モナザイトの地質年代学

モナザイト地質年代学は、鉱物モナザイトを用いて地質学の歴史を研究する年代測定技術である。これは、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強力なツールである。^{[2] [3]}年代測定では、モナザイトの放射性プロセスを時計として利用する。

モナザイトの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、これにより地質学的歴史を通じて年代情報が保持されます。^{[3] [4] [5]}モナザイトが成長するにつれて、通常は以前のものを消去することなく、異なる組成と年代の連続世代を形成し、モナザイトに帯状パターンを形成します。^[2]年代帯状化のため、年代測定は結晶全体ではなく、個々のゾーンで行う必要があります。また、モナザイト結晶のテクスチャは、特定の種類のイベントを表す場合があります。したがって、テクスチャと帯状化を損なうことなく、これらの小さなゾーンを個別に調査するには、高い空間解像度を備えた直接サンプリング技術が必要です。^[3]

モナザイトの地質年代学の利点は、モナザイトの組成を地質学的プロセスと関連付けることができることです。組成帯の年代を見つけることは、地質学的プロセスの年代を見つけることにつながります。

モナザイトは希土類元素の リン酸塩鉱物で、化学式は(Ce, La, Nd, Th, Y)PO ₄です。多くの火成岩、変成岩、堆積岩に少量の副次鉱物として存在します。 ^{[2]モナザイト鉱物には、放射性プロセスを引き起こす}放射性元素ThとUが大量に含まれています。この2つの元素により、この鉱物は放射年代測定に適しています。^[6]

放射性過程では、3つの不安定な親同位体がそれぞれPbの安定した娘同位体に崩壊します。それぞれアルファ崩壊とベータ崩壊からなる崩壊系列に続いて、親同位体²³⁸ U、²³⁵ U、²³² Thが一連の中間娘同位体に崩壊し、最終的にそれぞれ安定同位体²⁰⁶ Pb、²⁰⁷ Pb、²⁰⁸ Pbになります。各崩壊系列には固有の半減期があり、娘同位体が異なる速度で生成されることを意味します。^[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]

${\displaystyle ^{238}U\rightarrow ^{206}Pb+8\alpha +6\beta ^{-}+エネルギー\quad \lambda _{238}=1.55125{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=4.4683x10^{9}yr}$

${\displaystyle ^{235}U\rightarrow ^{207}Pb+7\alpha +4\beta ^{-}+エネルギー\quad \lambda _{235}=9.8485{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=7.0310x10^{8}yr}$

${\displaystyle ^{232}Th\rightarrow ^{208}Pb+6\alpha +4\beta ^{-}+エネルギー\quad \lambda _{232}=4.9475{e}^{-11}yr^{-1}\quad t_{1/2}=1.4010x10^{10}yr}$

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のくらいの時間が経過したかを計算します。^[6]

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。地質年代を取得するには、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のようなものです。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（電池の交換）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正確な地質学的イベントを考える前に（「解釈と応用」のセクションを参照）、モナザイトにおける鉛の損失を引き起こす2つのメカニズムを知ることが重要です。^[7]

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ことである。液相中の拡散は、インクが水中に広がる様子を想像するとわかりやすい。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）との正味の交換である。ほとんどの場合、鉛は鉱物から流体に輸送され、その結果、鉛が失われ、年齢がリセットされる。^[9]

拡散速度は、原子がより速く移動するため、温度とともに増加します。しかし、鉱物が冷却され、結晶構造がより完全になるにつれて、親同位体と娘同位体の拡散は遅くなり、最終的に特定の温度で重要ではなくなります。^[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ごとに異なります。 [ ^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、システムは閉じられ、時計がカウントを開始します。^[9]

モナザイトは、高温でも長期間にわたって高い鉛保持能力を持つことが特徴です。モナザイトのU-Th-Pb系における閉鎖温度は800℃以上で、他の一般的な鉱物よりもはるかに高いです。^{[5] [9] [10] [11]}

固体拡散とは異なり、流体支援溶解沈殿はT _c未満で発生します。地質学的イベント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します。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システムの安定化によって引き起こされる化学反応です。^[12]反応性流体は、反応の 触媒および反応物質の供給源として存在します。

地質学的プロセスによって適切な流体と温度が作られると、モナザイトは流体との接触部（反応面）に沿って溶解し、新しい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によってのみ隔てられている。^{[13] [14]}反応が活性化すると、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します。ほとんどの反応中、Pbは効率的に除去され、沈殿相はPbフリーになります。^[7]したがって、新しく形成された縁の年齢はリセットされ、この交替の時間を表します。

反応が停止する要因は基本的に2つあります。(A)沈殿相の再結晶化により反応が停止し、すべての流体浸透経路が除去されます。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、この反応がもはや反応しなくなります。^[13]

溶解相と沈殿相の間の反応物の拡散は遅いため、反応物を容易に輸送するためには流体が不可欠です。しかし、反応が進むにつれて、溶解相と流体は固体沈殿相によって分離され、反応物の輸送が妨げられます。したがって、沈殿相には相互接続された多孔性があり、流体が浸透して反応前線に燃料を供給できるようにする必要があります。^[13]

他の地質年代計のほとんどは、通常、はるかに低い閉鎖温度を持っています。T c より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T _cが高いため、高温でより新しい高度変成作用を受ける場合でも、以前の地質学的履歴が保存される可能性があります。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。これらのイベントのそれぞれは、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ます。したがって、モナザイトは世代の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、地質年代学で地質史を研究するためによく使われる2つの鉱物です。^[15]どちらも高い閉鎖温度を示すため、火成岩や変成岩の記録に適しています。しかし、地質史を通じて異なる挙動を示します。^[16]一般的に、モナザイトは、年代と組成の異なる帯状パターンを持つ変成作用（再結晶化年代）の記録に適しています。ジルコンは、変成反応中に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、例えば両閃岩相の年代測定に適しています。^[16]

帯状分布はモナザイトの特徴です。単一のモナザイト粒子には、明確に異なる組成と年代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学的歴史のエピソード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、その化学組成を鉱物の安定性および反応と比較することにより、ドメインが表す地質学的イベントまたは環境を見つけることです。イベントの年代は、ドメインの年齢によって表されます。

モナザイトの理想化学式は [LREE(PO ₄ )] であり、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 つの端成分となり、置換が起こる同じ固相に現れます。異なる元素を検討している場合、組成帯状パターンが同じではない場合があり、年代帯状分布は組成帯状分布とまった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、帯状分布パターンは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帯状パターンとそれに関連する解釈について説明します。火成活動に関連する帯状パターンは通常、解釈が容易です。しかし、変成作用に関連する帯状パターンはより複雑です。^[2]

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。同心円状の分帯パターンは、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の変化を反映している。^[19]

セクターゾーニングは、溶融物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上に結晶化する傾向があります。その結果、成長と組成が不均一になります。^[19]

コアリムゾーニングは、通常、変成反応における流体による溶解-沈殿と関連しており、新しい組成を持つ連続したリムを形成します。流体の組成と変成度(H/T) は、リムの組成における重要な要素です。

まだら模様や不規則模様のゾーニングパターンはより複雑なゾーニングです。解釈は通常は単純ではありません。

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使用される 2 つの典型的な方法です。どちらの方法も、モナザイトに含まれる Th と U の放射性性質を利用します。

同位体年代測定では、モナザイト中の放射性 U と Th、および放射性 Pb の同位体濃度を測定する必要があります。U-Th-Pb システムの各崩壊系列を個別に処理することで、3 つの古典的な等時方程式が得られます。

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

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

${\displaystyle \left({\frac {^{208}Pb}{^{204}Pb}}\right)=\left({\frac {^{208}Pb}{^{204}Pb}}\right)_{0}+\left({\frac {^{232}Th}{^{204}Pb}}\right){\bigl (}e^{\lambda _{232}t}-1{\bigr )}}$

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。 ${\displaystyle {\bigl (}\quad {\bigr )}_{0}}$

上記の式を組み合わせて使用​​するU-Th-Pb年代測定、U-Pb年代測定、Pb-Pb年代測定では、異なるレベルの分析技術が必要となり、精度と正確さのレベルも異なります。測定された年代の一般的な不確実性は2σです（例：^{[17] [20]}）。

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 年代測定は、電子マイクロプローブ U-Th-Pb 年代測定とも呼ばれ、電子マイクロプローブで 3 つの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 ppm 単位の濃度、λ ²³²、λ ²³⁵、λ ^{238はそれぞれ232} Th、²³⁵ U、²³⁸ Uの崩壊定数です。 $${\displaystyle Pb={\frac {Th}{232}}[\exp(\lambda ^{232}t)-1]208+{\frac {U}{238.04}}0.9928\times [\exp(\lambda ^{238}t)-1]206+{\frac {U}{235}}0.0072\times [\exp(\lambda ^{235}t)-1]207}$$

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、モナザイトが成長中に鉛を取り込む可能性が非常に低いため、正しい傾向にあります。多くの実験室テストで非放射性鉛含有量は非常に低く、ほぼ常に 1 ppm 未満であることがわかりました。^[21]この仮定から生じる最も一般的なエラーは、サンプルの準備中に鉛が混入することです。^[22] 2 番目の仮定は、通常、テストで観察された鉱物の一貫した動作によって正当化されます。つまり、システムは完全にリセットされるか、地質学的プロセスによってまったく影響を受けないかのどちらかであり、システムの部分的なリセットはありません。質量移動中の無視できる乱れにより、小さなエラーが発生する可能性があります。^[21]

理論上、モナザイトにはTh（通常3～15%、重量の最大25%）とU（通常数百ppm、濃度最大5%）の含有量が多い。そのため、Pbは放射性プロセスによって高率に蓄積される。数百年も経たないうちに、電子マイクロプローブで正確に測定できるレベルに達する。^[21]

モナザイトの年代と組成帯状分布、および組織は、個別の地質学的イベント中に結晶が連続的に成長した証拠を提供します。取得できる情報の範囲は、地質年代学で使用される分析技術に大きく依存します。

従来の分析

従来、モナザイトは溶解法と化学的方法によってサンプルから分離される。単一または結晶の一部が、通常は熱イオン化質量分析法（TIMS）によって年代測定のために選択される。つまり、単一のモナザイト結晶または結晶群に対して1つの年代が生成される。単一のモナザイト結晶でさえ異なる年代の帯を含むため、得られる年代情報は明らかに一貫性がなく不正確である。また、モナザイトの機械的分離は、ドメインと地質環境の関係を解釈する上で重要な、モナザイト結晶の関連する組織および空間情報を破壊してしまうことが多い。^[23]

現場分析

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、テクスチャと帯状分布パターンが損なわれないように、分離せずに元の母岩内のモナザイト粒子を分析することを意味します（原位置を参照）。 ^{[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、および精度が必要です。技術の進歩により、レーザーアブレーション誘導結合プラズマ質量分析計（LA-ICPMS）やレーザーマイクロプローブ質量分析計（LMMS）などの測定ツールがますます増えており、このような分析が可能になっています 。

以下はモナザイトの年代測定の一般的な手順です。特徴と手順は測定ツールごとに異なり、特にサンプル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」のセクションで説明します。

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. 定量的年代測定

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準備されます。 ^[2]まず、ダイヤモンドソーで岩石の薄層を切り取り、光学的に平坦になるように研磨します。次に、ガラスまたは樹脂製のスライドに載せ、研磨剤を使用して滑らかに研磨します。最終的なサンプルの厚さは通常わずか30μmです。^[2]

モナザイト粒子は、モナザイト中の特徴的なCeの濃度をマッピングすることにより、後方散乱電子イメージング調査または/および電子マイクロプローブ分析（EMPA）によって識別されます。通常、2つの画像が重ね合わされ、サンプルのテクスチャとモナザイトの位置が同時に反映されます。^[3]

微細組織やホスト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択されます。主要元素、場合によっては微量元素のマップは、電子マイクロプローブX線マッピングによって高倍率で作成され、組成帯パターンを示します。^[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識別するのに役立つことが証明されています。^[2]

推定年代は、全鉛年代測定法によって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計算されます。^[2]その結果は、すべての年代領域を概ね特定する年代マップを作成するために使用されます。^[2]

年代領域内のいくつかのスポットが選択され、測定ツールと同位体年代測定法によってさらに正確に年代測定されます。^[2]その後、結果を統計的に分析して、各年代領域の正確な年代を算出します。^[2]

様々な従来法や現場分析法の選択は、モナザイトの地質年代学の解像度、精度、検出限界、コストに影響します。天然モナザイトのU-Th-Pb系における最近の分析の進歩は、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）電子マイクロプローブ分析（EMPA）によって達成されました。^[24]

1950年代にアルフレッド・ニーアはID-TIMSという技術を開発し、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った。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、従来の分析技術と見なされている。通常、U-Pb測定には数時間かかる。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日付の場合）、日付の精度は0.1％近くになる。これはモナザイトの地質年代学で最も正確な方法と見なされている。^[24]

モナザイト鉱物粒子は、年代測定のために慎重に手摘みされます。トレーサー溶液が加えられ、HFまたはHClに溶解されます。イオン交換化学を使用して、U、Th、Pbが他の元素から分離されます。^[26]分離の目的は、(1) TIMSの高感度と低質量分解能の性質上、分析前に潜在的な同重体干渉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妨げられ、信号サイズ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注意深く置かれます。元素は加熱されてそれぞれのイオンに電離し、強力な磁場の下で加速されて検出器で測定されます。

トレーサー溶液は、U および Pb トレーサー同位体の量が既知である溶液です。元素分別により、TIMS では両方の元素を同時に測定することはできません。そのため、トレーサー溶液はサンプル同位体とトレーサー同位体の比率を測定するために使用されます。この比率は、年代測定のためにサンプル同位体のモル数に変換されます。

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。

SIMSは、サンプルの小規模な元素および同位体の変化を測定する質量分析法です。 ^[27]狭い直径（10〜40μm）のスポットで測定できるため、小さな（<100μm）鉱物粒子や単一結晶内の個々のドメインの年代を測定するのに役立つツールです。SIMSは約3％の精度を達成できます。^[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ます。^[24]

SIMS は、真空下で焦点を絞った一次イオンビームで表面をスパッタリングすることにより、鉱物の表面 (数 μm) 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、質量分析計で測定および分析されます。サンプルは、既知の元素または同位体比の標準を使用して回転分析され、サンプル内の比率を決定して年代測定を行います。

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で最も利用されている方法となっています。^[24] LA-ICPMSの精度は、与えられた年代の約2％である標準変動によって制限されます。^[28]

鉱物サンプルの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収集され、キャリアガスに取り込まれます。結果として生じたエアロゾルは、年代測定のために質量分析計で分析されます。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、一般に短波長の固体またはガス源レーザーが使用されます。

EMPA は、モナザイトの地質年代学、特に原位置化学年代測定（総鉛年代測定）に使用されています。^[3]モナザイトに含まれる U、Th、Pb の含有量が高いことは、比較的高い検出下限値から生じる要件と一致しています。したがって、EMPA は、モナザイトの成長史を解明するための化学年代測定において、高解像度（約 1 μm）で迅速かつ安価な方法です。^[29] EMPA は、鉛に富むモナザイトでは 5～10 百万年、鉛に乏しいモナザイトでは 10～20 百万年の精度を達成できます。^[3]

モナザイトの地質年代学は、モナザイトの鉱物粒子に記録された複雑な地質学的歴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構成と年代は、特定の年代の過去の地質学的イベントを表しています。モナザイトの地質年代学における主な課題は、各ドメインのテクスチャと構成を、それらを形成した関連する地質学的イベントに正しく関連付けることです。^[6]

モナザイト粒子1つでも複雑な歴史が明らかになる可能性があり、地質学的イベントは相互に関連していたり​​、同時期に発生していたり​​するため、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、さまざまな種類のイベントが関連付けられるかを簡単に説明します。^[6]

モナザイトの火成岩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す。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、 CaO含有量の低い過アルミナ質 花崗岩類に副鉱物としてよく存在します。^[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しますが、モナザイトの形成は促進しないためと考えられます。^{[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す。これらの岩石には通常、経済的なREE鉱床が含まれているため、モナザイトの地質年代学は鉱山探査において重要です。

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、既存のコアの周囲に新しいモナザイト層が縁から縁へと結晶化する同心分帯である。分帯は、結晶格子に特定の元素が優先的に組み込まれるため、組成に変化が見られることが多い。たとえば、閉鎖系を考えると、Th はモナザイト鉱物構造に優先的に組み込まれ、Th が枯渇した溶融物となる。したがって、粒子のコアに近い古いモナザイトは Th に富み、若いモナザイトは Th が少なく、同心分帯パターンで縁に向かって 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と、特にジルコンが存在しない岩石の場合、結晶化のタイミングと速度、および溶融物の組成を限定するのに役立ちます。^[31]

モナザイトの地質年代学では、マグマ混合などの火成岩の分化現象も明らかにすることができます。マグマ混合では、マグマ溜まりが異なる組成に変化します。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形式です。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。

${\displaystyle 2REE^{3+}\leftrightarrow Ca^{2+}+Th^{4+}}$

置換レベルの違いにより、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 ] など}の端成分を含むさまざまな組成が形成されます。置換レベルは通常、溶融物の組成と地質環境によって異なります。

熱水作用は通常、火成作用と結びついています。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]その後の熱水変質を明らかにするのに役立ち、^[33]これは鉱石形成の研究に不可欠です。

マグマ性モナザイトと熱水性モナザイトを区別するのは難しいですが、モナザイトの組織とパターンを分析することで区別できる場合があります。^[34]熱水性モナザイトは複数の結晶のクラスターとして現れる傾向がありますが、火成性モナザイトは岩石全体に均一に分布している傾向があります。また、熱水性モナザイトは通常、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で簡単に識別できます。

モナザイトの地質年代学は、変成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、環境の変化に応じて既存の岩石に生じる鉱物学的および組織的変化のことです。変成作用は、続成作用温度（約 200 °C）以上、融点（> 800 °C）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、より重要なことに、さまざまな温度と圧力（PT）でのさまざまな鉱物の安定性に依存します。同様の温度と圧力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、変形中の鉱物の変化のほとんどは、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よく見られます。^{[6]モナザイトの帯状分布は、連続したモナザイト形成イベントを反映しています。それらは、}状態図の単一の圧力-温度（PT）ループに沿った反応から形成される場合もあれば、PTを変えない反応から形成される場合もあります。変成イベントの場合、モナザイトは複数のPTループとの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PT条件と関連付けることです。これにより、PTループに時間的制約を加え、岩石の変成史を明らかにする包括的な圧力-温度-時間ループを形成できます。^[6]

さまざまなPT範囲での変成作用では、ガーネットや石英などのさまざまな斑状変成岩が形成されることがよくあります。モナザイト粒子は、斑状変成岩の包有物としてよく見られます。ホスト鉱物のモナザイトは耐熱性が非常に高いため、これらの包有物は、800℃を超える温度に長時間さらされても、年代がリセットされることがありません。 ^[35]これにより、斑状変成岩の年代の上限を制限し、関連する変成イベントを制限することができます。

例えば、サスカチュワン州北部のニール湾地域の変成岩は、高度（高圧力/温度）変成作用を受けた後、隆起（上昇）した。^[36]ガーネットの斑状変成岩は高度変成作用中に形成され、菫青石の斑状変成岩はその後の隆起中に形成された。両方の斑状変成岩には、それぞれ1910 Maと1840 Maの年代測定されたモナザイト包有物が含まれている。そして、基質モナザイトは1800 Maの年代測定である。したがって、高度変成作用は1910 Ma以降1840 Maより前に発生し、隆起は1840 Ma以降に発生し、最終的な焼きなまし（鉱物の冷却と粗大化）は1800 Maに発生したと解釈される。^[36]

上記と同じ状況で、ガーネット中のモナザイト包有物は、母岩のモナザイトより若いか、古いか、または同年代である可能性があります。両方とも、系統的な分布がなく、年代の範囲が広い場合もあります。^[37]これらのシナリオは、さまざまな変成経路と条件を表していると解釈され、変成反応のさまざまな複雑なシーケンスをもたらします。

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。鉱物は成長中に特定の元素を優先的に摂取します。たとえば、モナザイトはサイズが大きくな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が少なくなります。したがって、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1つです。

変成岩の全体システムを考えると、元素分別を示す他の鉱物があります。モナザイトの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に大きな影響を与えます。^{[20] [29]}この相互作用は、鉱物の形成と分解によって引き起こされることが多く、PT経路のさまざまな段階の結果です。^{[19] [39]}したがって、分別に関連する帯状の年代測定は、変成作用に時間的制約を課すのに役立ちます。

最も研究されているシステムは、リン酸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します。ゼノタイムの分別力が最も高く、次にガーネット、モナザイトの順です。ガーネットとモナザイトを含む時計回りの PT 経路の単純化されたケースでは、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。ただし、温度が一定点まで上昇すると、モナザイトの縁の周りで部分溶融(アナテクティック) が起こり、Y が溶融物に放出されます。その後、システムが冷却され、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、変成作用のピーク（変成経路の最高温度）の間に起こりますが、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。ただし、最後の順行成長縁（最低Y）と最初の後アテクティック成長縁（最高Y）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、その結果、成長する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の含有量が高いです。^[29]ガーネットが変成作用の後期に分解し始めると、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の分離の程度も温度と関係していることが分かっており、温度計として使用され、PT経路の温度制約を提供します。^[40]

変形イベントのタイミングは、地質構造研究の重要な要素の 1 つです。岩石、岩脈、深成岩間の大規模な横断関係は、変形に対して一定ではあるが比較的広い時間的制約を与えます。モナザイトは変形組織、反応組織、亀裂に組み込まれる可能性があるため、モナザイトの微細組織と微細組織を研究することで、変形イベントの年代をより簡単に特定できます。^[2]

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。たとえば、レッグス湖剪断帯の動きに関連する変成反応により、ガーネットが部分的にコーディエライトに置き換えられました。^[29]この反応により、Y含有量の高い新しいモナザイトも生成され、約1850 Maの年代が判明しました。この年代は剪断のタイミングとして解釈されています。

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、剪断より少し遅れて起こる可能性がある。^[41]つまり、モナザイトの年代は剪断年代と厳密には一致しないかもしれないが、他の方法よりも正確な年代を提供する。

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、葉理に沿って並んだ細長い粒子として存在することがあります。モナザイトは剪断前に形成され、剪断中に整列したか、剪断と同時に形成されたと解釈できます。^[3]これにより、剪断年代の上限が示されます。たとえば、モナザイトの年代が 800 Ma である場合、剪断年代は 800 Ma より古いことはできません。

しかし、モナザイトは剪断後ずっと後に他の鉱物の葉理に沿って成長したとも解釈できる。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。既存の葉理に沿ったモナザイトは、葉理に沿った両端で成長する傾向がある。^[3]粒子の両端に沿って、異なる組成と年代のモナザイトのオーバーグロースが見つかった場合、モナザイトのオーバーグロースの年代は剪断よりも新しい可能性が高い。

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した、単一のモナザイト結晶の破砕とオフセットが観察されています。^[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しています。さらに、新しいモナザイトが後に成長して、破砕によって生じた空間を埋め、時間的制約を完全に覆す可能性があります。^[2]たとえば、新しいモナザイトの年代が1200 Maの場合、変位はおそらく1375〜1200 Maの間に発生しました。

砕屑性モナザイト粒子は、既存の岩石の風化と浸食によって生成され、堆積盆地に運ばれます。砕屑性モナザイトには、供給源地域の地質学的歴史を保存する帯状パターンが含まれています。盆地の砕屑性モナザイトを調査することは、供給源地域の変成、地殻変動、熱水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、構造の進化、堆積源を見つけるのにも役立ちます。^[2]たとえば、最も新しい年代の領域は、すぐに浸食と堆積が続く供給源岩の隆起を表している可能性があります。

続成モナザイトは、堆積岩の岩石化中または後に形成されたモナザイトです。モナザイトは、堆積物の続成作用中に他の鉱物上または細孔空間で成長することが観察されています。 ^[2]続成モナザイトの研究は、特に化石の年代制御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]

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]チェコ共和国ピセケホリ地域の3つの地域で示されました。