モナザイトの地質年代学
Dating technique to study geological history using nuclear decay of the mineral monazite
モナザイトの粒子の年代図と帯状分布を示す図。明るい色ほど古い年代を示す。Williams, 1999をもとに編集。[1]

モナザイト地質年代学は、鉱物モナザイトを用いて地質史を研究する年代測定法です。特に変成岩、火成岩、堆積岩、熱水岩の複雑な歴史を研究する上で強力なツールとなります。 [2] [3]この年代測定では、モナザイト中の放射性プロセスを時計として利用します。

モナザイト地質年代学の独自性は、モナザイトの高い耐熱性に由来し、地質学的歴史を通して年代情報が保持されます。[3] [4] [5]モナザイトは成長するにつれて、異なる組成と年代を持つ世代を次々と形成しますが、通常は以前の世代を消去することなく、モナザイトに帯状構造を形成します。[2]年代帯構造のため、年代測定は結晶全体ではなく、個々の帯ごとに行う必要があります。また、モナザイト結晶の組織は、特定の種類の事象を反映する場合があります。そのため、組織や帯状構造を損なうことなく、これらの小さな帯を個別に研究するためには、高い空間分解能を備えた直接サンプリング技術が必要です。[3]

モナザイト地質年代学の利点は、モナザイトの組成と地質学的プロセスを関連付けることができることです。組成帯の年代を特定することは、地質学的プロセスの年代を特定することを意味します。

UとThのPbへの崩壊

モナザイトは希土類元素 リン酸塩鉱物であり、化学式は(Ce, La, Nd, Th, Y)PO 4です。多くの火成岩、変成岩、堆積岩に少量の副鉱物として存在します。 [2]モナザイト鉱物には、放射性過程を引き起こす放射性元素ThとUが大量に含まれています。この2つの元素が、この鉱物を放射年代測定に適したものにしています。[6]

放射性過程において、3つの不安定な親同位体はそれぞれ安定したPbの娘同位体へと崩壊します。それぞれの崩壊系列は、アルファ崩壊とベータ崩壊からなる崩壊系列を経て、親同位体238 U、235 U、232 Thが一連の中間娘同位体へと崩壊し、最終的にそれぞれ安定同位体206 Pb、207 Pb、208 Pbへと変化します。それぞれの崩壊系列には固有の半減期があり、娘同位体の生成速度も異なります。[6]

崩壊過程は、中間の娘同位体をすべて省略した次の式のように簡略化できます。[6]

238 U → 206 P b + 8 α + 6 β − + E n e r g y λ 238 = 1.55125 e − 10 y r − 1 t 1 / 2 = 4.4683 x 10 9 y r {\displaystyle ^{238}U\rightarrow ^{206}Pb+8\alpha +6\beta ^{-}+Energy\quad \lambda _{238}=1.55125{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=4.4683x10^{9}yr}

235 U → 207 P b + 7 α + 4 β − + E n e r g y λ 235 = 9.8485 e − 10 y r − 1 t 1 / 2 = 7.0310 x 10 8 y r {\displaystyle ^{235}U\rightarrow ^{207}Pb+7\alpha +4\beta ^{-}+Energy\quad \lambda _{235}=9.8485{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=7.0310x10^{8}yr}

232 T h → 208 P b + 6 α + 4 β − + E n e r g y λ 232 = 4.9475 e − 11 y r − 1 t 1 / 2 = 1.4010 x 10 10 y r {\displaystyle ^{232}Th\rightarrow ^{208}Pb+6\alpha +4\beta ^{-}+Energy\quad \lambda _{232}=4.9475{e}^{-11}yr^{-1}\quad t_{1/2}=1.4010x10^{10}yr}

ここでαはアルファ粒子、β−はベータ粒子、λは崩壊定数、t1 /2は半減期を表す。[ 6]

モナザイトの地質年代学では、親同位体と娘同位体の比率（同位体比）を研究し、娘同位体が蓄積し始めてからどれだけの時間が経過したかを計算します。[6]

放射年代と地質年代

放射年代は崩壊プロセスが始まった時間を表します。地質年代は地質学的イベントが発生した時間を表します。同位体比を操作することでのみ放射年代を得ることができます。地質学的年齢を得るためには、この2つの関係を知る必要があります。言い換えれば、地質学的イベントはモナザイトの放射性システムにどのように影響するのでしょうか？実際には、放射性システムはデジタル「時計」のようなもので、地質学的プロセスは電池の交換に似ています。新しい電池が挿入されると、この「時計」は00:00からカウントを開始します。このプロセスは、年齢リセットメカニズムと呼ばれています。モナザイトでは、年齢のリセットはPbの損失によって引き起こされます。[7] Pbは、放射性システム（時計）が動き始めてから、UとThの崩壊によって継続的に生成されます。システムに含まれるPbが多いほど（またはUとThが少ないほど）、経過した期間が長くなります。地質学的イベント（電池交換など）によってモナザイトからすべての鉛が突然除去された場合、年代は再びゼロ（00:00）になります。鉛の損失を引き起こす地質学的イベントを正確に考える前に（「解釈と応用」の項を参照）、モナザイトにおける鉛の損失を引き起こす2つのメカニズムを理解することが重要です。[7]

鉛損失のメカニズム

固体拡散

U-Pb年代測定の終了温度
ミネラル U-Pb年代測定のT c (°C) [8]
チタン石 600～650
ルチル 400～450
アパタイト 450～500
ジルコン >1000
モナザイト >1000

固体拡散とは、固体相中の原子が高濃度領域から低濃度領域へと正味移動する現象です。液相における拡散は、インクが水中に広がる様子を想像すると分かりやすいでしょう。鉛の固体拡散とは、固体鉱物中の鉛と外部環境（通常は流体）との正味の交換です。ほとんどの場合、鉛は鉱物から流体へと輸送され、その結果、鉛が失われ、年齢がリセットされます。[9]

拡散速度は温度とともに増加し、原子の運動速度が速くなります。しかし、鉱物が冷却され、結晶構造がより完全になると、親同位体と娘同位体の拡散速度は低下し、最終的にはある温度で無視できるようになります。[9]この閉鎖温度（T c）は、結晶のサイズ、形状、冷却速度、拡散係数に依存し、これらは鉱物や放射性システムによって異なります。[9]つまり、T c を超えると、 Pbは継続的に失われ、放射性時計はゼロを維持します。温度がT cを下回ると、システムは閉鎖され、時計がカウントを開始します。[9]

モナザイトは、高温下でも長期間にわたって高い鉛保持能を示すという特徴があります。U-Th-Pb系におけるモナザイトの閉合温度は800℃を超え、他の一般的な鉱物よりもはるかに高い値を示します。[5] [9] [10] [11]

流体支援溶解沈殿

流体による溶解・沈殿反応によるモナザイト粒子の連続成長。(1)モナザイト（オレンジ）は流体（黄色）との接触により反応面に沿って溶解する。(2)モナザイトは新しい化学組成を持つ変化したモナザイト（ピンク）として再沈殿する。(3)浸透経路によって流体が反応面へ輸送され、反応が継続する。(A)沈殿相（濃いオレンジ）の再結晶化により反応が停止する。(B)反応系（青色）の変化により反応が停止する。

固体拡散とは異なり、流体促進溶解沈殿はT c未満で起こる。地質学的事象中の鉱物相と共存する流体相との相互作用が、このプロセスに直接寄与する。これは、ギブスの自由エネルギーを最小化することによる系の安定化によって駆動される化学反応である。[12]反応性流体は、触媒および反応物の供給源 として存在する。

地質学的プロセスによって適切な流体と温度が作り出されると、モナザイトは流体との接触面（反応面）に沿って溶解し、新たな化学組成を持つ変化したモナザイトとして再沈殿する。溶解速度と再沈殿速度は同じであるため、元の鉱物相は常に沈殿相と接触しており、反応媒体としての薄い流体層のみによって隔てられている。[13] [14]反応が活性化されると、それは自己継続する。反応面は親モナザイトの中心に向かって移動し、新たに形成されたモナザイトを残して、コア・リム構造を形成する。

沈殿相の組成は流体の組成と温度に依存する。ほとんどの反応において、Pbは効率的に除去され、沈殿相はPbを含まない。[7]したがって、新たに形成されたリムの年代はリセットされ、この変化の時期を表す。

反応を停止させる要因は基本的に2つあります。(A)沈殿相の再結晶化により、流体の浸透経路がすべて除去され、反応が停止します。これにより、モナザイトに流体包有物が生じます。(B)流体とモナザイトの組成などのシステムの変化により反応が停止し、反応がもはや反応性でなくなる場合。[13]

モナザイトの地質年代学への影響

モナザイト、ジルコン、アパタイトのU-Pb年代測定で記録された異なる温度における地質学的プロセスの範囲

溶解相と沈殿相間の反応物の拡散は遅いため、反応物の輸送を容易にするためには流体が不可欠です。しかし、反応が進行するにつれて、溶解相と流体は固体の沈殿相によって分離され、反応物の輸送が阻害されます。したがって、沈殿相には相互に連結した多孔性構造が存在し、流体が浸透して反応先端に燃料を供給できるようにする必要があります。[13]

他のほとんどの地質年代計は通常、はるかに低い閉鎖温度を持っています。T cよりも高い温度にさらされると、すべての年代情報がリセットされ、過去の地質学的イベントの情報が失われます。対照的に、モナザイトは高いT cを持つため、たとえ高温でより新しい高度変成作用を受けたとしても、以前の地質学的履歴が保存される可能性が高いです。さらに、溶解-沈殿は通常、変成作用、変形、T c未満の熱水変質作用などの地質学的イベントによって引き起こされます。これらのイベントはそれぞれ、古い情報を消去することなく、新しいドメインを沈殿させることで新しい年代情報を書き込みます。したがって、モナザイトは何世代にもわたる完全な履歴を保存している可能性があります。[2]

モナザイトとジルコンは、地質年代学において地質史を研究するために一般的に用いられる2つの鉱物です。[15]どちらも高い閉鎖温度を示すため、火成岩および変成岩の記録に適しています。しかし、地質史を通して異なる挙動を示します。[16]一般的に、モナザイトは、年代と組成における異なる帯状パターンを持つ変成作用（再結晶年代）の記録に適しています。ジルコンは変成反応においてモナザイトほど反応性が高くないため、火成岩（冷却年代）の記録に適しています。[17]さらに、モナザイトは、ジルコンよりも、比較的低温の変成作用、例えば両輝石相の年代測定に適しています。[16]

モナザイト帯

帯状分布はモナザイトの特徴です。1つのモナザイト粒子の中に、組成と年代が明確に異なる複数のドメインが含まれることがあります。これらのドメインは、モナザイトの成長または再結晶化を伴う地質史の出来事を表すものとして広く認められています。[3] [18]モナザイトの地質年代学の鍵は、その化学組成と鉱物の安定性および反応を比較することにより、ドメインがどのような地質学的イベントまたは環境を代表しているかを明らかにすることです。したがって、イベントの年代はドメインの年代によって表されます。

モナザイトの理想化学式は [LREE(PO 4 )] で、組成の変動は主にモナザイト中の軽希土類元素(REE) が他の元素に化学的に置換されることによるものです。一般的な置換の 1 つは、LREE と Th および Ca、および P と Si が交換されて、ハットナイト[ Th ( Si O 4 )] とブラバンタイト [ CaTh (PO 4 ) 2 ] が形成されることです。3 つの鉱物はすべて同じ化学構造を共有しているため、固溶体の3 つの端メンバーとなり、置換が起こる同じ固相で出現します。異なる元素を検討している場合、組成帯パターンが同じとは限らず、年代帯が組成帯と全く関係がない場合があることに注意することが重要です。(「分析手順」セクションの画像を参照) したがって、帯状分布間の関連付けには細心の注意が必要です。天然のモナザイトでは、帯状分布パターンが複雑で解釈が難しい場合があります。以下では、いくつかの簡単な化学組成の分帯パターンとその解釈について説明します。火成活動に関連する分帯パターンは通常、解釈が容易です。しかし、変成作用に関連する分帯パターンはより複雑です。[2]

同心円状のゾーニング

モナザイトの累帯構造。色の濃淡は特定の元素の濃度を表す。ウィリアムズ（2007年）[2]をもとに編集

モナザイトの形成様式の一つは、火成岩溶融物からの結晶化である。同心円状の累帯構造は、結晶化するモナザイトの組成に影響を与える溶融物の組成変化を反映している。[19]

セクターゾーニング

セクターゾーニングは、溶融体中のモナザイトの結晶化にも関連しています。しかし、一部の元素は特定の結晶面に結晶化する傾向があるため、成長と組成が不均一になります。[19]

コアリムゾーニング

コアリム累帯構造は、通常、変成反応における流体の作用による溶解・沈殿と関連しており、それぞれが新たな組成を持つ連続的なリムを形成します。流体の組成と変成度（H/T）は、リムの組成において重要な要素です。

その他のゾーニングパターン

まだら模様やパッチ状の帯状パターンはより複雑な帯状構造であり、その解釈は通常単純ではありません。

デートのアプローチ

同位体年代測定と化学年代測定は、モナザイトの地質年代学で用いられる典型的な2つの方法です。どちらの方法も、モナザイトに含まれるThとUの放射性特性を利用しています。

同位体年代測定

同位体年代測定には、モナザイト中の放射性ウラン、トリウム、および放射性鉛の同位体濃度を測定する必要があります。ウラン-トリウム-鉛系の各崩壊系列を独立に扱うことで、3つの古典的な等時線方程式が得られます。

( 206 P b 204 P b ) = ( 206 P b 204 P b ) 0 + ( 238 U 204 P b ) ( e λ 238 t − 1 ) {\displaystyle \left({\frac {^{206}Pb}{^{204}Pb}}\right)=\left({\frac {^{206}Pb}{^{204}Pb}}\right)_{0}+\left({\frac {^{238}U}{^{204}Pb}}\right){\bigl (}e^{\lambda _{238}t}-1{\bigr )}}

( 207 P b 204 P b ) = ( 207 P b 204 P b ) 0 + ( 235 U 204 P b ) ( e λ 235 t − 1 ) {\displaystyle \left({\frac {^{207}Pb}{^{204}Pb}}\right)=\left({\frac {^{207}Pb}{^{204}Pb}}\right)_{0}+\left({\frac {^{235}U}{^{204}Pb}}\right){\bigl (}e^{\lambda _{235}t}-1{\bigr )}}

( 208 P b 204 P b ) = ( 208 P b 204 P b ) 0 + ( 232 T h 204 P b ) ( e λ 232 t − 1 ) {\displaystyle \left({\frac {^{208}Pb}{^{204}Pb}}\right)=\left({\frac {^{208}Pb}{^{204}Pb}}\right)_{0}+\left({\frac {^{232}Th}{^{204}Pb}}\right){\bigl (}e^{\lambda _{232}t}-1{\bigr )}}

ここで、はシステムがリセットされたときの初期同位体比を表し、tはシステムリセット後の時間を表し、λ 238、λ 235、λ 232はそれぞれ238 U、235 U、232 Thの崩壊定数です。 ( ) 0 {\displaystyle {\bigl (}\quad {\bigr )}_{0}}

上記の式を組み合わせて用いる場合（U-Th-Pb年代測定、U-Pb年代測定、Pb-Pb年代測定など）、それぞれ異なるレベルの分析技術が必要となり、精度と確度も異なります。測定された年代の一般的な不確かさは2σです（例：[17] [20]）。

化学年代測定/総鉛年代測定

化学年代測定では、U、Th、Pbの元素存在比を測定する必要がありますが、同位体は測定する必要はありません。U-Th-総Pb年代測定（電子マイクロプローブU-Th-Pb年代測定とも呼ばれます）は、電子マイクロプローブを用いて3元素の元素存在比を測定し、以下の式で年代（t）を計算します。ここで、Pb、Th、Uは百万分率（ppm）で表した濃度であり、λ 232、λ 235、λ 238はそれぞれ232 Th、235 U、238 U の崩壊定数です。 P b = T h 232 [ exp ⁡ ( λ 232 t ) − 1 ] 208 + U 238.04 0.9928 × [ exp ⁡ ( λ 238 t ) − 1 ] 206 + U 235 0.0072 × [ exp ⁡ ( λ 235 t ) − 1 ] 207 {\displaystyle Pb={\frac {Th}{232}}[\exp(\lambda ^{232}t)-1]208+{\frac {U}{238.04}}0.9928\times [\exp(\lambda ^{238}t)-1]206+{\frac {U}{235}}0.0072\times [\exp(\lambda ^{235}t)-1]207}

化学年代測定の結果が有効であるためには、以下の仮定が必要である: [2] [21]

  1. 非放射性 Pb は放射性 Pb と比較するとごくわずかです。
  2. 放射能を除いて、U/Th/Pb の変化は発生していません。

最初の仮定は、モナザイトが成長過程で鉛を取り込む可能性が非常に低いため、概ね正しいと言える。多くの実験室試験において、非放射性鉛含有量は非常に低く、ほぼ常に1ppm未満であることがわかった。[21]この仮定から生じる最も一般的な誤差は、試料調製中の鉛による汚染である。[22] 2番目の仮定は、通常、試験で観察される鉱物の挙動の一致によって正当化される。これは、地質学的プロセスによって系が完全にリセットされるか、全く影響を受けないかのいずれかであり、系が部分的にリセットされることはないことを意味する。物質移動中の無視できる擾乱によって、軽微な誤差が生じる可能性がある。[21]

モナザイトはTh（通常3～15%、重量比で最大25%）とU（通常数百ppm、濃度で最大5%）を多く含むと考えられています。そのため、Pbは放射性プロセスによって急速に蓄積されます。数百年も経たないうちに、電子プローブで正確に測定できるレベルに達します。[21]

分析手法

モナザイトの年代、組成帯、そして組織は、個別の地質学的イベントにおける結晶の連続的な成長の証拠となります。得られる情報の範囲は、地質年代学で用いられる分析手法に大きく依存します。

従来の分析と現場分析の比較

従来の分析

従来、モナザイトは溶解法と化学的手法によって試料から分離されます。年代測定には、通常、熱イオン化質量分析法（TIMS）を用いて、単一または複数の結晶が選別されます。つまり、単一のモナザイト結晶または複数の結晶群に対して、単一の年代が算出されます。単一のモナザイト結晶にも異なる年代の帯が含まれるため、得られる年代情報は明らかに一貫性がなく不正確です。また、モナザイトの機械的分離は、モナザイト結晶に含まれる組織情報や空間情報を破壊してしまうことが多く、これはドメインと地質環境の関係を解釈する上で非常に重要です。[23]

現場分析

従来の分析 現場分析
サンプリング 物理的/化学的分離 直接サンプリング
デートの相手 単一粒子/粒子の断片 年齢ドメイン
年代 一貫性がない 一貫性のある
テクスチャは保存されますか? いいえ はい

上記の理由から、原位置分析の需要が高まっています。原位置分析とは、母岩のより包括的な地質学的履歴を明らかにするために、組織と帯状分布を損なわずに、分離することなく元の母岩中のモナザイト粒子を分析することを意味します（原位置分析を参照）。 [2] [18]原位置分析には、直接サンプリング技術、高い空間分解能、そして高精度が求められます。技術の進歩に伴い、レーザーアブレーション誘導結合プラズマ質量分析法（LA-ICPMS）やレーザーマイクロプローブ質量分析法（LMMS）など、このような分析を可能にする 測定ツールがますます増えています。

分析手順

以下はモナザイトの年代測定の一般的な手順です。測定ツールによって特徴や手順は異なり、特に試料の準備と年代測定法が異なります。[24]一般的な測定ツールの詳細については、「測定ツール」の項で説明しています。

  1. サンプルの準備
  2. モナザイトの識別とマッピング
  3. モナザイトの組成マッピング
  4. モナザイトの年代測定
  5. 定量年代測定

サンプルの準備

従来の年代測定法と原位置年代測定法の両方において、対象となる岩石の薄片が作製されます。 [2]まず、ダイヤモンドソーで岩石の薄層を切り出し、光学的に平坦になるまで研磨します。次に、ガラスまたは樹脂製のスライドに載せ、研磨剤を用いて滑らかに研磨します。最終的な試料の厚さは通常わずか30μmです。[2]

モナザイトの識別とマッピング

モナザイト粒子は、反射電子イメージング法（EBIM ）または電子プローブ分析（EMPA）によって、モナザイト中の特徴的なCe濃度をマッピングすることで同定されます。通常、この2つの画像を重ね合わせることで、試料の組織とモナザイトの位置を同時に反映します。[3]

モナザイトの組成マッピング

微細組織や母鉱物との有用な関係を示すモナザイト粒子が、組成マッピングのために選定されます。主要元素、そして場合によっては微量元素のマップは、電子プローブX線マッピングによって高倍率で作成され、組成帯のパターンを明らかにします。[25] Y、Th、Pb、Uの元素マップは、モナザイトの組成ドメインを特定する上で有用であることが証明されています。[2]

モナザイトの年代測定

推定年代は、全鉛年代測定法を用いてTh、Pb、Uの濃度を分析することで、組成マップ全体にわたって算出されます。[2]この結果を用いて、すべての年代領域を概ね特定する年代マップが作成されます。[2]

定量年代測定

年代領域内のいくつかの地点が選択され、測定ツールを用いて同位体年代測定法によってさらに正確な年代測定が行われます。[2]その後、結果は統計的に分析され、各年代領域の正確な年代が算出されます。[2]

測定技術

様々な従来法または現場分析法の選択は、モナザイトの地質年代学における分解能、精度、検出限界、そしてコストに影響を及ぼします。天然モナザイト中のU-Th-Pb系分析における近年の進歩は、主に(1)同位体希釈熱イオン化質量分析法（ID-TIMS）、(2)二次イオン質量分析法（SIMS）、(3)レーザーアブレーション誘導結合プラズマ質量分析法（LA-ICP-MS）、および(4)電子プローブ分析法（EMPA）によって達成されています。[24]

従来の分析

同位体希釈熱イオン化質量分析法

1950年代、アルフレッド・ニーアはID-TIMS法を開発しました。これは後にモナザイトの地質年代学で初めて使用されたツールとなります。この方法はモナザイトの化学的分離（同位体希釈）を伴うため、従来型の分析法とみなされています。通常、U-Pb測定には数時間かかります。年代測定の精度は、年代が一致している場合（つまり、帯状化の混合を反映していない場合）、約0.1%です。これはモナザイトの地質年代学において最も精度の高い方法とされています。[24]

モナザイト鉱物粒子は、年代測定のために慎重に手作業で選別されます。トレーサー溶液を添加し、HFまたはHClに溶解します。イオン交換化学を用いて、U、Th、Pbを他の元素から分離します。[26]この分離の目的は、(1) TIMSは高感度で質量分解能が低いため、分析前に同重体干渉の可能性を除去する必要があること、(2)対象元素のイオン化が他の元素によって阻害され、信号の大きさと精度が低下する可能性があることです。[24]

分離されたU、Th、Pbサンプルは、通常はReで作られた金属フィラメント上に慎重に置かれます。各元素は加熱され、それぞれのイオンに電離します。イオンは強力な磁場によって加速され、検出器で測定されます。

トレーサー溶液は、既知量のUおよびPbトレーサー同位体を含む溶液です。元素分別のため、TIMSでは両元素を同時に測定することはできません。そのため、トレーサー溶液は試料同位体とトレーサー同位体の比を測定するために使用されます。この比は、年代測定のために試料同位体のモル数に変換されます。

現場分析

以下の測定技術は、入射イオンビームまたはレーザーを使用してモナザイト粒子を直接サンプリングする現場分析に適用されます。

二次イオン質量分析法（SIMS）

CAMECA社製の旧型磁気セクターSIMS

SIMSは、試料中の元素および同位体の小規模な変化を測定する質量分析法である。 [27]狭い直径（10～40μm）のスポットを測定できるため、小さな（100μm未満）鉱物粒子や単結晶内の個々のドメインの年代測定に有用なツールとなる。SIMSは約3%の精度を達成できる。[24] 高感度高解像度イオンマイクロプローブ（SHRIMP）は、SIMSの中でも強力なツールとして広く認識されている。[24]

SIMSは、真空下で集束した一次イオンビームを用いて鉱物表面（数μm）をスパッタリングすることで、その組成を分析します。鉱物から放出された二次イオンは加速され、質量分析計で測定・分析されます。試料は、既知の元素比または同位体比を持つ標準試料と回転しながら分析され、年代測定のための試料中の元素比または同位体比を決定します。

レーザーアブレーション誘導結合プラズマ質量分析法（LA-ICPMS）

LA-ICPMSのU-Pb地質年代学への応用は1990年代に始まりました。比較的短時間で安価でありながら高空間分解能の分析を可能にするため、モナザイトの地質年代学において最も広く利用されている手法となっています。[24] LA-ICPMSの精度は、標準偏差（与えられた年代の約2%）によって制限されます。[28]

鉱物サンプル表面は、サンプルセル内のレーザーによってスパッタリングされます。アブレーションされた粒子は集められ、キャリアガスに取り込まれます。生成されたエアロゾルは質量分析計で分析され、年代測定に使用されます。地質年代学におけるレーザーアブレーションシステムとしては、短波長の固体レーザーまたはガスレーザーが一般的に用いられます。

電子マイクロプローブ分析（EMPA）

EMPAは、モナザイトの地質年代学において、特に原位置化学年代測定（総鉛年代測定）に用いられています。[3]モナザイト中のU、Th、Pb含有量の高さは、比較的高い検出下限値から生じる要件に合致しています。したがって、EMPAは、モナザイトの成長史を明らかにするための化学年代測定において、高解像度（約1μm）、迅速、かつ安価な方法です。[29] EMPAは、鉛含有量の多いモナザイトでは5～10百万年、鉛含有量の少ないモナザイトでは10～20百万年の精度を達成できます。[3]

解釈と応用

モナザイト地質年代学は、モナザイト鉱物粒子に記録された複雑な地質史を明らかにすることができます。各ドメインまたはゾーンの特徴的な組成と年代は、特定の年代における過去の地質学的イベントを表しています。モナザイト地質年代学における主要な課題は、各ドメインの組織と組成を、それらを形成した関連する地質学的イベントと正しく関連付けることです。[6]

モナザイト粒子一つ一つでさえ、複雑な歴史を明らかにする可能性があり、地質学的事象は相互に関連していたり​​、同時期に発生していたり​​する可能性があり、判別が困難です。以下のセクションでは、組成と年代のデータがどのように解釈され、異なる種類の事象を関連付けるのかを簡単に説明します。[6]

溶融物の結晶化

モナザイトの火成岩岩石学を理解することは、火成岩の結晶化年代を決定する上で重要である。モナザイトは、閃緑岩、雲母質花崗岩からペグマタイトまで、低CaO過アルミナ質 花崗岩類に副鉱物としてよく含まれる。[2] CaO含有量が低い理由は、CaO含有量の高い溶融物はアパタイトや褐簾石の形成を促進するが、モナザイトの形成は促進しないためと考えられる。[30]モナザイトは、苦鉄質深成岩体や溶岩ではなく、炭酸塩溶融物を含む火成活動から形成されるのが一般的である。これらの岩石には通常、経済的なREE鉱床が含まれるため、モナザイトの地質年代学は鉱山探査において重要となる。

溶融物の連続的な結晶化を示す最も単純なモナザイト分帯は同心円分帯であり、既存の核の周囲に新たなモナザイト層が縁から縁へと結晶化していく。分帯は、結晶格子への特定の元素の優先的な取り込みにより、しばしば組成の変化を示す。例えば、閉鎖系では、Thがモナザイトの鉱物構造に優先的に取り込まれ、Thが欠乏した溶融物となる。したがって、粒子の核に近い古いモナザイトはThに富み、新しいモナザイトはTh含有量が少なく、結果として同心円状の分帯パターンにおいて縁に向かってThが減少する。これらの分帯の組成と年代の変化を調査することは、特にジルコンが存在しない岩石において、結晶化の時期と速度、そして溶融物の組成を限定するのに役立つ。[31]

モナザイト – ケラライト – ハットナイト系

モナザイトの地質年代学は、マグマ混合などの火成岩の分化作用を明らかにすることもできます。マグマだまりの組成が変化する過程は、このマグマ混合によって起こります。同形置換はその一例です。これは、結晶構造を変えずに、ある元素が別の元素に置き換わる置換の一種です。モナザイトの場合、希土類元素はCaとThに置き換わっています。

2 R E E 3 + ↔ C a 2 + + T h 4 + {\displaystyle 2REE^{3+}\leftrightarrow Ca^{2+}+Th^{4+}}

置換度の差によって様々な組成が形成され、端成分としてモナザイト [2REE(PO 4 )]、ブラバンタイト [Ca,Th(PO 4 ) 2 ]、ハットナイト [2ThSiO 4 ] が挙げられます。置換度は通常、溶融岩の組成と地質環境に依存します。

熱水変質

複数の結晶がクラスターを形成する様子を示す図。Schandl (2004) をもとに編集。

熱水作用は通常、火成作用と連動しています。モナザイトの地質年代学は、火成作用から熱水作用への進化を研究するのに役立ち[32]、さらにその後の熱水変質を明らかにすることにも役立ちます[33]。これは鉱石形成の研究において非常に重要です。

マグマ起源モナザイトと熱水起源モナザイトを区別することは困難ですが、モナザイトの組織とパターンを分析することで、両者の区別が容易になる可能性があります。[34]熱水起源モナザイトは複数の結晶が集まってクラスター状に出現する傾向がありますが、火成起源モナザイトは岩石全体に均一に分布する傾向があります。また、熱水起源モナザイトは通常、ThO 2含有量が低いです。[34]これらの特徴は、モナザイトの地質年代学における組織と組成の分析によって容易に識別できます。

変成作用

モナザイトの地質年代学は、変成作用の歴史を明らかにする強力なツールとして一般的に考えられています。変成作用とは、環境の変化による温度や圧力の変化に応じて、既存の岩石に鉱物学的および組織的な変化が生じることです。変成作用は、続成作用（約200℃）以上、融点（>800℃）以下の温度で発生します。変成作用によって形成される鉱物の組み合わせは、母岩（原岩）の組成と、さらに重要なのは、さまざまな温度と圧力（PT）におけるさまざまな鉱物の安定性です。同様の温度と圧力下で形成される一連の鉱物の組み合わせは、変成相と呼ばれます。岩石の埋没、隆起、熱水作用、変形の過程で生じるほとんどの鉱物の変化は、変成反応に関連しています。[6]

モナザイトは多くの変成岩、特に泥質岩や砂岩から形成された変成岩に多く見られます。[6]モナザイトの帯状分布は、モナザイトが連続的に生成する過程を反映しています。これらの過程は、状態図における単一の圧力-温度（PT）ループに沿った反応によって形成される場合もあれば、PTを変化させない反応によって形成される場合もあります。変成作用の場合、モナザイトは複数のPTループを伴う反応によって形成されます。[6]

モナザイト地質年代学の目的は、これらのモナザイト形成イベント／反応を温度・圧力条件と関連付けることです。これにより、温度・圧力ループに時間的制約を加え、包括的な圧力・温度・時間ループを形成し、岩石の変成史を明らかにすることができます。[6]

変成斑晶岩および基質中のモナザイト包有物

異なるPT範囲における変成作用では、ザクロ石や石英といった様々な斑状変成岩が形成されることが多い。モナザイト粒子は斑状変成岩の包有物としてしばしば見られる。母岩鉱物であるモナザイトは耐熱性が高いため、これらの包有物は800℃を超える高温に長時間さらされても年代リセットされない。[35]これにより、斑状変成岩の年代の上限、ひいてはそれに伴う変成作用を制限することができる。

例えば、サスカチュワン州北部のニール湾地域に分布する変成岩は、高度変成作用（高圧力/高温変成作用）を受けた後、隆起（地表上昇）を起こした。 [ 36]ガーネットの斑状変成岩は高度変成作用によって形成され、菫青石の斑状変成岩はその後の隆起によって形成された。どちらの斑状変成岩にもモナザイト包有物が含まれ、それぞれ1910 Maと1840 Maの年代が測定された。また、基質モナザイトの年代は1800 Maである。したがって、高度変成作用は1910 Ma以降1840 Ma以前に起こり、隆起は1840 Ma以降に起こり、最終的な焼鈍（鉱物の冷却と粗大化）は1800 Maに起こったと解釈される。[36]

上記と同様の状況において、ガーネット中のモナザイト包有物は、母岩モナザイトよりも若い、古い、あるいは同年代である可能性があります。また、両者とも年代に幅広い範囲があり、系統的な分布を持たない場合もあります。[37]これらのシナリオは、異なる変成経路と条件を反映していると解釈され、変成反応の一連の変化や複雑な変化が見られます。

モナザイトとケイ酸塩の元素分別

元素分別とは、固体鉱物相に取り込まれた元素の量と流体相に残った元素の量との差を指します。鉱物は成長過程において特定の元素を優先的に吸収します。例えば、モナザイトは成長するにつれて結晶構造にThを優先的に取り込むため、将来のモナザイトの成長に利用できる流体中のTh含有量が減少します。そのため、若いモナザイトはTh含有量が低い傾向があります。[38]これがモナザイトの組成の変動の主な理由の一つです。

変成岩全体を考慮すると、元素分別を示す鉱物が他にも存在します。モナザイトにおける分別とこれらの他の鉱物との相互作用は、モナザイトの組成帯構造に大きな影響を与えます。[20] [29]この相互作用は、鉱物の生成と分解によって引き起こされることが多く、これは温度変化経路の異なる段階の結果として生じます。[19] [39]このように、分別に関連した帯構造の年代測定は、変成作用の年代制限を定めるのに役立ちます。

モナザイトの低Y核と高Y縁の形成に対応するPT経路

最も研究されている系は、リン酸塩モナザイトとケイ酸塩ガーネットおよびゼノタイム間のイットリウム（Y）分別です。3つの鉱物はすべてYを優先的に分別しますが、変成作用の異なる段階で形成および分解されます。ゼノタイムの分別力が最も高く、次にガーネット、モナザイトの順になります。ガーネットとモナザイトを含む時計回りのPT経路を簡略化したケースでは、ガーネットはYが継続的に取り込まれながら順行経路に沿って成長するため、この段階（順行）で形成されるモナザイトのY含有量は、品位が高くなるにつれて徐々に減少するはずです。しかし、温度が一定温度まで上昇すると、モナザイトの縁の周りで部分溶融（アナテクティック溶融）が起こり、Yが溶融物に放出されます。その後、系が冷却して溶融物が結晶化すると、再成長したモナザイトのY含有量は高くなります。[18]部分溶融は通常、変成作用ピーク（温度変化経路における最高温度）で起こりますが、モナザイトが溶融しているため、この段階の年代と化学情報は記録されません。しかし、最後の順行成長縁（Yが最も低い）と最初の後アテクティック成長縁（Yが最も高い）の年代は、通常、部分溶融の時期を挟んでいます。[20]

もう一つのシナリオは、ガーネットの形成または分解が環境中のYとHREE（重希土類元素）含有量に影響を与え、ひいては成長中のモナザイトの含有量に影響を与えるというものです。 [19]基本的に、ガーネット形成前に成長したモナザイトは、ガーネット形成中または形成後に形成されたモナザイトよりもYとHREEの含有量が多くなります。[29]変成作用の後期にガーネットが分解し始めると、YとHREEに富んだモナザイトの縁が形成されます。

ガーネットとモナザイト間のYの分別度合いも温度と関連していることが分かっています。そのため、これは温度計として用いられ、熱力学的熱力学的経路における温度制約を提供します。[40]

変形

変形イベントの時期特定は、テクトニクス研究において重要な要素の一つです。岩石、岩脈、そして深成岩間の大規模な横断関係は、変形に関する一定ではあるものの比較的広範な時間的制約を与えます。モナザイトは変形組織、反応組織、そして断裂に組み入れられるため、モナザイトの微細組織や微​​細組織を研究することで、変形イベントの年代をより容易に特定することができます。[2]

変形変成反応

変形イベントは、モナザイトを生成する変成反応を引き起こす可能性があります。例えば、レッグス湖剪断帯の運動に関連する変成反応では、ガーネットの一部がコーディエライトに置換されました。[29]この反応により、Y含有量の高い新たなモナザイトも生成され、その年代は1850 Ma頃と推定されています。この年代は剪断の時期と解釈されています。

モナザイト形成反応は、岩石が新たな圧力環境に反応して再平衡状態になった後、剪断よりも少し遅れて起こる可能性があります。[41]つまり、モナザイトの年代は剪断年代と厳密に一致しない可能性がありますが、他の方法よりも正確な年代を提供します。

モナザイト変形織物

モナザイトの粒子はS1葉理に沿って配列している。新たなモナザイトのオーバーグロースはS1方向に沿って成長している。Mccoy, 2005をもとに編集。[42]

モナザイトは、変形によって生じた組織中に形成されることがあります。モナザイトは、葉理状に整列した細長い粒子として存在することがあります。これは、モナザイトが剪断前に形成され、剪断中に整列したか、剪断と同時に形成されたかのいずれかであると解釈できます。[3]したがって、これは剪断年代の上限を示します。例えば、モナザイトの年代が8億年前と測定された場合、剪断年代は8億年前より古くはなりません。

しかし、モナザイトは剪断後もずっと後に他の鉱物の葉理構造に沿って成長したという解釈も可能である。この問題は、モナザイトの組成ドメインを分析することで解決できる。既存の葉理構造に沿って成長するモナザイトは、葉理構造の両端で成長する傾向があると考えられる。[3]結晶粒の両端に沿って、組成と年代が異なるモナザイトのオーバーグロースが見られる場合、モナザイトのオーバーグロースの形成年代は剪断よりも新しい可能性が高い。

モナザイトの破砕

モナザイトの破砕と再充填を示す模式図。薄い色のモナザイト結晶はせん断によって破砕される。その後、破砕部に沿って、新たな組成とより濃い色の新たなモナザイトが形成される。Shaw (2001) を改変。[43]

単一のモナザイト結晶における亀裂やずれは、より大規模な破砕イベントにおけるブックシェルフ断層を模倣する形で観測されている。[43]破砕された粒子の年代は1375 Maであり、大規模な変位はこの日付以降に発生したことを示唆している。さらに、後に新たなモナザイトが成長して亀裂によって生じた空間を埋め尽くす可能性があり、時間的制約を完全に覆すことになる。[2]例えば、新たなモナザイトの年代が1200 Maである場合、変位はおそらく1375 Maから1200 Maの間に発生したと考えられる。

堆積イベント

砕屑性モナザイト

砕屑性モナザイト粒子は、既存の岩石の風化と侵食によって生成され、堆積盆地に運ばれました。砕屑性モナザイトは、供給源地域の地質学的歴史を保存する帯状構造を有しています。盆地における砕屑性モナザイトの調査は、供給源地域の変成作用、地殻変動、熱水作用の歴史を再構築するのに役立つだけでなく、盆地の堆積年代、構造進化、堆積源の特定にも役立ちます。[2]例えば、最も年代の若い領域は、供給源岩の隆起を示しており、その後すぐに侵食と堆積が起こったと考えられます。

続成作用モナザイト

続成作用モナザイトは、堆積岩の岩石化過程またはその後に形成されたモナザイトです。モナザイトは、堆積物の続成作用の過程で、他の鉱物上または間隙内で成長することが観察されています。[2]続成作用モナザイトの研究は、堆積盆地、特に化石年代のコントロールがほとんどない先カンブリア時代の堆積盆地の年代、地球化学的進化、および熱的進化を研究するための優れた方法を提供します。[44]

産業用途

U-Th-Pbデータとモナザイトの年代は探鉱のための貴重なツールとして使用できます。[45]これはチェコ共和国ピセケ・ホリ地方の3つの地域で示されました。

参考文献

  1. ^ abcde Williams, ML, Jercinovic, MJ, & Terry, MP (1999). 電子顕微鏡プローブによるモナザイトの年代測定と年代測定：多段階テクトニクス史の解析. 地質学, 27(11), 1023–1026.
  2. ^ abcdefghijklmnopqrst Williams, ML, Jercinovic, MJ, & Hetherington, CJ (2007). マイクロプローブによるモナザイト地質年代学：組成と年代学の統合による地質学的プロセスの理解. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 35(1), 137.
  3. ^ abcdefghi Williams, ML, & Jercinovic, MJ (2002). マイクロプローブによるモナザイト地質年代学：微細構造分析における絶対時間の活用. Journal of Structural Geology, 24(6), 1013–1028.
  4. ^ Crowley, JL, & Ghent, ED (1999). 電子顕微鏡法による変成モナザイトのU-Th-Pb系統分類に関する研究：Pb拡散と過成長および再結晶作用の役割. Chemical Geology, 157(3), 285–302.
  5. ^ ab スミス、HA、およびジレッティ、BJ (1997)。モナザイト中の鉛の拡散。 Geochimica et Cosmochimica Acta、61(5)、1047–1055。
  6. ^ abcdefghijk Parrish, RR (1990). モナザイトのU-Pb年代測定と地質学的問題への応用. Canadian Journal of Earth Sciences, 27(11), 1431–1450.
  7. ^ abc Seydoux-Guillaume, AM, Paquette, JL, Wiedenbeck, M., Montel, JM, & Heinrich, W. (2002). モナザイト中のU-Th-Pb系の実験的再設定. 化学地質学, 191(1), 165–181.
  8. ^ Flowers, RM, Bowring, SA, Tulloch, AJ, & Klepeis, KA (2005). ニュージーランド、フィヨルドランドのマグマ弧深部における埋没と地表露出のテンポ. Geology, 33(1), 17–20.
  9. ^ abcde Dodson, MH (1973). 冷却過程における地質年代学的・岩石学的システムの閉鎖温度. 鉱物学・岩石学への貢献, 40(3), 259–274.
  10. ^ DJ チェルニアック、EB ワトソン、M. グローブ、TM ハリソン (2004)。モナザイト中の鉛の拡散: RBS/SIMS を組み合わせた研究。 Geochimica et Cosmochimica Acta、68(4)、829–840。
  11. ^ Braun, I., Montel, JM, & Nicollet, C. (1998). 南インド、ケララ・コンダライト・ベルトの高品位片麻岩およびペグマタイト中のモナザイトの電子プローブ年代測定. Chemical Geology, 146(1), 65–85.
  12. ^ Putnis, A. (2002). 鉱物置換反応：マクロ観察からミクロメカニズムへ. Mineralogical Magazine, 66(5), 689–708.
  13. ^ abc Williams, ML, Jercinovic, MJ, Harlov, DE, Budzyń, B., & Hetherington, CJ (2011). 流体関連変質作用におけるモナザイトの年代のリセット. Chemical Geology, 283(3), 218–225.
  14. ^ Harlov, DE, Wirth, R., & Hetherington, CJ (2011). モナザイトにおける流体媒介部分変質：元素再分配と質量移動における溶解・再沈殿の連成作用の役割. 鉱物学・岩石学への貢献, 162(2), 329–348.
  15. ^ Ayers, JC, Dunkle, S., Gao, S., & Miller, CF (2002). 中国東中部、大別山超高圧変成帯におけるピーク変成作用と後退変成作用の時期に関する制約：ジルコンとモナザイトのU-Th-Pb年代測定による. Chemical Geology, 186(3), 315–331.
  16. ^ ab Rubatto, D., Williams, I.S., Buick, I.S. (2001). 中央オーストラリア、レイノルズ山脈におけるジルコンとモナザイトの漸進的変成作用への反応. 鉱物学・岩石学への貢献, 140(4), 458–468.
  17. ^ ab Rubatto, D., Chakraborty, S., & Dasgupta, S. (2013). 微量元素に制約されたモナザイトとジルコンの年代測定から推定される高ヒマラヤ結晶岩（シッキム、東ヒマラヤ）における地殻融解のタイムスケール. Contributions to Mineralogy and Petrology, 165(2), 349–372.
  18. ^ abc Pyle, JM, & Spear, FS (2003). ニューハンプシャー州南西部産の低圧ミグマタイトにおける4世代の付属相成長. American Mineralogist, 88(2–3), 338–351.
  19. ^ abcd Zhu, XK, & O'nions, RK (1999). 変成岩中のモナザイトの帯状分布と高温熱年代学への示唆：ルイス紀の事例研究. 地球惑星科学レターズ, 171(2), 209–220.
  20. ^ abc Corrie, SL, & Kohn, MJ (2011). ネパール、アンナプルナ地域、中央ヒマラヤの変成史とテクトニクスモデルへの示唆. アメリカ地質学会誌, 123(9–10), 1863–1879.
  21. ^ abcd Montel, JM, Foret, S., Veschambre, M., Nicollet, C., & Provost, A. (1996). モナザイトの電子プローブ年代測定. Chemical Geology, 131(1), 37–53.
  22. ^ NC シェラー、M. エンギ、E. グノス、V. ヤコブ、A. リヒティ (2000)。モナザイト分析。サンプルの準備からマイクロプローブの年代測定、REE の定量化まで。 Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mittailungen、80(1)、93–105。
  23. ^ Paquette, JL, & Tiepolo, M. (2007). エキシマレーザーアブレーション(ELA)-ICPMSによるモナザイトの高分解能(5μm) U–Th–Pb同位体年代測定. Chemical Geology, 240(3), 222–237.
  24. ^ abcdefg Schoene, B. (2014). 4.10-U–Th–Pb 地質年代学. 地球化学に関する論文集, 第2版. エルゼビア, オックスフォード, 341–378.
  25. ^ Timmermann, H., Dörr, W., Krenn, E., Finger, F., & Zulauf, G. (2006). ボヘミア山塊テプラ結晶岩ユニットの従来法と原位置地質年代学：モナザイト形成過程への示唆. International Journal of Earth Sciences, 95(4), 629–647.
  26. ^ Krogh, TE (1973). ジルコンの熱水分解とUおよびPb抽出による同位体年代測定のための低汚染法. Geochimica et Cosmochimica Acta, 37(3), 485–494.
  27. ^ 清水 N.、国会議員セメット、CJ アレグル (1978)。定量的イオンマイクロプローブ分析の地球化学的応用。 Geochimica et Cosmochimica Acta、42(9)、1321–1334。
  28. ^ Sylvester, PJ (2008). LA-(MC)-ICP-MSの2006年と2007年の動向、特に測定の不確かさに重点を置いた分析法。Geostandards and Geoanalytical Research, 32(4), 469–488.
  29. ^ abcd Mahan, KH, Goncalves, P., Williams, ML, & Jercinovic, MJ (2006). 変成反応と流体流動の年代測定：カナダ楯状地西部の地殻スケール剪断帯における高圧グラニュライトの上昇への応用. Journal of Metamorphic Geology, 24(3), 193–217.
  30. ^ Watt, GR, & Harley, SL (1993). 水不飽和部分溶融中に生成された地殻溶融物およびレスタイトの地球化学に対する副次相の影響. 鉱物学・岩石学への貢献, 114(4), 550–566.
  31. ^ Miller, BV, Fetter, AH, & Stewart, KG (2006). 3つの造山運動における深成岩活動、ブルーリッジ地方東部、アパラチア山脈南部. アメリカ地質学会誌, 118(1–2), 171–184.
  32. ^ Schaltegger, U., Pettke, T., Audétat, A., Reusser, E., & Heinrich, CA (2005). W-Sn鉱化モール花崗岩（オーストラリア、ニューサウスウェールズ州）におけるマグマ性から熱水性結晶化：第1部：300万年間にわたるジルコンとREEリン酸塩の結晶化—地球化学およびU-Pb地質年代学的研究. Chemical Geology, 220(3), 215–235.
  33. ^ Townsend, KJ, Miller, CF, D'Andrea, JL, Ayers, JC, Harrison, TM, & Coath, CD (2001). 南ネバダ州イレテバ花崗岩におけるモナザイトの低温置換：地質年代学的示唆. 化学地質学, 172(1), 95–112
  34. ^ ab Schandl, ES, & Gorton, MP (2004). 熱水性モナザイトの同定のための組織学的および地球化学的ガイド：エピジェネティック熱水性鉱床の年代測定のためのサンプル選定基準. Economic Geology, 99(5), 1027–1035.
  35. ^ Montel, JM, Kornprobst, J., & Vielzeuf, D. (2000). 遮蔽されたモナザイトにおける古いU-Th-Pb年代の保存：ベニ・ボウセラ・ヘルシニア期キンジギタイト（モロッコ）の例. Journal of Metamorphic Geology, 18(3), 335–342.
  36. ^ ab Kopf, CF (1999). サスカチュワン州北部、東アサバスカ・マイロナイト三角地帯における変形、変成作用、マグマ活動：カナダ楯状地の始生代および初期原生代地殻構造への示唆.
  37. ^ Catlos, EJ, Gilley, LD, & Harrison, TM (2002). 原位置分析によるモナザイトの年代測定の解釈. Chemical Geology, 188(3), 193–215.
  38. ^ Kohn, MJ, & Malloy, MA (2004). 一般的な珪酸塩鉱物間の漸進的変成反応によるモナザイトの形成：年代測定への示唆. Geochimica et Cosmochimica Acta, 68(1), 101–113.
  39. ^ Pyle, JM, & Spear, FS (1999). ガーネット中のイットリウムのゾーニング：変成反応における主相と副相の結合. 地質材料研究, 1(6), 1–49.
  40. ^ Pyle, JM, Spear, FS, Rudnick, RL, & McDONOUGH, WF (2001). メタペライトにおけるモナザイト–ゼノタイム–ガーネット平衡と新しいモナザイト–ガーネット温度計. Journal of Petrology, 42(11), 2083–2107.
  41. ^ McFarlane, CR, Connelly, JN, & Carlson, WD (2006). 高温熱オーバープリントに対するモナザイトとジルコンの応答の対比. Lithos , 88(1), 135–149.
  42. ^ Mccoy, AM, Karlstrom, KE, Shaw, CA, & Williams, ML (2005). コロラド鉱物ベルトの原生代起源：コロラド州中央部における14億年前の剪断帯システム. ロッキー山脈地域：進化するリソスフェアテクトニクス、地球化学、地球物理学, 71–90.
  43. ^ Shaw, CA, Karlstrom, KE, Williams, ML, Jercinovic, MJ, & McCoy, AM (2001). コロラド州ホームステイク剪断帯における約1.71–1.63 Gaのモナザイト年代測定と約1.45–1.38 Gaの変形：持続的大陸内構造帯の起源と初期進化. Geology, 29(8), 739–742.
  44. ^ Evans, JA, Zalasiewicz, JA, Fletcher, I., Rasmussen, B., & Pearce, NJG (2002). 泥岩中の続成作用によるモナザイトの年代測定：石油採掘可能域の制約？. Journal of the Geological Society, 159(6), 619–622.
  45. ^ メスタン・ヤン、ヴォラック・リボル、セフチック・デイヴィッド（2015年1月1日）。メルケル・ブローダー・J、アラブ・アリレザ（編）『ウラン - 過去と未来の課題』シュプリンガー・インターナショナル・パブリッシング、pp.  249– 258. doi :10.1007/978-3-319-11059-2_29. ISBN 9783319110585。
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