地質年代学

地質年代学は、岩石自体に固有の特徴を利用して、岩石、化石、堆積物の年代を決定する科学です。絶対地質年代学は放射性同位体によって達成できますが、相対地質年代学は古地磁気や安定同位体比などのツールによって提供されます。複数の地質年代学的（および生層序学的）指標を組み合わせることで、復元された年代の精度を向上させることができます。

地質年代学は、化石の植物や動物の集合を記述、分類、比較することで、堆積岩を既知の地質時代に割り当てる科学である生層序学とは用途が異なります。生層序学は、岩石の絶対的な年代を直接決定するのではなく、単にその化石の集合が共存していたことが知られている期間内に岩石を配置するだけです。ただし、両方の分野は、地層(岩石層)の命名システムと、地層内のサブレイヤーを分類するために使用する時間範囲を共有するという点で、手を取り合って取り組んでいます。

地質年代学は、あらゆる化石群の絶対年代を導き出し、地球と地球外天体の地質学史を解明しようとする年代層序学の分野で使われる主要なツールです。

年代測定法

放射年代測定

半減期がわかっている放射性同位体の放射性崩壊の量を測定することにより、地質学者は母物質の絶対年代を確定することができます。この目的には多数の放射性同位体が使用され、崩壊速度に応じて、異なる地質時代の年代測定に使用されます。崩壊が遅い同位体はより長い期間に役立ちますが、絶対年数としては精度が低くなります。放射性炭素法を除いて、これらの技術のほとんどは、実際には放射性親同位体の崩壊生成物である放射性同位体の存在量の増加を測定することに基づいています。[ 2 ^]^[3]^[4] 2つ以上の放射測定法を組み合わせて使用することで、より堅牢な結果を得ることができます。^{[5]ほとんどの放射測定法は地質時代のみに適していますが、放射性炭素法や}⁴⁰ Ar/ ³⁹ Ar年代測定法など、一部の方法は、初期の人類の時代^[6]や記録された歴史まで拡張できます。^[7]

よく使用されるテクニックは次のとおりです。

放射性炭素年代測定。この技術は有機物中の炭素14の崩壊を測定するもので、約6万年前より新しいサンプルに最適です。^[8]^[9]
ウラン鉛年代測定。この技術は、鉱物または岩石中のウランの量に対する2つの鉛同位体（鉛206と鉛207）の比率を測定します。火成岩中の微量鉱物ジルコンによく適用されるこの方法は、地質年代測定に最も一般的に使用される2つの方法の1つです（アルゴン-アルゴン年代測定と並んで）。モナザイト地質年代測定は、特に変成作用の年代測定に用いられるU-Pb年代測定のもう1つの例です。ウラン鉛年代測定は、約100万年以上前のサンプルに適用されます。
ウラン・トリウム年代測定。この技術は、洞窟生成物、サンゴ、炭酸塩、化石骨の年代測定に使用されます。その範囲は数年から約 70 万年です。
カリウム-アルゴン年代測定法とアルゴン-アルゴン年代測定法。これらの技術は、変成岩、火成岩、火山岩の年代測定に使用されます。また、古人類学遺跡の内部または上にある火山灰層の年代測定にも使用されます。アルゴン-アルゴン法の年代測定の下限は数千年前です。
電子スピン共鳴（ESR）年代測定

フィッショントラック年代測定

宇宙線生成核種の地質年代学

地形面が形成された年代（露出年代測定）、またはかつて地表にあった物質が埋没した年代（埋没年代測定）を決定するための一連の関連技術。^{[10]露出年代測定では、地球の物質と相互作用する宇宙線によって生成された外来核種（例：}¹⁰ Be、²⁶ Al、³⁶ Cl）の濃度を、扇状地などの表面が形成された年代の代理として用いる。埋没年代測定では、2つの宇宙線生成元素の放射性崩壊差を、堆積物が埋没によってさらなる宇宙線曝露から遮蔽された年代の代理として用いる。

ルミネッセンス年代測定

発光年代測定法は、石英、ダイヤモンド、長石、方解石などの物質から発せられる「光」を観測する。地質学では、光刺激発光（OSL）、陰極ルミネッセンス（CL）、熱ルミネッセンス（TL）など、多くの種類の発光技術が利用されている。 ^[11]熱ルミネッセンスと光刺激ルミネッセンスは、陶器や調理石などの「焼成」物体の年代を測定するために考古学で使用され、砂の移動を観察するためにも使用できる。

増分日付

増分日付測定技術により、年ごとの年次年表の作成が可能になります。この年表は、固定 (つまり、現在の日付、つまり暦または恒星時にリンク) することも、変動させることもできます。

古地磁気年代測定

すでに年代が明確に定義されている一連の古地磁気極（通常、仮想地磁気極と呼ばれる）は、見かけの極移動経路（APWP）を構成します。このような経路は、大きな大陸ブロックに対して構築されます。さまざまな大陸のAPWPは、年代が不明な岩石の新しく得られた極の参照として使用できます。古地磁気年代測定では、古極をAPWP上の最も近い点にリンクすることにより、年代不明の岩石または堆積物から得られた極の年代を測定するためにAPWPを使用することが提案されています。古地磁気年代測定には、（1）角度法と（2）回転法の2つの方法が提案されています。^[12]最初の方法は、同じ大陸ブロック内の岩石の古地磁気年代測定に使用されます。2番目の方法は、構造回転が可能な褶曲領域に使用されます。

磁気層序学

磁気層序学では、磁気極性タイムスケールと比較することで、一連の層状堆積岩および/または火山岩の磁気極性帯のパターンから年代を決定します。磁気極性タイムスケールは、これまで、海底磁気異常の年代測定、磁気層序セクション内の火山岩の放射年代測定、および磁気層序セクションの天文学的年代測定によって決定されてきました。

化学層序学

同位体組成、特に炭素13とストロンチウム同位体の世界的な傾向は、地層の相関関係を調べるのに利用できます。^[13]

マーカー層の相関

マーカー層位とは、同じ年代の地層単位で、組成や外観が特徴的なため、地理的に異なる場所に存在していても、年代が同一であることは確実です。海洋性および陸上性の動物相および植物相の化石群集は、特徴的なマーカー層位を形成します。 ^[14] テフロクロノロジーは、未知の火山灰（テフラ）と、地球化学的に指紋が付けられ、年代が判明しているテフラを地球化学的に相関させる方法です。テフラは、いくつかの噴火の年代が十分に確定しているため、考古学では年代測定のツールとしてもよく使用されます。

地質学的階層構造の年代区分

地質年代学、最大から最小まで:

年代層序学との違い

地質年代学単位と年代層序単位を混同しないことが重要です。^[15]地質年代学単位は期間であるため、ティラノサウルス・レックスが後期白亜紀に生息していたと言うのは正しいです。^{[16]年代層序単位は地質学的な資料であるため、}ティラノサウルス属の化石が上部白亜紀層で発見されていると言うのも正しいです。 ^[17]同様に、ティラノサウルスの化石が発見されたヘルクリーク鉱床など、上部白亜紀層の鉱床を訪れて見ることは完全に可能ですが、当然、後期白亜紀は期間であるため、訪問することは不可能です。

参照

天文学的年表
- 地球の年齢
- 宇宙の年齢
年代測定、考古学年代学
地質年代学
一般的な
- 一貫性、つまり、独立した無関係な情報源からの証拠が、強い結論に「収束」する可能性がある。

参考文献

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さらに読む

Smart, PL、および Frances, PD (1991)、「第四紀の年代測定法 - ユーザーズガイド」。第四紀研究協会技術ガイド第 4 号ISBN 0-907780-08-3
Lowe, JJ、Walker, MJC (1997)、『第四紀環境の再構築』（第 2 版） Longman 出版ISBN 0-582-10166-2
Mattinson, JM (2013) 「革命と進化：U-Pb地質年代学の100年」 Elements 9、53-57。
地質年代学書誌トーク:起源アーカイブ

外部リンク

地質年代学と同位体データポータル
国際地層学委員会
BGS オープンデータ地質年代学オントロジー

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