerpo elíptico con una temperatura y un volumen específicos. Los diques se inyectan aleatoriamente dentro de un área específica y se transfieren de cuerpos subverticales a subhorizontales (alféizares) por encima de una profundidad específica. Se supone que las rocas hospedantes son linealmente elásticas con un módulo de Young y una relación de Poisson constantes. En este caso, los desplazamientos de rocas y parcelas de magma se rigen por una solución analítica52. Para traducir el flujo de magma 2D a flujo volumétrico, asumimos que la tercera dimensión del dominio tiene una longitud fija y que la aproximación 2D es válida para el volcán central a pesar de la ausencia de una orientación de dique preferida común para ambientes tectónicos extensos. . El modelo permite que se produzcan erupciones volcánicas tan pronto como el volumen crítico interconectado de magma erupcionable se acumule debajo del volcán. A continuación especificamos la distribución exponencial de los volúmenes eruptivos42 que conduce a frecuentes erupciones de pequeño tamaño separadas por largos períodos interrumpidos durante los cuales el magma se acumula para ser aprovechado en grandes erupciones. El modelo permite la extracción de historias térmicas de parcelas de magma individuales que hicieron erupción durante episodios particulares. Luego, el modelo de 9 simula el crecimiento de cristales individuales de circón. La distribución de edades del circón resultante se calcula y se compara con las edades medidas. Los parámetros para el escenario de mejor ajuste para Elbrus se enumeran en la Tabla 1.

Todos los datos están disponibles en formato Excel como complemento de este documento.

Se ha publicado una corrección a este artículo: https://doi.org/10.1038/s41598-023-39242-y

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Los autores agradecen el apoyo de la subvención NSF EAR 1822977. OM recibió el apoyo parcial del acuerdo de subvención ERC 787399-SEISMAZE y del programa PAUSE (subvención n.º C7H-PUB23A59).

Ciencias de la Tierra, Universidad de Oregon, Eugene, OR, EE. UU.

EN Bindeman

Instituto de Mecánica, Universidad Estatal Lomonosov de Moscú, Moscú, Rusia

OE Melnik e IS Utkin

Instituto de Ciencias de la Tierra (ISTerre), Universidad Grenoble Alpes, Grenoble, Francia

OE Mélnik

Departamento de Ciencias de la Tierra, ETH Zurich, Zurich, Suiza

M. Guillong y J.-F. Wotzlaw

Departamento de Ingeniería Civil, Ambiental y Geomática, ETH Zürich, Zürich, Suiza

ES Utkin

Instituto de Geociencias, Universidad de Heidelberg, Heidelberg, Alemania

AK Schmitt

Centro John de Laeter, Universidad Curtin, Bentley, WA, Australia

AK Schmitt

Centro Canadiense de Microanálisis Isotópico, Universidad de Alberta, Edmonton, Canadá

RA popa

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INB: concepto inicial, trabajo de campo, investigación analítica, supervisión del proyecto, síntesis de análisis y redacción del primer borrador del artículo; OEM: modelado numérico, interpretación de modelos, redacción en papel; MG: análisis de isótopos de U-Pb y Hf, artículo de edición; IVU: código numérico, edición de papel; JFW: datación U-Pb, edición de artículos; AKS: análisis SIMS U–Pb, edición de artículos; RAS: análisis de isótopos de O, edición de artículos.

Correspondencia a IN Bindeman.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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La versión original en línea de este artículo fue revisada: La versión original de este artículo contenía errores en el nombre de IS Utkin que se proporcionó incorrectamente como IV Utkin, en la Afiliación 5 y en la sección de Agradecimientos. La información completa sobre las correcciones realizadas se puede encontrar en la Corrección de este artículo.

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Reimpresiones y permisos

Bindeman, IN, Melnik, OE, Guillong, M. et al. Edad de la cámara de magma y su estado fisicoquímico bajo Elbrus, Gran Cáucaso, Rusia, utilizando petrocronología de circón y conocimientos de modelado. Informe científico 13, 9733 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-36793-y

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Recibido: 22 de junio de 2022

Aceptado: 12 de junio de 2023

Publicado: 15 de junio de 2023

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

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