Монацит геохронология - Monazite geochronology

Иллюстрация, показывающая возрастную карту и структуру зональности зерна монацита. Более яркий цвет представляет пожилой возраст. Отредактировано по Уильямсу, 1999.^[1]

Монацит геохронология это техника свидания изучать геологическую историю с помощью минеральная монацит. Это мощный инструмент в изучении сложной истории метаморфических пород в частности, а также огненный, осадочный и гидротермальный горные породы.^[2][3] При датировании в качестве часов используются радиоактивные процессы в монаците.

Уникальность геохронологии монацита заключается в высокой термической стойкости монацита, что позволяет сохранять информацию о возрасте на протяжении всей геологической истории.^[3][4][5] По мере роста монацита он образует последовательные поколения разного состава и возраста, обычно не стирая предыдущие, образуя зональные структуры в монаците.^[2] Из-за возрастной зональности датирование следует проводить по отдельным зонам, а не по всему кристаллу. Также текстуры кристаллов монацита могут представлять определенные типы событий. Следовательно, требуются методы прямой выборки с высоким пространственным разрешением, чтобы изучать эти крошечные зоны по отдельности, не повреждая текстуры и зональности.^[3]

Преимущество геохронологии монацита заключается в возможности связать состав монацита с геологическими процессами. Определение возраста композиционных зон может означать определение возраста геологических процессов.

Распад U и Th на Pb

Дальнейшая информация: Радиометрическое датирование § Основы радиометрического датирования

Монацит это редкоземельный элемент фосфатный минерал, с химической формулой, например (Ce, La, Nd, Th, Y) PO₄. В небольшом количестве появляется как акцессорный минерал во многих магматических, метаморфических и осадочных породах.^[2] Минералы монацита содержат значительное количество радиоактивный элементы Чт и U, которые запускают радиоактивные процессы. Эти два элемента делают этот минерал подходящим для радиометрическое датирование.^[6]

В радиоактивных процессах три нестабильных родительских изотопа распадаются на свои соответствующие стабильные дочерние изотопы Pb. Каждый следующий цепочка распада состоящий из альфа и бета-распад, родительские изотопы ²³⁸U, ²³⁵U и ²³²Th, распадаются на серию промежуточных дочерних изотопов и, наконец, приводят к стабильным изотопам, ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb соответственно. Каждая цепочка распада имеет уникальный период полураспада, что означает, что дочерние изотопы генерируются с разной скоростью.^[6]

Процессы распада можно упростить с помощью следующих уравнений, в которых не учитываются все промежуточные дочерние изотопы.^[6]

${\displaystyle ^{238}U\rightarrow ^{206}Pb+8\alpha +6\beta ^{-}+Energy\quad \lambda _{238}=1.55125{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=9842yr}$

${\displaystyle ^{235}U\rightarrow ^{207}Pb+7\alpha +4\beta ^{-}+Energy\quad \lambda _{235}=9.8485{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=1550yr}$

${\displaystyle ^{232}Th\rightarrow ^{208}Pb+6\alpha +4\beta ^{-}+Energy\quad \lambda _{232}=4.9475{e}^{-10}yr^{-1}\quad t_{1/2}=3086yr}$

где α представляет альфа-частица, β⁻ представляет собой бета-частица, λ представляет постоянная распада и т_½ представляет собой полуживой.^[6]

Геохронология монацита изучает соотношение родительских изотопов к дочерним изотопам (изотопное соотношение) и вычисляет, сколько времени прошло с момента начала накопления дочерних изотопов.^[6]

Радиометрический возраст и геологический возраст

Радиометрический возраст представляет собой время, когда начинается процесс распада. Геологический возраст представляет время, когда происходит геологическое событие. Манипулирование изотопными отношениями может дать нам только радиометрический возраст. Чтобы определить геологический возраст, нам нужно знать взаимосвязь между ними. Другими словами, как геологические события влияют на радиоактивную систему в монаците? На самом деле радиоактивная система подобна цифровым «часам», а геологические процессы - замене батареи. Когда вставляется новая батарейка, эти «часы» начинают отсчет с 00:00. Этот процесс мы называем механизмом сброса возраста. В монаците восстановление возраста связано с потерей Pb.^[7] Pb непрерывно образуется в результате распада U и Th, поскольку радиоактивная система (часы) начинает работать. Чем больше Pb (или меньше U и Th) содержится в системе, тем больше времени прошло. Если весь Pb внезапно удаляется из монацита в результате геологического события (замена батареи), возраст снова становится нулевым (00:00). Прежде чем думать, какие именно геологические события вызывают потерю Pb (см. Раздел «Интерпретация и применение»), важно знать два механизма, вызывающих потерю Pb в монаците.^[7]

Механизмы потери Pb

Твердотельная диффузия

Температура закрытия для датирования U-Pb

Минеральная	Тc для датировки U-Pb (° C)[8]
Титанит	600–650
Рутил	400–450
Апатит	450–500
Циркон	>1000
Монацит	>1000

Твердое состояние распространение это чистое движение атомов в твердом теле фаза, из области более высокой концентрации в область более низкой концентрации. Легко представить себе диффузию в жидкой фазе как растекание чернил в воде. Твердотельная диффузия Pb - это чистый обмен Pb в твердом минерале с внешней средой, которая обычно представляет собой жидкость. В большинстве случаев Pb переносится из минерала во флюид, что приводит к потере Pb и, следовательно, к восстановлению возраста.^[9]

Скорость диффузии увеличивается с температурой, поскольку атомы движутся быстрее. Однако по мере того, как минерал остывает и кристаллическая структура становится более полной, диффузия родительских и дочерних изотопов замедляется и, наконец, становится незначительной при определенной температуре.^[9] Эта температура закрытия (Т_c) зависит от размера, формы кристалла, скорости охлаждения и коэффициента диффузии, который, в свою очередь, варьируется для каждого минерала и радиоактивной системы.^[9] То есть выше T_c, Pb постоянно теряется, а радиоактивные часы показывают ноль. Как только температура упадет ниже T_c, система закрывается, и часы начинают отсчет.^[9]

Монацит характеризуется высокой способностью удерживать Pb даже при высоких температурах в течение длительного периода. Температура закрытия монацита в системе U-Th-Pb выше 800 ° C, что намного выше, чем у других обычных минералов.^{[5][9][10][11]}

Растворение-осаждение с помощью жидкости

Последовательный рост зерен монацита путем растворения-осаждения при помощи жидкости. (1) Монацит (оранжевый) растворяется во время реакции перед контактом с жидкостью (желтый). (2) Монацит выпадает в виде измененного монацита с новым химическим составом (розовый) (3) Реакция продолжается, и жидкость транспортируется к фронту реакции по путям инфильтрации. (А) Реакция прекратилась из-за перекристаллизации выпавшей фазы (темно-оранжевый). (В) Реакция прекратилась из-за изменения в реакционной системе (синий).

В отличие от твердотельной диффузии, растворение-осаждение с помощью жидкости происходит ниже T_c. Взаимодействие между минеральной фазой и сосуществующей жидкой фазой во время геологических событий напрямую способствует этому процессу. Это химическая реакция, вызванная стабилизацией системы от минимизации Свободная энергия Гиббса.^[12] Реактивная жидкость присутствует в виде катализатор и источник реагентов для реакции.

Если геологический процесс создает подходящий флюид и температуру, монацит растворяется по мере контакта с флюидом (фронт реакции) и повторно осаждается в виде измененного монацита с новым химическим составом. Скорости растворения и повторного осаждения одинаковы, так что исходная минеральная фаза всегда находится в контакте с осаждающейся фазой, разделенной только тонким слоем жидкости в качестве реакционной среды.^[13][14] Как только реакция активируется, она продолжается. Фронт реакции перемещается к центру исходного монацита, оставляя после себя новообразованный монацит, образуя структуру ядро-край.

Состав выпадающей фазы зависит от состава флюида и температуры. Во время большинства реакций Pb эффективно удаляется, а осаждающаяся фаза не содержит свинца.^[7] Следовательно, возраст вновь сформированного обода сбрасывается, представляя время этого чередования.

Есть два основных фактора, которые могут вызвать прекращение реакции. (А) Реакция прекращается из-за перекристаллизации осаждающейся фазы, удаляя все пути проникновения жидкости. Это приводит к образованию флюидных включений в монаците. (В) Реакция прекращается из-за изменения в системе, такого как состав флюида и монацита, что делает эту реакцию более не реактивной.^[13]

Значение для геохронологии монацита

Диапазон геологических процессов при различных температурах, зарегистрированных монацитом, цирконом и апатитом при U-Pb датировании

Поскольку диффузия реагентов между фазой растворения и фазой осаждения является медленной, жидкость необходима для обеспечения легкого переноса реагентов. Тем не менее, по мере протекания реакции растворяющаяся фаза и жидкость разделяются твердой фазой осаждения, блокируя перенос реагентов. Следовательно, в фазе осаждения должна быть некоторая взаимосвязанная пористость, которая позволяет жидкости проникать и подпитывать фронт реакции.^[13]

Большинство других геохронометров обычно имеют гораздо более низкую температуру закрытия. Когда они подвергаются воздействию температуры выше T_c, вся информация о возрасте будет сброшена, информация о прошлых геологических событиях будет потеряна. Напротив, поскольку монацит имеет высокий T_c, даже если он может испытывать более молодой полноценный метаморфизм при высоких температурах вполне вероятно, что предыдущая геологическая история сохранится. Кроме того, растворение-осаждение обычно вызывается геологическими событиями, такими как метаморфизм, деформационное и гидротермальное чередование ниже T_c. Каждое из этих событий записывает новую информацию о возрасте, ускоряя создание нового домена, не стирая старую информацию. Следовательно, вполне вероятно, что монацит хранит полную историю поколений.^[2]

Монацит и циркон - два минерала, которые обычно используются в геохронологии для изучения геологической истории.^[15] Оба они демонстрируют высокие температуры закрытия, что делает их пригодными для регистрации магматических и метаморфических событий. Однако на протяжении своей геологической истории они ведут себя по-разному.^[16] Как правило, монацит лучше подходит для регистрации метаморфизма (возраста рекристаллизации) с различными зональными схемами по возрасту и составу. Циркон не так реактивен, как монацит, во время метаморфических реакций и лучше подходит для регистрации магматических событий (эпох похолодания).^[17] Более того, монацит подходит для датирования относительно низкотемпературного метаморфизма, например амфиболитовой фации, чем циркона.^[16]

Зональность монацита

Зональность характерна для монацита. Одно зерно монацита может содержать домены совершенно разного состава и возраста. Эти области широко распространены для представления эпизодов геологической истории с ростом или перекристаллизацией монацита.^[3][18] Ключ к геохронологии монацита - это выяснить, какие геологические события или окружающая среда представляет домен, путем сравнения его химического состава с минеральной стабильностью и реакциями. Таким образом, возраст события представлен возрастом домена.

Идеальная формула монацита [LREE (PO₄)] изменение состава в основном связано с химическим замещением легкие редкоземельные элементы (РЗЭ) в монаците другими элементами. Одной из распространенных замен является обмен между LREE на Th и Ca и P на Si с образованием хуттонит [Чт(SiО₄)] и брабантит [CaTh(PO₄)₂]. Поскольку все три минерала имеют одинаковую химическую структуру, они представляют собой три участники в их Твердый раствор, что означает, что они появляются в той же твердой фазе, где происходят замещения. Важно отметить, что образцы композиционной зональности могут не совпадать, когда мы рассматриваем разные элементы, а возрастная зональность может вообще не иметь отношения к композиционной зональности. (см. изображения из раздела: процедуры анализа) Таким образом, нужно быть очень осторожным при увязке зон. В природном монаците зональность может быть сложной и трудно интерпретируемой. Ниже мы описываем некоторые простые схемы химического зонирования и связанные с ними интерпретации. Модели зонирования, связанные с вулканической активностью, обычно легко интерпретировать. Однако те, что связаны с метаморфизмом, более сложны.^[2]

Концентрическое зонирование

Концентрическая зональность: монацит растет новыми последовательными слоями с различным составом

Секторная зональность: разные элементы кристаллизовались преимущественно на разных гранях кристалла.

Зонирование ядра и края: измененный край, окружающий исходное ядро, образовался в результате реакции растворения-осаждения

Схемы зонирования монацита. Интенсивность цвета представляет собой концентрацию определенного элемента. Отредактировано по Уильямсу, 2007 г.^[2]

Одним из способов образования монацита является кристаллизация из магматический расплав. Картина концентрической зональности отражает изменяющийся состав расплава, который влияет на состав кристаллизующегося монацита.^[19]

Зонирование секторов

Секторная зональность также связана с кристаллизацией монацита в расплаве. Однако некоторые элементы могут иметь тенденцию кристаллизоваться на определенных хрустальное лицо. Это приводит к неравномерному росту и составу.^[19]

Зонирование сердцевины и края

Зональность керна-каймы обычно связана с растворением-осаждением при помощи флюидов в метаморфических реакциях, образующих последовательные оторочки, каждая с новым составом. Состав жидкости и метаморфическая степень (H / T) - важные факторы в составе обода.

Другие схемы зонирования

Пятнистые и неоднородные схемы зонирования - более сложные зоны. Интерпретации обычно непростые.

Знакомства подходы

Изотопное датирование и химическое датирование - два типичных метода, используемых в геохронологии монацитов. Оба метода используют радиоактивную природу Th и U в монаците.

Изотопные датировки

Дальнейшая информация: Уран-свинец датирование

Изотопное датирование требует измерения изотопной концентрации радиоактивного U и Th, а также радиогенного Pb в монаците. Рассматривая каждую цепочку распада в системе U-Th-Pb независимо, можно получить три классических изохронных уравнения:

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

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

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

где ${\displaystyle {\bigl (}\quad {\bigr )}_{0}}$ представляет собой начальное соотношение изотопов при сбросе системы, t представляет время после сброса системы, а λ²³⁸, λ²³⁵ и λ²³² константы распада ²³⁸U, ²³⁵U и ²³²Соответственно че.

Комбинации использования вышеуказанных уравнений, таких как датировка U-Th-Pb, U-Pb знакомства и датирование Pb-Pb, требуют различных уровней методов анализа и предлагают различные уровни точности и точности. Общая погрешность измерения возраста составляет 2σ (например,^[17][20]).

Химическое датирование / датирование по общему содержанию свинца

Химическое датирование требует измерения содержания элементов U, Th и Pb, но не изотопов. U-Th-общее датирование Pb, также известное как электронное микрозондовое датирование U-Th-Pb, измеряет содержание трех элементов с помощью электронный микрозонд, и вычисляет возраст (t) по приведенному ниже уравнению.

$${\displaystyle Pb={\frac {Th}{232}}[\exp(\lambda ^{232}t)-1]208+{\frac {U}{238.04}}0.9928\times [\exp(\lambda ^{238}t)-1]206+{\frac {U}{235}}0.0072\times [\exp(\lambda ^{235}t)-1]207}$$

где Pb, Th и U - концентрации в миллионных долях, а λ²³², λ²³⁵ и λ²³⁸ константы распада ²³²Чт, ²³⁵U и ²³⁸U соответственно.

Чтобы результаты химического датирования были достоверными, необходимы следующие допущения:^[2][21]

1. Нерадиогенный свинец незначителен по сравнению с радиогенным свинцом.
2. Никаких изменений U / Th / Pb, кроме радиоактивности, не произошло.

Первое предположение имеет тенденцию быть верным, поскольку монацит вряд ли будет включать Pb во время своего роста. Содержание нерадиогенного Pb во многих лабораторных испытаниях оказалось очень низким, почти всегда менее 1 ppm.^[21] Наиболее частой ошибкой, возникающей из этого предположения, является загрязнение свинцом во время подготовки образца.^[22] Второе предположение обычно оправдывается конкордантным поведением минерала, наблюдаемым при испытаниях. Это означает, что система либо полностью перезагружена, либо полностью не затронута геологическими процессами, частичный сброс системы не производится. Незначительные ошибки могут возникнуть из-за незначительных помех во время массообмена.^[21]

Теоретически монацит имеет высокое содержание Th (обычно от 3 до 15% и до 25% от его веса) и U (обычно от сотен частей на миллион и до 5% в концентрации). Таким образом, Pb накапливается с высокой скоростью в результате радиоактивных процессов. Менее чем за сотни лет он достигает уровня, достаточно высокого, чтобы его можно было точно измерить с помощью электронного микрозонда.^[21]

Методы анализа

Возрастная и композиционная зональность, а также текстура монацита свидетельствуют о последовательном росте кристалла во время дискретных геологических событий. Объем информации, которую можно получить, во многом зависит от методов анализа, используемых в геохронологии.

Сравнение обычного анализа и анализа на месте

Обычный анализ

Традиционно монацит отделяют от образцов растворением и химическими методами. Отдельные или фракции кристаллов отбираются для датировки, обычно термоионизационная масс-спектрометрия (ТИМС). Это означает, что один возраст генерируется для одного кристалла монацита или для группы кристаллов. Полученная информация о возрасте явно противоречива и неточна, поскольку даже в одном кристалле монацита присутствуют зоны разного возраста. Кроме того, механическое разделение монацита часто разрушает связанную текстурную и пространственную информацию в кристаллах монацита, что имеет решающее значение для интерпретации взаимосвязей между доменами и геологической средой.^[23]

Анализ на месте

	Обычный анализ	Анализ на месте
Отбор проб	Физическое / химическое разделение	Прямой отбор проб
Цель знакомства	Единичные / фракции зерен	Возрастные домены
Датированный возраст	Непоследовательный	Последовательный
Текстура сохранилась?	Нет	да

По указанным выше причинам потребность в анализе на месте растет. На месте означает анализ зерен монацита в их исходных вмещающих породах без разделения (см. на месте ) таким образом, что текстура и структура зональности остаются нетронутыми, чтобы раскрыть более полную геологическую историю вмещающей породы.^[2][18] Для анализа на месте требуются методы прямого отбора проб, высокое пространственное разрешение и точность. С развитием технологий появляется все больше и больше инструментов измерения, таких как лазерная абляция масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой (LA-ICPMS) и лазерный микрозондовый масс-спектрометр (LMMS) способны на такой анализ.

Процедуры анализа

Ниже показана общая процедура датировки монацита. Характеристики и процедуры различны для каждого инструмента измерения, особенно для методов подготовки проб и датирования.^[24] Подробная информация о некоторых распространенных инструментах измерения описана в разделе «Инструменты измерения».

1. Базовые приготовления
2. Идентификация и картография монацита
3. Составление карт монацита
4. Карта возраста монацита
5. Количественное знакомство

Подготовка проб: тонкие срезы известняковых пород.

Идентификация монацита: Иллюстрация, показывающая изображение образца породы с монацитом в отраженных электронах (в центре белым цветом). Отредактировано по Уильямсу, 1999.^[1]

Составное отображение: Иллюстрация, показывающая рентгеновскую карту состава зерна монацита. Более яркий цвет означает более высокую концентрацию. Отредактировано по Уильямсу, 1999.^[1]

Количественное датирование: гистограмма измеренных возрастов, показывающая две возрастные зоны в монаците. Отредактировано по Уильямсу, 1999.^[1]

Иллюстрация возрастной карты зерна монацита. Более яркий цвет соответствует старшему возрасту. Отредактировано по Уильямсу, 1999.^[1]

Базовые приготовления

Как при обычном датировании, так и при датировании на месте тонкий срез интересующего камня подготовлен.^[2] Сначала алмазной пилой вырезается тонкий слой камня и шлифуется, чтобы он стал оптически плоским. Затем его устанавливают на предметное стекло из стекла или смолы и шлифуют абразивным зерном. Конечный образец обычно имеет толщину всего 30 мкм.^[2]

Идентификация и картография монацита

Зерна монацита обозначены знаком съемка изображений с использованием обратно рассеянных электронов или / и электронный микрозондовый анализ (EMPA) путем картирования концентрации отличительного Ce в монаците. Два изображения обычно накладываются друг на друга, чтобы одновременно отразить текстуру образца и расположение монацита.^[3]

Составление карт монацита

Зерна монацита, которые демонстрируют полезные отношения с микроструктурами или минералами-хозяевами, отбираются для составления карт. Основные элементарные карты, а иногда и следовые элементные карты создаются при большом увеличении с помощью электронного микрозондового рентгеновского картирования, чтобы показать структурные зональные структуры.^[25] Карты элементарного Y, Th, Pb, U оказались полезными для идентификации составных областей в монаците.^[2]

Карта возраста монацита

Предполагаемый возраст рассчитывается по композиционной карте путем анализа концентраций Th, Pb и U методом датирования по общему свинцу.^[2] Затем результат используется для создания возрастной карты, которая приблизительно идентифицирует все возрастные области.^[2]

Количественное знакомство

Выбирается ряд пятен в пределах возрастной области, которые затем точно датируются с помощью инструментов измерения методом изотопного датирования.^[2] Затем результаты анализируются статистически, чтобы дать точный возраст каждой возрастной области.^[2]

Методы измерения

Выбор различных традиционных методов анализа или анализа на месте влияет на разрешение, точность, пределы обнаружения и стоимость геохронологии монацита. Недавний аналитический прогресс в системе U-Th-Pb в природном монаците был достигнут в основном благодаря (1) Масс-спектрометрия с термической ионизацией изотопного разбавления (ID-TIMS), (2) Вторично-ионная масс-спектрометрия (ВИМС), (3) Масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой с лазерной абляцией (LA-ICP-MS) и (4) Электронные микрозондовые анализы (EMPA).^[24]

Обычный анализ

Термоионизационная масс-спектрометрия изотопного разбавления

Дальнейшая информация: Термическая ионизационная масс-спектрометрия

В 1950-х годах Альфред Ниер разработал методику ID-TIMS, которая впоследствии стала первым инструментом, использованным в геохронологии монацитов. Поскольку этот метод включает химическое разделение монацита (изотопное разбавление), он считается обычным методом анализа. Обычно измерение U-Pb занимает несколько часов. Точность даты составляет около 0,1% при условии, что возрасты совпадают (т. Е. Даты не отражают смешение зональностей). Он считается наиболее точным методом в геохронологии монацитов.^[24]

Зерна минералов монацита тщательно отбираются для датирования. В них добавляют индикаторный раствор и растворяют в HF или HCl. С помощью ионный обмен химия, U, Th и Pb отделены от других элементов.^[26] Цели разделения: (1) потенциальные изобарические помехи должны быть устранены перед анализом из-за высокой чувствительности и низкой разрешающей способности TIMS; (2) ионизации интересующих элементов могут препятствовать другие элементы, что приводит к уменьшению размера сигнала и точности.^[24]

Отделенные образцы U, Th и Pb осторожно кладут на металлическую нить накала, которая обычно изготавливается из Re. Элементы нагреваются и ионизируются до соответствующих ионов, которые ускоряются в сильном магнитном поле и измеряются детектором.

Раствор индикаторов представляет собой раствор с известным количеством изотопов индикаторов U и Pb. Из-за элементного фракционирования оба элемента не могут быть измерены одновременно с помощью TIMS. Поэтому раствор индикатора используется для измерения отношения изотопов пробы к изотопам индикаторов. Для датировки отношения конвертируются в моли изотопов образца.

Анализ на месте

Следующие ниже методы измерения применимы к анализу на месте, который включает прямой отбор образцов зерен монацита с помощью падающего ионного луча или лазера.

Масс-спектрометрия вторичных ионов (ВИМС)

Дальнейшая информация: Масс-спектрометрия вторичных ионов

Старый магнитный сектор SIMS от производителя CAMECA

SIMS - это масс-спектрометрии метод измерения мелкомасштабных элементных и изотопных вариаций образцов.^[27] Его способность проводить измерения в точках с узким диаметром (10–40 мкм) делает его полезным инструментом для датирования небольших (<100 мкм) минеральных зерен и отдельных доменов внутри монокристалла. ВИМС может достигать точности ~ 3%.^[24] Чувствительный ионный микрозонд высокого разрешения (SHRIMP) широко известен как мощный инструмент среди SIMS.^[24]

SIMS анализирует состав минеральной поверхности (несколько мкм) с помощью распыление поверхность со сфокусированным первичным ионный пучок под вакуумом. Вторичные ионы, высвобождаемые из минерала, ускоряются, измеряются и анализируются в масс-спектрометре.Образцы анализируются поочередно со стандартом известных элементных или изотопных соотношений, чтобы определить соотношения в образце для датирования.

Лазерная абляция масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой (LA-ICPMS)

Дальнейшая информация: Масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой

Применение LA-ICPMS в геохронологии U-Pb началось в 1990-х годах. Поскольку он обеспечивает относительно короткий и дешевый анализ с высоким пространственным разрешением, он стал наиболее часто используемым методом геохронологии монацитов.^[24] Точность LA-ICPMS ограничена стандартной вариабельностью, которая составляет около 2% от данного возраста.^[28]

Поверхность минерального образца распыляется лазером внутри ячейки для образца. Аблированные частицы собираются и включаются в газ-носитель. Полученные аэрозоли анализируются масс-спектрометром для датировки. Твердотельный или газовый лазер с короткой длиной волны обычно используется в качестве системы лазерной абляции в геохронологии.

Электронный микрозондовый анализ (EMPA)

Дальнейшая информация: Электронный микрозонд

EMPA используется в геохронологии монацитов, особенно для химического датирования на месте (датирование по общему содержанию свинца).^[3] Высокое содержание U, Th и Pb в монаците соответствует требованиям, вытекающим из относительно более высокого нижнего предела обнаружения. Таким образом, EMPA - это быстрый и недорогой метод химического датирования с высоким разрешением (примерно 1 мкм) для выяснения истории роста монацита.^[29] Он может достигать точности 5–10 млн лет в монаците с высоким содержанием свинца и 10–20 млн лет в монаците с низким содержанием свинца.^[3]

Толкование и применение

Геохронология монацита может выявить сложную геологическую историю, зафиксированную в зернах минерала монацита. Характерный состав и возраст каждой области или зоны представляют собой прошлое геологическое событие определенного возраста. Ключевой задачей геохронологии монацитов является правильное соотнесение текстур и составов в каждой области с соответствующими геологическими событиями, которые их сформировали.^[6]

Даже одно зерно монацита может раскрыть сложную историю, в которой геологические события могут быть взаимосвязаны или совпадают, что затрудняет различение. Раздел ниже призван кратко объяснить, как данные о составе и возрасте интерпретируются для связи различных типов событий.^[6]

Кристаллизация расплава

Дальнейшая информация: Кристаллизация

Понимание магматического петрология монацита важна для определения возраста кристаллизации Магматические породы. Монацит обычно присутствует как вспомогательный минерал в низко-CaO. глиноземистый гранитоиды, от диориты, слюдяной граниты к пегматиты.^[2] Причина низкого содержания CaO, вероятно, состоит в том, что расплавы с высоким содержанием CaO способствуют образованию апатит и алланит но не монацит.^[30] Обычно он формируется из магматизм с привлечением карбонатный тает но не мафический плутоны или лава. Эти породы обычно содержат экономические РЗЭ. рудные месторождения, что делает геохронологию монацита важной в горных разработках.

Простейшая зональность монацита, показывающая последовательную кристаллизацию расплавов, - это концентрическая зональность, при которой новые слои монацита кристаллизуются от края к краю вокруг уже существующего ядра. Обода часто изменяются в составе из-за преимущественного включения определенных элементов в кристаллическую решетку. Например, рассматривая замкнутую систему, Th предпочтительно включается в структуру минерала монацита, оставляя расплав, обедненный Th. Следовательно, более старый монацит около ядра зерна богат Th, в то время как более молодой монацит содержит меньше, что приводит к уменьшению Th по краю в виде концентрической зональности. Изучение состава и возрастных изменений этих кайм помогает ограничить время и скорость кристаллизации, а также состав расплава, особенно для пород, в которых нет циркона.^[31]

Система монацит - чералит - хуттонит

Геохронология монацита также может выявить магматическая дифференциация такие события, как смешение магмы, когда магматическая камера развивается в другой состав. Изоморфная замена - один из примеров. Это форма замещения, при которой один элемент заменяется другим без изменения кристаллической структуры. В случае монацита редкоземельные элементы заменяются на Ca и Th.

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

Различные уровни замещения образуют ряд композиций с участники монацит [2REE (PO₄)], брабантит [Ca, Th (PO₄)₂] и хуттонита [2ThSiO₄]. Уровень замещения обычно зависит от состава расплава и геологической среды.

Гидротермальные изменения

Иллюстрация, показывающая кластеры, образованные множеством кристаллов. Отредактировано по Шандлу (2004)

Гидротермальные процессы обычно связаны с магматическими процессами. Геохронология монацита помогает изучать эволюцию от магматических процессов к гидротермальным процессам,^[32] и выявление более поздних гидротермальных изменений,^[33] что жизненно важно при изучении рудообразования.

Хотя трудно отличить магматический монацит от гидротермального монацита, анализ текстуры и структуры монацита может помочь отличить их.^[34] Гидротермальные монациты имеют тенденцию появляться группами из множества кристаллов, в то время как магматические монациты имеют тенденцию появляться однородно распределенными по породе. Кроме того, гидротермальные монациты обычно содержат низкий уровень ThO.₂ содержание.^[34] Эти отличительные особенности могут быть легко идентифицированы с помощью текстурного и композиционного анализа в геохронологии монацитов.

Метаморфизм

Геохронология монацитов обычно рассматривается как мощный инструмент для раскрытия истории метаморфизма. Метаморфизм - это минералогические и текстурные изменения в ранее существовавших породах в ответ на изменение окружающей среды на различные температуры и давления. Это происходит при температуре выше диагенез (~ 200 ° C) и ниже таяние (> 800 ° С). Минеральный комплекс, образованный метаморфизмом, зависит от состава материнской породы (протолит ) и, что более важно, стабильность различных минералов при разной температуре и давлении (P-T). Набор минеральных ассоциаций, которые образуются при одинаковых температуре и давлении, называется метаморфические фации. Большинство минеральных изменений во время захоронения пород, поднятий, гидротермальных процессов и деформаций связаны с реакциями метаморфизма.^[6]

Монацит обычно встречается во многих метаморфических породах, особенно в тех, которые образованы из пелиты и песчаники.^[6] Зональность в монаците отражает последовательные события образования монацита. Они могут быть образованы в результате реакций в одном контуре давление-температура (P-T) в фазовая диаграмма, или реакции без изменения P-T. Для метаморфического события, монацит образуется в результате реакций с более чем одной петлей P-T.^[6]

Цель геохронологии монацита - связать эти события / реакции образования монацита с условиями P-T. Затем мы можем наложить временные ограничения на петли P-T, образуя исчерпывающие петли давления-температуры-времени, раскрывающие историю метаморфизма горных пород.^[6]

Включения монацита в метаморфических порфиробластах и ​​матриксе

(1–3) Упрощенная диаграмма, показывающая генерации включений монацита в различных порфиробластах и ​​матриксе.

Путь P-T, связанный с образованием порфиробласта и матрицы с включениями монацита

Другой порфиробласты подобный гранату и кварцу часто образуются при метаморфизме в различных диапазонах P-T. Зерна монацита часто встречаются в виде включение в порфиробластах. Поскольку основной минерал монацит достаточно термостойкий, эти включения защищены от восстановления возраста даже при длительном воздействии температуры выше 800 ° C.^[35] это позволяет нам ограничить верхний предел возраста порфиробластов и, следовательно, связанных с ними метаморфических событий.

Например, метаморфическая порода в районе залива Нил на севере Саскачевана подверглась высокой оценка (высокий P / T) метаморфизм с последующей эксгумацией (поднятием).^[36] Порфиробласт гранат образовался в ходе метаморфизма высокой степени, в то время как порфиробласт кордиерит образовалась при последующей эксгумации. Оба порфиробласта содержат включения монацита, датированные 1910 и 1840 млн лет соответственно. И матрица монацит датируется 1800 млн лет. Таким образом, считается, что метаморфизм высокой степени произошел после 1910 млн лет назад и до 1840 млн лет, в то время как эксгумация произошла после 1840 млн лет, а окончательный отжиг (охлаждение и укрупнение минералов) произошел через 1800 млн лет.^[36]

В тех же условиях, что и выше, включения монацита в гранате могут быть моложе, старше или имеют такой же возраст, как матричный монацит. Оба они могут даже иметь широкий диапазон возрастов без систематического распределения.^[37] Эти сценарии интерпретируются как представляющие различные пути и условия метаморфизма, дающие различные или сложные последовательности метаморфических реакций.

Элементное фракционирование между монацитом и силикатами

Элементное фракционирование относится к разнице между количеством элемента, включенного в твердую минеральную фазу, и количеством, оставшимся в жидкой фазе. Минералы демонстрируют преимущественное поступление определенных элементов во время роста. Например, по мере увеличения размера монацита он предпочтительно включает Th в свою кристаллическую структуру, что приводит к уменьшению количества доступного Th во флюиде для будущего роста монацита. Таким образом, более молодой монацит обычно имеет более низкое содержание Th.^[38] Это одна из основных причин изменения состава монацита.

Если рассматривать всю систему метаморфических пород, есть и другие минералы, которые демонстрируют элементное фракционирование. Взаимодействие между фракционированием монацита и этими другими минералами оказывает большое влияние на композиционную зональность монацита.^[20][29] Взаимодействие часто вызывается образованием и разложением минералов, которое является результатом различных стадий на пути P-T.^[19][39] Таким образом, датирование зонирования, связанного с фракционированием, помогает наложить временные ограничения на метаморфизм.

Путь P-T, соответствующий образованию ядра с низким содержанием Y и обода монацита с высоким содержанием Y

Наиболее изученной системой является иттрий (Y) фракционирование между фосфатным монацитом и силикатами, гранатом и ксенотимом. Все три минерала преимущественно фракционируют Y, но они образуются и распадаются на разных стадиях метаморфизма. Xenotime имеет самую высокую фракционирующую способность, затем гранат, а затем монацит. В упрощенном случае пути P-T по часовой стрелке с участием граната и монацита, гранат растет по прямой траектории с непрерывным включением Y, поэтому содержание Y в монаците, образующемся на этой стадии (прогрессивном), должно постепенно уменьшаться с увеличением содержания. Однако при повышении температуры до определенного значения частичное плавление (анатектика) монацита возникает по его краю, выделяя Y в расплавы. По мере того, как система позже охлаждается и расплав кристаллизуется, повторно выращенный монацит будет иметь более высокое содержание Y.^[18] Частичное плавление обычно происходит во время пика метаморфизма (самая высокая температура на пути P-T), но информация о возрасте и химическая информация на этой стадии не регистрируется, поскольку монацит плавится. Тем не менее, возраст последнего ободка прямого роста (самый низкий Y) и первый постанатектический отросток (самый высокий Y) обычно ограничивает время частичного таяния.^[20]

Другой сценарий включает образование или распад граната, влияя на Y и HREE (тяжелые редкоземельные элементы ) содержание в окружающей среде, следовательно, содержание растущего монацита.^[19] В основном, монациты, выращенные до образования граната, имеют более высокое содержание Y и HREE, чем те, которые образовались во время или после образования граната.^[29] По мере того, как гранат начинает разрушаться на более поздней стадии метаморфизма, образуются каймы монацита, богатые Y и HREE.

Установлено, что степень фракционирования Y между гранатом и монацитом также связана с температурой. Таким образом, он используется в качестве термометра, обеспечивая температурные ограничения на пути P-T.^[40]

Деформация

Выбор времени деформационных событий - один из важных компонентов тектонического исследования. Крупномасштабные сквозные связи между породами, дайками и плутонами обеспечивают определенные, но относительно широкие временные ограничения на деформацию. Монацит может быть включен в деформационные ткани, текстуры реакции и трещины; Таким образом, изучение микротканей и микроструктур монацита предлагает более простой метод датировки события деформации.^[2]

Деформационно-метаморфические реакции

События деформации могут вызвать метаморфические реакции, в результате которых образуется монацит. Например, метаморфическая реакция, связанная с движением в зоне сдвига Legs Lake, частично заменила гранат кордиеритом.^[29] Эта реакция также привела к образованию нового монацита с высоким содержанием Y, датируемого примерно 1850 млн лет назад. Возраст интерпретируется как время стрижки.

Реакции образования монацита могут происходить немного позже, чем сдвиг, после того, как горные породы пришли в новое равновесие в ответ на новое давление окружающей среды.^[41] Это означает, что возраст монацита не может быть точно эквивалентен возрасту стрижки, но он обеспечивает более точный возраст, чем другие методы.

Деформационные ткани из монацита

Зерно монацита совмещено с слоистостью S1. Новые заросли монацита нарастают по направлению S1. Отредактировано по Маккой, 2005.^[42]

Монацит может образовываться в тканях в результате деформации. Монацит может присутствовать в виде удлиненных зерен, выровненных по слоистости. Можно интерпретировать, что либо монацит образовался до сдвига и выровнялся во время сдвига, либо образовался одновременно с сдвигом.^[3] Таким образом, он обеспечивает верхний предел возраста стрижки. Например, если возраст монацита составляет 800 млн лет, возраст сдвига не может быть старше 800 млн лет.

Однако это также можно интерпретировать как рост монацита вдоль слоистости других минералов спустя долгое время после сдвига. Эта проблема может быть решена путем анализа доменов состава монацита. Монацит вдоль существующего слоения будет иметь тенденцию к росту на двух концах вдоль слоения.^[3] Если мы сможем найти наросты монацита с разным составом и возрастом вдоль двух противоположных концов зерна, вероятно, что дата нарастания монацита моложе, чем сдвиг.

Излом монацита

Принципиальная схема, показывающая излом монацита и повторное заполнение монацита. Кристалл монацита более светлого цвета раскалывается сдвигом. Позже вдоль трещины образуется новый монацит нового состава и более темного цвета. Изменено из Shaw (2001).^[43]

Наблюдались трещины и смещения в единственном кристалле монацита, имитирующие разрушение книжной полки в крупномасштабном событии разрушения.^[43] Трещиноватое зерно датируется 1375 млн лет назад, что указывает на то, что крупномасштабное перемещение произошло после этой даты. Более того, новый монацит может позже вырасти и заполнить пространство, созданное трещиной, полностью закрывая временные ограничения.^[2] Например, если возраст нового монацита составляет 1200 млн лет, смещение, вероятно, произошло между 1375–1200 млн лет.

Осадочные события

Детритовый монацит

Дальнейшая информация: Детрит (геология)

Зерна обломочного монацита образуются в результате выветривания и эрозии ранее существовавших пород, а затем переносятся в [[осадочные бассейны]. Обломочный монацит содержит схемы зональности, которые сохраняют геологическую историю исходного региона. Изучение обломочного монацита в бассейне не только помогает реконструировать метаморфическую, тектоническую и гидротермальную историю исходного региона, но также определить возраст осадконакопления, структурную эволюцию и источники наносов в бассейне.^[2] Например, область с самым молодым возрастом может представлять собой эксгумацию нефтематеринской породы, за которой следует немедленная эрозия и отложение.

Диагенетический монацит

Дальнейшая информация: Диагенез

Диагенетический монацит - это монацит, образовавшийся во время или после литификация осадочных пород. Наблюдалось, что монацит растет на других минералах или в поровых пространствах во время диагенеза отложений.^[2] Изучение диагенетического монацита является хорошим методом для изучения возраста, геохимической и термической эволюции осадочных бассейнов, в частности, в докембрийском периоде с небольшим контролем возраста ископаемых.^[44]

Промышленное использование

Данные по U-Th-Pb и возрасту монацита могут быть использованы в качестве ценного инструмента для разведка.^[45] Это было показано для 3 населенных пунктов в Писецких горах, Чехия.

использованная литература

1. Уильямс, М. Л., Джерцинович, М. Дж., И Терри, М. П. (1999). Картирование возраста и датировка монацита на электронном микрозонде: деконволюция многоступенчатой ​​тектонической истории. Геология, 27 (11), 1023–1026.
2. Уильямс, М. Л., Джерцинович, М. Дж., И Хетерингтон, К. Дж. (2007). Микрозондовая геохронология монацита: понимание геологических процессов путем интеграции состава и хронологии. Ежегодный обзор наук о Земле и планетах, 35 (1), 137.
3. Уильямс, М. Л., и Йерцинович, М. Дж. (2002). Микрозондовая геохронология монацита: учет абсолютного времени в микроструктурном анализе. Журнал структурной геологии, 24 (6), 1013–1028.
4. Кроули, Дж. Л., и Гент, Э. Д. (1999). Электронно-микрозондовое исследование U – Th – Pb систематики метаморфизованного монацита: роль диффузии Pb в сравнении с разрастанием и перекристаллизацией. Химическая геология, 157 (3), 285–302.
5. Смит, Х.А., и Джилетти, Б. Дж. (1997). Диффузия свинца в монаците. Geochimica et Cosmochimica Acta, 61 (5), 1047–1055.
6. Пэрриш, Р. Р. (1990). U-Pb датирование монацита и его применение к геологическим проблемам. Канадский журнал наук о Земле, 27 (11), 1431–1450.
7. Сейду-Гийом, А. М., Пакетт, Дж. Л., Виденбек, М., Монтель, Дж. М., и Генрих, В. (2002). Экспериментальная переустановка U – Th – Pb систем в монаците. Химическая геология, 191 (1), 165–181.
8. Флауэрс, Р. М., Боуринг, С. А., Таллох, А. Дж., И Клепейс, К. А. (2005). Время захоронения и эксгумации в глубоких корнях магматической дуги, Фьордленд, Новая Зеландия. Геология, 33 (1), 17–20.
9. Додсон, М. Х. (1973). Температура закрытия в охлаждающих геохронологических и петрологических системах. Вклад в минералогию и петрологию, 40 (3), 259–274.
10. Черняк, Д. Дж., Уотсон, Э. Б., Гроув, М., и Харрисон, Т. М. (2004). Диффузия Pb в монаците: комбинированное исследование RBS / SIMS. Geochimica et Cosmochimica Acta, 68 (4), 829–840.
11. Браун И., Монтель Дж. М. и Николет К. (1998). Электронное микрозондовое датирование монацитов из высокосортных гнейсов и пегматитов Хондалитового пояса Кералы на юге Индии. Химическая геология, 146 (1), 65–85.
12. Путнис, А. (2002). Реакции замещения минералов: от макроскопических наблюдений до микроскопических механизмов. Минералогический журнал, 66 (5), 689–708.
13. Уильямс, М. Л., Ерчинович, М. Дж., Харлов, Д. Э., Будзынь, Б., и Хетерингтон, К. Дж. (2011). Сброс возраста монацита во время гидротермальных изменений. Химическая геология, 283 (3), 218–225.
14. Харлов Д. Э., Вирт Р. и Хетерингтон К. Дж. (2011). Флюидно-опосредованные частичные изменения в монаците: роль сопряженного растворения-переосаждения в перераспределении элементов и переносе массы. Вклады в минералогию и петрологию, 162 (2), 329–348.
15. Эйерс, Дж. К., Дункл, С., Гао, С., и Миллер, К. Ф. (2002). Ограничения по времени пика и ретроградного метаморфизма в метаморфическом поясе сверхвысокого давления Даби-Шань, восточно-центральный Китай, с использованием U – Th – Pb датирования циркона и монацита. Химическая геология, 186 (3), 315–331.
16. Рубатто Д., Уильямс И. С. и Бьюик И. С. (2001). Реакция циркона и монацита на прогрессивный метаморфизм в хребте Рейнольдса в центральной Австралии. Вклад в минералогию и петрологию, 140 (4), 458–468.
17. Рубатто, Д., Чакраборти, С., и Дасгупта, С. (2013). Временные рамки плавления земной коры в кристаллах Верхних Гималаев (Сикким, Восточные Гималаи), выведенные на основе хронологии монацита и циркона, содержащих следы элементов. Вклад в минералогию и петрологию, 165 (2), 349–372.
18. Пайл, Дж. М., и Спир, Ф. С. (2003). Четыре поколения роста акцессорной фазы в мигматитах низкого давления из юго-западного штата Нью-Гэмпшир. Американский минералог, 88 (2–3), 338–351.
19. Чжу, X. К., & О'нионс, Р. К. (1999). Зонирование монацита в метаморфических породах и его значение для высокотемпературной термохронологии: тематическое исследование из льюизианского ландшафта. Письма о Земле и планетологии, 171 (2), 209–220.
20. Корри, С. Л., и Кон, М. Дж. (2011). История метаморфизма центральных Гималаев, региона Аннапурна, Непал и значение для тектонических моделей. Бюллетень Геологического общества Америки, 123 (9–10), 1863–1879.
21. Монтель, Дж. М., Форе, С., Вешамбр, М., Николет, К., и Провост, А. (1996). Электронное микрозондовое датирование монацита. Химическая геология, 131 (1), 37–53.
22. Шеррер, Н. К., Энги, М., Гнос, Э., Якоб, В., и Лихти, А. (2000). Анализ монацита; от пробоподготовки до микрозондового датирования возраста и количественного определения РЗЭ. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 80 (1), 93–105.
23. Пакетт, Дж. Л., и Тьеполо, М. (2007). Изотопное U – Th – Pb датирование монацита с высоким разрешением (5 мкм) с помощью эксимерной лазерной абляции (ELA) -ICPMS. Химическая геология, 240 (3), 222–237.
24. Schoene, B. (2014). 4.10-U – Th – Pb Геохронология. Трактат по геохимии, второе издание, изд. Эльзевир, Оксфорд, 341–378.
25. Тиммерманн, Х., Дёрр, В., Кренн, Э., Фингер, Ф., и Зулауф, Г. (2006). Традиционная геохронология и геохронология на месте кристаллической толщи Тепла, Богемский массив: значение для процессов, связанных с образованием монацита. Международный журнал наук о Земле, 95 (4), 629–647.
26. Крог, Т. Э. (1973). Метод с низким уровнем загрязнения для гидротермального разложения циркона и извлечения U и Pb для определения изотопного возраста. Geochimica et Cosmochimica Acta, 37 (3), 485–494.
27. Симидзу, Н., Семет, М. П., и Аллегр, К. Дж. (1978). Геохимические приложения количественного ионно-микрозондового анализа. Geochimica et Cosmochimica Acta, 42 (9), 1321–1334.
28. Сильвестр, П. Дж. (2008). LA‐ (MC) ‐ICP ‐ MS Тенденции в 2006 и 2007 годах с особым упором на погрешности измерений. Геостандарты и геоаналитические исследования, 32 (4), 469–488.
29. Махан, К. Х., Гонсалвес, П., Уильямс, М. Л., и Джерцинович, М. Дж. (2006). Датирование метаморфических реакций и потока флюидов: приложение к эксгумации гранулитов с высоким содержанием фосфора в зоне сдвига в масштабе земной коры на западе Канадского щита. Журнал метаморфической геологии, 24 (3), 193–217.
30. Ватт, Г. Р., и Харли, С. Л. (1993). Акцессорные фазы контролируют геохимию расплавов земной коры и реститов, образующихся при недонасыщенном водой частичном плавлении. Вклад в минералогию и петрологию, 114 (4), 550–566.
31. Миллер Б. В., Феттер А. Х. и Стюарт К. Г. (2006). Плутонизм в трех орогенных импульсах, восточная провинция Блю-Ридж, южные Аппалачи. Бюллетень Геологического общества Америки, 118 (1–2), 171–184.
32. Шальтеггер, У., Петке, Т., Аудетат, А., Реуссер, Э., и Генрих, К.А. (2005). Магматическая гидротермальная кристаллизация в W-Sn-минерализованном моле-граните (Новый Южный Уэльс, Австралия): Часть I: Кристаллизация циркона и РЗЭ-фосфатов за три миллиона лет - геохимическое и U-Pb геохронологическое исследование. Химическая геология, 220 (3), 215–235.
33. Таунсенд, К. Дж., Миллер, К. Ф., Д'Андреа, Дж. Л., Айерс, Дж. К., Харрисон, Т. М., и Коат, К. Д. (2001). Низкотемпературное замещение монацита в граните Иретеба, Южная Невада: геохронологические последствия. Химическая геология, 172 (1), 95–112
34. Шандл, Э. С., и Гортон, М. П. (2004). Текстурное и геохимическое руководство по идентификации гидротермального монацита: критерии отбора образцов для датировки эпигенетических гидротермальных рудных месторождений. Экономическая геология, 99 (5), 1027–1035.
35. Монтель, Дж. М., Корнпробст, Дж., И Вильцеуф, Д. (2000). Сохранение старых U-Th-Pb возрастов в экранированном монаците: пример из герцинских кинзигитов Бени-Бусера (Марокко). Журнал метаморфической геологии, 18 (3), 335–342.
36. Копф, К. Ф. (1999). Деформация, метаморфизм и магматизм в милонитовом треугольнике Восточная Атабаска, северный Саскачеван: последствия для архейской и раннепротерозойской структуры земной коры Канадского щита.
37. Катлос, Э. Дж., Гилли, Л. Д., и Харрисон, Т. М. (2002). Интерпретация возрастов монацитов, полученных с помощью анализа in situ. Химическая геология, 188 (3), 193–215.
38. Кон, М. Дж., И Маллой, М. А. (2004). Формирование монацита путем прогрессивных метаморфических реакций среди обычных силикатов: значение для определения возраста. Geochimica et Cosmochimica Acta, 68 (1), 101–113.
39. Пайл, Дж. М., и Спир, Ф. С. (1999). Иттриевая зональность в гранате: сопряжение основной и вспомогательной фаз в реакциях метаморфизма. Геологическое материаловедение, 1 (6), 1–49.
40. Пайл, Дж. М., Спир, Ф. С., Рудник, Р. Л., и Макдоноу, В. Ф. (2001). Равновесие монацит – ксенотим – гранат в метапелитах и ​​новый монацит – гранатовый термометр. Журнал петрологии, 42 (11), 2083–2107.
41. Макфарлейн, К. Р., Коннелли, Дж. Н., и Карлсон, В. Д. (2006). Контрастный отклик монацита и циркона на термопечать при высоких температурах. Lithos, 88(1), 135–149.
42. Маккой, А. М., Карлстром, К. Э., Шоу, К. А., и Уильямс, М. Л. (2005). Протерозойское происхождение Минерального пояса Колорадо: система зоны сдвига 1,4 млрд лет в центральном Колорадо. Регион Скалистых гор: развивающаяся тектоника, геохимия и геофизика литосферы, 71–90.
43. Шоу, К. А., Карлстром, К. Э., Уильямс, М. Л., Йерцинович, М. Дж., И Маккой, А. М. (2001). Электронно-микрозондовое датирование монацита ок. 1,71–1,63 млрд лет и ок. Деформация 1,45–1,38 млрд лет в зоне сдвига Хоумстейк, Колорадо: происхождение и ранняя эволюция устойчивой внутриконтинентальной тектонической зоны. Геология, 29 (8), 739–742.
44. Эванс, Дж. А., Заласевич, Дж. А., Флетчер, И., Расмуссен, Б., и Пирс, Н. Дж. Г. (2002). Датировка диагенетического монацита в глинистых породах: сдерживание нефтяного окна ?. Журнал Геологического общества, 159 (6), 619–622.
45. Местан, Ян; Волак, Либор; Шефчик, Дэвид (01.01.2015). Меркель, Бродер Дж .; Араб, Алиреза (ред.). Уран - проблемы прошлого и будущего. Издательство Springer International. С. 249–258. Дои:10.1007/978-3-319-11059-2_29. ISBN  9783319110585.