地 球 化 学 45，113―128（2011）
Chikyukagaku（Geochemistry）45，113―128（2011）2010年度日本地球化学会賞受賞記念論文

EPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン
年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開
鈴 木 和 博＊
（2011年4月4日受付，2011年5月31日受理）

Development of the Th-U-total Pb isochron method andits application to the subgrain dating of U- andTh-bearing accessory minerals
Kazuhiro SUZUKI ＊＊The Center for Chronological Research, Nagoya University
Furo-cho, Chikusa-ku, Nagoya 464-8602, JapanThe wide utilization of radiometric ages for orogen analyses would not been possible without monazite and zircon that are sufficiently robust to preserve their original U and Th and accumulated radiogenic Pb even through overgrowth during high temperature geologic events.
Monazite and zircon discriminate strongly against the daughter Pb during crystallization. The
CHIME (chemical Th-U-total Pb isochron method) is a new approach to the dating of
micrometer-sized domains in monazite and zircon grains on the basis of the precise EPMA
analyses of Th, U and Pb. Although the EPMA dating inherits the classic Th-U-Pb chemical dating, the CHIME method provides a significant advantage by adopting the regression-based technique that has the ability to work with minerals containing substantial initial Pb. The age- andcomposition-mapping can identify two or more chronologically homogeneous domains that are
separated by age gaps within a single grain. Critical comments include the chemical criteriathat discriminate possibly concordant EPMA zircon and monazite analyses from discordant
ones. The in-situ CHIME dating and mapping of zircon and monazite in polished thin sections
coupled with compositional mapping of associate garnet has a great chronological potential forthe analysis of the detailed sequence of geologic events. The improved CHIME method revealed
that (1) the garnet granulite and the eclogite in the Hongseong area of the Gyeonggi Massif
within the Korean Peninsula have different evolutional histories as opposed to the current viewof the formation by a single Permo-Triassic collision, (2) the widespread Permo-Triassic paragneiss in the massif are in fact an exotic metamorphic terrain thrusted over the Proterozoic basement complex at ca. 240 Ma, and (3) Permo-Triassic overprints on the latter are attributable tocontact metamorphism from the hot allochthon.
Key words: CHIME, Subgrain dating, Age mapping, Monazite, Zircon, EPMA

１．は じ め にCHIME 年代測定法（Chemical Th-U-total Pb Iso-chron Method）は，電子プローブマイクロアナライザ（EPMA）でモナザイトやジルコンといった鉱物
粒子の微小領域に含まれる Th，U，Pb を定量して，粒子各部分の形成年代（サブグレイン年代）を決定す＊名古屋大学年代測定総合研究センター〒464―8602 愛知県名古屋市千種区不老町

る 地 質 年 代 測 定 法 で あ る（Suzuki

andAdachi,1991）。この方法は，通常の研磨薄片を使って，in

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situ に3μm 程度の高空間分解能な測定ができること

つの岩石中のジルコン粒子群は，系が閉じていれば，や鉱物粒子の年代マッピングができることを特徴とす

横 軸 に207Pb/235U，縦 軸 に206Pb/238U を と っ た 図 上 のる。CHIME 法の最初の論文（Suzuki et al., 1991）

concordia と呼ぶ曲線上の一点を占める。データ点がから20年になろうとしている。開発当時，20世紀限

concordia より下にプロットされて直線的に配列するりの技術と予想した CHIME 法は，岩石組織と対応のが discordia である（Wetherill, 1956; Tilton et al.,できる年代測定法として，今日でも利用され続けてい1957など）。この現象は Pb の連続拡散（Tilton, 1960る。しかし，SIMS 等の高空間分解能化と in situ なな ど），熱 イ ベ ン ト に 伴 う 不 連 続 拡 散（Wetherill,

測定技術は確実に進歩しているので，CHIME 法が役

1956など），あるいは両方の原因の組合せ（Allègre et

目を終える日はそれほど先ではないかもしれない。

al., 1974）で起きると考えられてきた。concordia とCHIME 年代測定法については既に本誌（鈴木ほdiscordia の上方交点をジルコンの結晶年代，下方交

か，1999）を始めとして，多くの雑誌等（鈴木，2005，

点を変成年代とするのは不連続拡散モデルを採用した

2006，2010）で紹介してき た。本 稿 で は，CHIME解釈である。

年代測定法を開発した背景，concordant と推定されSchärer and Allègre（1982）は Pikes Peak batho-

る EPMA 分析値の選別基準，年代マッピングについlith 産の1×0.3 mm 大のジルコン粒子を11個に分割て解説し，最後に大陸衝突帯の延長と考えられている

して，各分割片の U-Pb 年代を測定した。このようなコリア半島の京畿地塊の年代解析に触れてみたい。

微少量試料の年代測定はバックグランドを1〜2 pg 以

２．CHIME 年代測定法開発の背景下まで低くして初めて実現できるように な っ た。
EPMA 年代測定を模索する立場からみると，Schärer

1980年代まで，日本の地質年代測定の主流は K-Ar

and Allègre（1982）の重要な示唆はジルコン粒子の法と Rb-Sr アイソクロン法であった。一方，1970年

分割片には高 U でありながら concordant のものがあ代までの高温造山帯を取り扱う研究は花崗岩類を岩体ることである。同じ 頃，Krogh（1982）は，ジ ル コ（マグマが定置して固結した単位）に区分して，そのン粒子の外側を空気研磨で削り取ることによって，地質学的な新旧関係を明らかにすることに力点を置いconcordant あるいは concordant に近い U-Pb 年代をていた。高温変成帯の同構造時花崗岩と後構造時花崗得た。彼はジルコン粒子の外側の高 U 領域が discor-

岩には有意の年代差が期待されたが，閉止温度の低い

dance を生じるのであって，粒子の内側の領域は con-

K-Ar 法では年代差を検出できなかった。代わって，cordant であると考えた。

Rb-Sr 全岩アイソクロン法が花崗岩類の年代測定に適ジルコン粒子に concordant な領域が存在すること用された。しかし，アイソクロンを引くことができなが判ってから，サブグレイン年代測定法の研究が盛ん

いか，あるいは得られた年代が地質学的な新旧関係とになり，discordance の原因は殆ど顧みられなくなっ

調和しない花崗岩体が少なからずあった。これは，後た。Suzuki（1987a）は，EPMA 分析でジルコン 中に Sr 初生値の不均質に起因する（例えば Tsuboi andの U と Th に対する Pb の過不足が Pb の濃度勾配に

Suzuki, 2003）ことが確かめられたが，同時に Rb-Sr

調和しないことを明らかにし，フィッショントラック

全岩アイソクロン法には適用限界があることも明らか

を通路にした Rn の移動が discordance の原因と考えにした。

た。こ の モ デ ル に 従 う と，discordia の 下 方 交 点 を熱イベントが累積した造山帯の年代解析には閉止温度の高い鉱物の年代測定が必要である。世界的にみるフィッショントラックが塞がった時期（熱イベント）と見なすことができる。

と古くからジルコンの U-Pb 系が利用されてきた。しAnderson and Hinthorne（1972）は ARL-SIMSかし，日本では U-Pb 年代測定法そのものが九州大学を使って初めてジルコンのサブグレイン年代測定を試を除いて育たなかった。これは，法規制によって，核みた。当時の SIMS は204Pb を測定するだけの感度が燃料物質であるウランの取り扱いが難しかったことが無く，また Pb/U も測定できなかったため，実質は未原因かもしれない。

補正の207Pb/206Pb 年代に過ぎなかった。しかし，彼らジルコンの U-Pb 年代測定にも重要な問題点が残っの研究（Anderson and Hinthorne, 1973）から導かていた。その一つは inheritance（結晶中の古い年代れる予測―Pb/U 比が一定の試料では二次イオンののコア）であり，もう一つが discordance である。一

Pb＋/U＋比 と UO＋/U＋比 が 比 例 関 係―が，後 の SIMSEPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開

115による標準試料を使った U-Pb 年代測定に大きく貢献とが重要である。マグマ分化末期のペグマタイトに産している。この二次イオンの比例関係に基づき，珪酸

出する鉱物には，結晶時の Sr が無視できるくらい少塩鉱物やガラス標準物質を使って SIMS 年代測定をな く て，数％の Rb2O を 含 む も の が あ る。Ahrens

行ったのが Hinthorne et al.（1979）である。彼らの（1946）は lepidolite（Li―雲 母）な ど の Rb/Sr 比 を測定でも，SIMS の質量分解能が不十分なため，分子分光化学的に測定して Rb-Sr 年代を推定した。

イオンの干渉補正が必要であった。Hinton and Long

ウラン鉱物も一般に初期鉛が少ない。ウランの放射（1979）は質量分解能3200の AEI-SIMS で Pb を測能の発見から僅か10年後に，Boltwood（1907）は U

定したが，高質量分解能化のために感度が低下して1の壊変定数を1×10−10/y とし，石炭紀から先カンブリ

測定に数時間を要した。実用的な SIMS とするため

ア紀までのウラニナイト9試料の U と Pb を化学分析には，高感度化と約5000以上の質量分解能を同時にして410〜2200 Ma の年代を得た。Holmes（1911）

実現する必要があった。オーストラリア国立大学のは U の 壊 変 定 数 を1.22×10−10/y に 改 め て BoltwoodCompston 教授のグループは，大阪大学の松田久教授（1907）の 年 代 を 再 計 算 す る と 共 に，新 た に ノ ル（Matsuda, 1974）考案のイオン光学系を採用して，

ウェー産デボン紀のウラニナイトの U と Pb を化学

1974年に高感度高質量分解能の SIMS の開発に着手

分析（17分析値）して370 Ma の年代を与えた。このし，1981年に SHRIMP（Sensitive High-Resolution

時代，U の同位体や壊変系列の詳細はもとより，ThIon Micro-Probe）の運用を開始した。

の壊変で Pb が生じることも知られていなかった。

204

世界がジルコンのサブグレイン年代測定を模索する

Holmes が化学的年代測定に Th の壊変を組み込んだ中で，名古屋大学理学部地球科学教室（現，環境学研のは1914年以降である。Holmes は主にウラニナイト

究科地球環境科学専攻）の岩石学鉱床学講座と構造地を測定試料として年代を 測 定 し た が，1948年 に は質学講座も，造山帯の形成過程や堆積岩の後背地を解Cornwall 産のモナザイトを年代測定した（Holmes

析するために，モナザイトやジルコンといった副成分

and Smales, 1948）。ただし，モナザイトの化学的年
Sarkar（1941）であろう。Sarkar

鉱物の年代測定を目指した。我々の目指す年代測定法

代測定の先達はは，フィールド主軸の立場から，（1）省時間，（2）極の測定したモナザイト（インド，Gaya 地域のペグマ

力簡便，（3）大量測定，（4）ミクロンスケールの高タイト産）は Th＝10.55 wt.％，U＝0.23 wt.％，Pb＝

空間分解能でなければならなかった。しかし，技術的0.49 wt.％で，年代は965 Ma であった。この年代はにも金銭的にもハードルが高くて目に見える進展がGaya 地域のペグマタイトを生じた Satpure 造山運動ない中で，我々は SHRIMP を使った衝撃的な論文の同位体年代（1050-905 Ma; Lal et al., 1976に収録）（Compston et al., 1984）を目にすることになったに良く一致している。

（この研究は1982年の第30回 The American Society

20世紀前半に実施された化学的年代測定の最後をfor Mass Spectrometry 年会で報告）。SHRIMP の出

飾 っ た の が Larsen ら の Pb- 法（Larsen

現はジルコンの inheritance と discordance の問題を1952）である。この方法はジルコンの年代測定の重同時に解決したのである。この時点で，我々は馴染み要性を指摘した点で意義がある。当時，質量分析計でのある EPMA を使った化学的な年代測定に方針を定

Pb の同位体を測定するには mg オーダーの試料（ジめた。

ルコンに換算すると100 g 程度）が必要であったに違

３．化学的年代測定の歴史

et

al.,

いない。通常の岩石から100 g のジルコンを分離するのは至難の業である。Larsen らは，Pb を分光化学法

Th-U-Pb 系の同位体年代測定は Nier（1939）に始で定量し， 線強度を U＋Th 量に換算して，1 g 以

まる。しかし，Kulp et al.（1954）のレビューに収録

下の量のジルコンで年代を測定した。Pb- 法のジルされた Th-U-Pb 同位体年代は28個に過ぎない。1950

コン年代は，一般に，地質学的な関係と調和したの年までに報告された地質年代の多くは親核種と娘核種で，ジルコン年代測定の必要性が一気に高まった。

の量比を化学分析で測定する化学的年代測定で求めら

1954年 に 出 版 さ れ た Nuclear Geology の Table 9にれてきた。この方法では，対象とする鉱物が結晶時に98個の Pb- 法が収録されているほどである。Pb―

親核種を大量に取り込み，且つ，娘核種とその同位体

法が同位体希釈法（ID-TIMS）を使ったジルコンのを殆ど取り込まないという結晶化学的な特徴を持つこ年代測定（Tilton et al., 1955）を開花させたと言え

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る。同時に，自らを含めた古典的な化学的年代測定法

wt.％のモナザイトの PbO 量は0.0421 wt.％である。

を葬り去った。

EPMA には0.005 wt.％程度までの低濃度成分を定量

４．CHIME 年代測定

分析する能力がある（Suzuki, 1987b）が，そのような低濃度領域の定量ではバックグランドも正確に測定

CHIME 年代測定は，EPMA の微小領域分析を使っすることが重要となる（鈴木ほか，1999; 鈴木，2005;て，化学的 Th-U-Pb 年代測定を発展させたものであSuzuki and Kato, 2008）。バックグランドとピークのる。CHIME 法以前に，Cameron-Schimann（1978），

X 線強度を長時間（800〜1,000 s）積算することによParslow et al.（1985），Bowles（1990）が EPMA をり，中新世のモナザイト（ThO2＝5〜12 wt.％，UO2

使ってウラニナイトの化学的年代測定を実施した。

＝0.3〜4 wt.％，PbO＝0.006〜0.017 wt.％）でも±10

CHIME 年代測定は，より普遍的に産出するモナザイ％の 確 度 で 年 代 が 決 定 で き る よ う に な っ て き たトやジルコンをターゲットにしたことで，視野を格段（Imayama and Suzuki, 2011）。

に広げた。しかし，その反面，EPMA 分析が一段とモナザイトやジルコンなどの EPMA 分析では，Pb

難しくなった。モナザイトやジルコンはウラニナイトの特性 X 線に対する Th・U の特性 X 線の干渉に加えより圧倒的に Th や U（結果として娘核種の Pb）がて，希 土 類 元 素 や Y の 特 性 X 線 の 干 渉 も あ る

少ない。ジルコンの ThO2と UO2の含有量は最大でも（Suzuki et al., 1990; Suzuki and Adachi, 1991）。

3 wt.％程度，多くの場合は ThO2＜0.3 wt.％，UO2＜

Pb の 分 析 に M 線（5.287 A）を 使 う と Nb-L

1.2 wt.％である（Fig. 1; Suzuki and Yogo, 1986）。1（ 5.238 A ）， Th-Mζ1 （ 5.245 A ）， Y-L 2,3 （ 5.283

億年前に結晶した UO2＝1 wt.％のジルコン中の PbOA），Nb-L

量 は0.0134 wt.％に 過 ぎ な い。1億 年 前 の ThO2＝10

線 が 干 渉 し，M 線（5.076 A）を 使 う と U-Mζ2

3

2, 15

（5.310 A），Th-Mζ2 （5.331 A）の1次

Fig. 1 Compositional variation of zircons in the Inagawa Granite, the Busetsu Granite, theNaegi Granite, the Inada Granite and the Hiroshima granite (data source: Suzuki and
Yogo, 1986).

EPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開

117（5.050 A），Nb-L 1（5.036 A）の1次 線 が 干 渉 する。ピークの周辺には共存元素の1次線や高次線が存

ThO＊
2 ＝ThO2＋在する。鉱物ごとに分析に使用する特性 X 線の種類｛

やバックグランドの測定位置を最適化して干渉補正を

UO2×WThWU {exp
（λ2τ）
−1｝

exp
（λ5τ）
＋137.88 exp（λ8τ）−1｝ （3a）138.88施す必要がある。更に，日本国内では U や Th の純物質の使用が困難であるため，PbM 線に対する U とTh の干渉補正と UM 線に対する Th の干渉補正を天UO＊
2 ＝UO2＋
ThO2×WU×138.88
｛exp
（λ2τ）
−1｝
｛exp
（λ5τ）
＋137.88 exp（λ8τ）−138.88｝
WTh

然鉱物等の測定から見積もらざるを得ないという難し
さもあ る。EPMA 測 定 の プ ロ ト コ ル は Suzuki and（3b）Kato（2008）に記載してある。
天然の Th は質量数232の核種を主とし，U は主に＊
ここで得られた ThO＊
2 あるいは UO2 とセットになっ

質量数235と238の核種からなる。これらの核種は放ている PbO に X 線計測の誤差を組み込んでアイソク

射壊変して Pb を蓄積する。鉱物中の全鉛は，壊変起ロン図を作成し，その勾配（m）と切片（Pbi）を求源の鉛と初期鉛（Pbi）の合量である。

める。この勾配を（4a）式または（4b）式に代入して，年代の第1近似値（T）を計算する。第2段階は，

全 Pb＝Pbi＋208Pb ＋207Pb＋206Pb

年代の第1近似値（T）を（2）式のτに代入して，各＝Pbi＋232Th
｛exp
（λ2τ）
−1｝

＊
測定点の ThO＊
2 あるいは UO2 を再換算する。そして＋235U｛exp（λ5τ）−1｝＋238U｛exp
（λ8τ）
−1｝

（1）

第1段階と同じように，アイソクロンの m と Pbi を求めて年代の第2近似値を計算する。このプロセスを繰

式中のλは壊変定数（λ2＝4.9475×10−11，λ5＝9.8485

り返し，Pbi 補正した，より確かな年代（T）を求め

× 10−10 ， λ8 ＝ 1.55125 × 10−10 ; Steiger and Jäger ,る。PbO の分子量（WPb）は Th/U 比に応じて異なる

1977）である。U の同位体比の現在値137.88（Stei-

が，（4a）式では224，（4b）式では222と簡略化して

ger and Jäger, 1977）を使って，
（1）式は

よい。

全 Pb＝Pbi＋Th
｛exp
（λ2τ）
−1｝
exp
（λ5τ）
＋137.88 exp
（λ8τ）
＋U
｛
−1｝（2）
138.88と書き直せる。EPMA で Th，U，Pb を定量すると，（2）式の Pbi とτが未知数として残る。CHIME 法

T＝

1
WTh
ln
（1＋m
）
λ2
WPb

（4a）

WU exp（λ5T ）＋137.88 exp（λ8T ）−1 （4b）
m＝
138.88
WPb

では，同時に形成された領域の多数の測定点のデータ

鉱物粒子によっては，同時に形成された領域の Thを用いて，Pbi を一定と仮定（厳密には，この仮定はや U の含有量がほぼ一定のことがある。また，同時

andに形成された領域が狭くて十分な数のデータセットがAdachi, 1991）。アイソクロンを描くには，半減期が得られないこともある。このような場合にはアイソク

異なる Th と U の両方から生じる鉛を，あたかも Th

ロンが描けないので，Pbi＝0と仮定して（2）式から

あるいは U から生じたように換算する必要がある。

算出したτ（あるいはその統計値）に測定誤差を付け

まず，測定した ThO2，UO2，PbO の分析値のセットて『見かけ年代』とする。モナザイトの Pbi は Th や成立しない）してアイソクロンを描く（Suzuki

から，Pbi＝0として（2）式の年代（τ）を算出する。

U の壊変で生じる Pb に比べて十分に小さいことが多次に，このτを（3a）式または（3b）式に代入して，い（Williams et al., 1983; Corfu, 1988）。しかし，次測定 ThO2と測定 UO2に相当する量の PbO を生じるの東清花崗岩体の例に見られるように，常に無視でき

仮 想 的 ThO あ る い は UO を 計 算 す る。
（3a）式 とる程に小さいという保証はない。

＊
2

＊
2

（3b）式 の WTh と WU は ThO2と UO2の 分 子 量 で ある。

中国の吉林省南東部に位置する東清花崗岩体は含ザ
クロ石両雲母モンゾ花崗岩と含ザクロ石白雲母アルカ
リ長石花崗岩から構成されている。この花崗岩のモナ
ザイト同位体（Th-Pb）年代は208 Ma（Fang, 1992）

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で あ り，白 雲 母 の K-Ar 年 代（156 Ma と160 Ma，

スポットほど見かけ年代が古くなる傾向がある

Fang, 1992），Rb-Sr 鉱物アイソクロン年代（162±4（Fig. 2c）
。これは東清花崗岩体のモナザイトが初期

Ma，Wu et al., 2004），Sm-Nd 鉱物アイソクロン年

鉛を含んでいたことを示唆する。もし，初期鉛の存在

代（162±4 Ma，Wu et al., 2004）より明らかに古い。

だけで Th-Pb 年代が208 Ma になったと仮定すると，モナザイト粒子は振動状および分域状に組成累帯しThO2＝1 wt.％で も 初 期208PbO 量 は20 ppm と な る。

て い る。し か し，年 代 的 な 不 均 質 は 見 ら れ な い

これは，Pbi（30±17 ppm）に比べて大きすぎるが，（Fig. 2a; Sun et al., 2008）。従って，208 Ma の Th-岩体を構成する岩石が20〜35 ppm の Pb を含むのでPb 年代は inherited domain との混合年代ではない。

非現実的な値ではない（Sun et al., 2008）。初期鉛がFang（1992）の報告では204Pb 補正が不明であるので少ないと考えられているモナザイトでもアイソクロン

確かとは言えないが，初期鉛が存在するために Th-Pb

を計算して Pbi を吟味する必要がある。

年代が古くなった可能性がある。
東清花崗岩体中のモナザイト PbO-ThO2プロットを

５．Concordant な測定データの選別

Fig. 2b に示す。
（Ca＋Si）（Th＋U＋Pb＋S）比と/K2O

Schärer and Allègre（1982）や Krogh（1982）の＜0.02で選別したデータ点のアイソクロンは159.0±

高精度 ID-TIMS 分析はジルコン粒子中に concordant

4.8 Ma であり，その Pbi 値は0.0030±0.0017 wt.％でな領域が存在し得ることを示したが，個々の EPMAある（Sun et al., 2008）。そして，ThO2の少ない

分 析 値 が concordant か discordant か は 判 ら な い。

Fig. 2 (a) BSE image and compositional and age maps, (b) PbO vs. ThO＊
2 plot and (c) plot of apparent ages against the ThO2 concentration of monazite in the garnet-bearing two-mica
monzogranite from the Dongqing pluton in SE Jilin, China (Compiled from Figs. 4, 7 and 8
of Sun et al., 2008).

EPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開

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discordant な分析値は化学組成が違っていることがでいない（Suzuki and Yogo, 1986）。これは，ジルコ期待できる。ジルコンのアルカリ，Ti，Al，Fe，Mn

ンのゼノタイム（YPO4）成分が Ca 燐酸塩に置換さ含有量は EPMA の検出限界以下である（Suzuki and

れたことを示唆するので，Ca の存在は開放系の証拠

Yogo, 1986）。もし，Fe が検出されると，そのスポッになる。Geisler and Schleicher（2000）はジルコン

トには一般に磁硫鉄鋼や黄鉄鉱の微細包有物が存在すの CaO＜0.2 wt.％の領域は concordant と考えたが，る。Fe が検出されずに S のみが検出されたスポット

実際には CaO がもっと少なくても discordant なことには方鉛鉱の微細包有物が存在することが多い。Kがある。Kusiak et al.（2010）は CaO＜0.03 wt.％とが検出された場合にはスポット近傍に K―含有鉱物がK2O＜0.03 wt.％の条件をパスしたデータ の CHME存在する。K-K が U-M

年代（347.8±18.6 Ma）が SHRIMP 年代（341.6±2.8のピークやバックグランドに干渉するので U の定量値が不確かになる。
ジルコンの Ca 含有量は変化が大きい（Suzuki andMa）に調和すると報告した。一般に，CaO＜0.03〜
0.05 wt.％，K2O＜0.03 wt.％（U-Mの干渉下におYogo, 1986）ので，放射線損傷に関係する化学組成のける検出限界）と検出限界以下の S という3条件をパ変化の指標になる。中生代，古生代，原生代のジルコ

スしたデータ点は一本のアイソクロンを形成する

ンの U 含有量と Ca 含有量の関係を Fig. 3a に示す。

（Fig. 3b）。

中生代のジルコンは U に富んでいても Ca 量が検出

モナザイトも化学組成から concordant な分析値か限界以下のことが多い。これに対して，古生代や原生

discordant な分析値かを選別する。孫・鈴木（2004）

代のジルコンは U が少なくても Ca を含むものが多と鈴木（2005）は K と S を含む分析値を discordant

くなる。メタミクト化したジルコンの CaO 量は P2O5と考えた。しかし，モナザイトは S を含むことがあ量に比例する（Suzuki and Kato, 2008; Fig. 13）が，る（Cressey et al., 1999; Jercinovic and Williams,

メタミクト化していない高 P2O5ジルコンは Ca を含ん

2005; Suzuki and Kato, 2008）ので，S の検出を dis-Fig. 3 (a) Plot of CaO against the UO2 concentration of Mesozoic, Paleozoic and Preterozoic zircon and (b) PbO vs. ThO＊2 plot of zircon in the Inagawa Granite from the Ryoke metamorphic belt.

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cordant の指標にするのは間違いであった。モナザ
イトにはハロゲン（Andreoli

et

al.,

1995）や Sr（Chakhouradian and Mitchell, 1998）を含むものも知られているが，普通の火成岩や変成岩に産出す和博＋Pb＋S）＜1.05と K2O＜0.03 wt.％の条件にパスした
データ点が concordant である可能性が高い。

６．年代マッピング

る も の は REEPO4（monazite），（Th，U）Ca（PO4）
2

年代マッピング（例えば Fig. 2a）は鉱物粒子内の（brabandite），（Th，U）SiO4（huttonite），CaSO4年代分布を2次元表示する分析法であり，EPMA 年代の4端成分からできていると近似してよい。この場測定の持つ特技である（試行は Suzuki and Adachi,合，モナザイトの（Ca＋Si）（Th＋U＋S）は/1（実際1994; 実用的な高密度図を作成して age mapping とには Th と U が Pb に放射壊変しているので（Ca＋命名したのは Williams et al., 1999）。分析範囲を X

Si）（Th＋U＋Pb＋S）/＝1 になることが期待できる。

軸と Y 軸方向に規則的に分割し，その各ピクセルを

CaSO4端成分を含むモナザイトの（Ca＋Si）（Th＋U/

一つの分析点とする。そして，ピクセルの大きさ（通＋Pb＋S）は S 濃度にかかわらず分析誤差の範囲内で

常1〜2μm）に合わせたプローブを照射し，Th，U，1である（Fig. 4a; 1から大きく外れたデータ点の見か

Pb とこれらに干渉する元素の特性 X 線強度を一定時

け年代は同位体年代あるいは地質学的に期待される年間測定する。通常の EPMA 元素マッピングでは各ピ代と異なることが多い）。Fig. 4b は8000個以上のモクセルの計測時間がミリ秒のオーダーであるのに対し

ナ ザ イ ト 分 析 値 の（Ca＋Si）（Th＋U＋Pb＋S）と/て，Th，U，Pb の定量が必要な年代マッピングではThO2の関係である。大部分の分析値は0.95＜（Ca＋

各ピクセルの計測時間が5〜数10秒と長くなり，またSi）（Th＋U＋Pb＋S）/＜1.05であるが，この範囲を外

バックグランドの補正も必要となる。妥当な時間内にれたデータも多い。（Ca＋Si）（Th＋U＋Pb＋S）が1/

若いモナザイトやジルコンを年代マッピングするためから外れたスポットは，電子線の照射痕が大きくなっに，Pb の X 線強度を複数の分光器で測定したり，目ていることが多いので，メタミクト化していると考え的鉱物以外の領域をスキップしたりする工夫が施されられる。モナザイトの場合は0.95＜（Ca＋Si）（Th＋U/ている（Suzuki and Kato, 2008）。

Fig. 4 (a) Plots of the (Ca＋Si)/(Th＋U＋Pb＋S) atomic ratio against the S concentration for Sbearing monazite as old as ca. 1600 Ma from a variety of rocks (modified from Fig. 11 of
Suzuki and Kato, 2008) and (b) plots of the (Ca＋Si)/(Th＋U＋Pb＋S) atomic ratio against
the ThO2 concentration for over 8000 monazite analyses. Solid circle represents data pointwith an age that accord with the geological estimation and open circle represents data
point with a geologically unacceptable age.

EPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開

121

定量は，特性 X 線の強度を測定して検量線法で濃を年代マップで識別した（この年代マップのカラー表

度に変換する（Goncalves et al., 2005）こともある

示は Suzuki and Kato（2008）の Fig. 14に再掲載しが，スポット分析と同様に定量補正計算した方がよいてある）。鈴木（2006）の年代マップの測定には約150（Suzuki and Kato, 2008）。各ピクセルのバックグラ

時間を要したが，複数の分光器の使用や目的鉱物外のンドは，通常，バックグランド検量線を使って Th と領域のスキップなどの分析法の改良により，現在では

U の X 線計数から計算する。このバックグランド検同等のものが50時間程度で測定できるようになって

量線は，マッピングに先立って，当該鉱物粒子をスいる。古生代より古くて年代差の大きいモナザイト粒

ポット分析して作成する。若い鉱物粒子の僅かな年代

子なら数時間〜15時間でマッピングできる。

差をマッピングで識別するためには各ピクセルのバッ
クグランドも実測することがある。鈴木（2006）は

７．造山帯年代測定への展開

特性 X 線のピークとバックグランドの両方を測定しコリア半島南部は北より京畿（Gyeonggi）地塊，て，モナザイトの約100 Ma のコアと約80 Ma のリム

沃川（Okcheon）帯，嶺南（Yeongnam）地塊，慶尚Fig. 5 (a) Simplified tectonic map of the Korean Peninsula and adjacent areas, (b) schematic geologic map of the Hongseong area with stereographic projection of foliation and lineation(simplified from Fig. 2 of Suzuki et al., 2010) and (c) schematic geologic map of the Hwacheon area (simplified from Fig. 1b of Suzuki, 2009).

122

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（Gyeongsang）盆 地 の 構 造 区 に 区 分 さ れ て い る

東方延長（Fig. 5a）と考える研究者が多くなったの（Fig. 5a）
。このうち京畿地塊と嶺南地塊は中生代花である。しかし，ペルム―三畳紀変成作用は片麻岩ユ

崗岩類の貫入を受けた始生代〜原生代の変成岩で構成

ニットのみに認められ，構造的に下位にあるグラニュ

al.

ライトユニットの全体には及んでいない（Suzuki,（1996）はモナザイトの CHIME 年代測定で京畿地

2009）。この事実は蘇魯衝突帯を京畿地塊まで延長す

塊にペルム―三畳紀の変成岩が存在することを初めてることに疑問を投げかける。

されていると考えられてきた。しかし，Choet指摘した。2000年までに，京畿地塊のほぼ全域の堆洪城地域の地質図を Fig. 5b に示す。図中の Site 3

積岩原片麻岩からペルム―三畳紀の CHIME モナザイが飛鳳エクロジャイトの産出地で，Site 5が飛鳳エク

ト年代が測定されたが，その年代は日の目をみること

ロジャイトと同じ変成帯の高温部に比定される白銅がなかった。その後，Oh et al.（2005）が京畿地塊（Baekdong）グラニュライトの産出地である。飛鳳

西南部の洪城（Honseong）地域からペルム―三畳紀

エクロジャイトと白銅グラニュライトは，それぞれ，（225〜257 Ma）の含オンファス輝石ザクロ石角閃

Wolhyeonri

岩（飛鳳（Bibong）エクロジャイト）を発見したこ

Gneiss の一部と考えられている。地質図の東側に分とで状況が一変した。京畿地塊全体をペルム―三畳紀布するペルム―三畳紀（249±20 Ma）の片麻岩ユニッの変成帯として，山東半島の蘇魯（Sulu）衝突帯のトと原生代（1.85±0.06 Ga）のグラニュライトユニッformation と Deokjeongri

Granitic

Fig. 6 BSE image and X-ray intensity maps of a garnet grain (a) and a zircon grain (b) in the garnet granulite from Baekdong in the Hongseong area of the Gyeonggi Massif, South Korea(compiled from Figs. 4 and 5 of Suzuki et al., 2010). bdl: the PbO content below the detection limit.

EPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開

123

トは，西側の Wolhyeonri formation や Deokjeongri

代と組成累帯を Fig. 6b に示す。この粒子のコアは花Granitic Gneiss と異なり，エクロジャイト相に達す崗岩ジルコンに特徴的な振動状の組成累帯をしている

る超高圧変成作用を受けた証拠がない。また，剪断セ

ので，コアの824±29 Ma（788〜988 Ma）の年代は

ン ス も 東 側 が top-to-the-SE で，西 側 の top-to-the-

原岩の形成年代と解釈できる。コアの左側と右側に Y

SW と異なっている。

（Fig. 6b4）と P（Fig. 6b5）が濃集する。このゼ ノ

白銅ザクロ石グラニュライトのザクロ石の累帯構造

タイム成分に富むリムはザクロ石が分解する時に斜長を Fig. 6a に示す。最も Ca に富む（Alm62.4Sps1.8Prp1.1

石に伴うゼノタイムと共に生じたものである。したGrs31.4Adr3.3）領域（Fig. 6a2）がエクロジャイト期，がって，その年代（236 Ma; Fig. 6b1の左側）は累進

それを取り巻く Mg に富む領域（Fig. 6a3）が変成作

変成作用の時期ではなく，後退変成作用の時期に対応

用ピークのグラニュライト期に成長した部分である。

する。

ザクロ石の周辺部は後退変成作用で斜長石と黒雲母に白銅ザクロ石グラニュライトのザクロ石が成長した

分解し，その際に解放された Mn と Y が結晶内部に累進変成作用の時期はアラナイトに記録されている。

拡 散 し て 逆 累 帯（Fig. 6a6と Fig. 6a7）を 生 じ て い

アラナイトの粒子は BSE 像で明るい高 Th コアと暗る。後退的に生じた斜長石がゼノタイムの微細粒子

い低 Th リムから構成される（Fig. 7a）。低 Th リム（Fig. 6a7と Fig. 6a8の下部）を伴っているので，ザのスポット分析値には Y 含有量が高 Th コアより少な

クロ石の分解時に effective bulk がゼノタイムに飽和

いものと多いものがあり，粒子の縁に位置している高したと考えられる。ザクロ石に隣接したジルコンの年

Y スポットが若い見かけ年代（200〜300 Ma）を持つ

Fig. 7 (a) BSE image, (b) plot of Y2O3 concentration against apparent ages and (c) PbO vs. ThO＊
2
plot of porphyroblastic allanite in the garnet granulite from Baekdong (taken from Fig. 8of Suzuki et al., 2010).

124

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（Fig. 7b）
。高 Th コアの年代（825±110 Ma; Fig. 7c）の変成岩と考えて蘇魯衝突帯に対比することには無理

は，ジルコンの振動状累帯部の年代と一致し，原岩のがある（Suzuki et al., 2010）。

形成時期である。ザクロ石には Y 選択性があるので，ペルム―三畳紀の片麻岩ユニットと原生代のグラ

ゼノタイム等の Y の貯蔵相が無い岩石では，ザクロ

ニュライトユニットの関係を京畿地塊北東部の華川地

石の量が増加するほど effective bulk の Y 濃度が低く

域（Fig. 5a）で検討した（Suzuki, 2009）。この地域なって，同時に成長する鉱物に Y 減少の累帯が生じの片麻岩ユニットの変成年代は240±16〜251±7 Maる（例えば Pyle et al., 2001）。従って，アラナイトの（Cho et al., 1996; Suzuki, 2009）である。片麻岩ユ

低 Th リム上の Y が少ないスポットの年代（438±99

ニットとグラニュライトユニットの境界は幅1〜2 km

Ma; Fig. 7c）が累進変成作用の時期と見なすことがに 渡 っ て 著 し く 塑 性 変 形（マ イ ロ ナ イ ト 化）しできる。リムの高 Y スポットの年代（254±30 Ma）（Fig. 5c）
，塑性変形した岩石自体が変成を被っていはジルコンが記録する後退変成作用の年代（236 Maる。

前後）と一致する。このように白銅ザクロ石グラニュ

塑性変形帯から約5 km 離れた（Fig. 5c の Site A）

ライトの形成史は，ペルム―三畳紀の累進変成で生じ花崗岩質グラニュライトはザクロ石―珪線石―黒雲母―た飛鳳エクロジャイトと異なる。従って，両者を一連

カリ長石―斜長石―石英の鉱物共生を持つ。副成分鉱物

Fig. 8 (a) Y-compositional and age maps of monazite grain, (b) Mn-K and Y-L intensity mapsof a porphyroblastic garnet grains and (c) PbO vs. ThO＊
2 plot of monazite in a granulite
sample distant from the ductile shear zone in the Hwacheon area of the Gyeonggi Massif,
South Korea (compiled from Figs. 3, 4 and 5 of Suzuki, 2009).

EPMA による Th-U-Pb 化学アイソクロン年代測定法の開発と鉱物粒子年代測定への展開

125としてジルコンとモナザイトが存在するが，ゼノタイ

解能（40 my）以下というグラニュライト相の変死作

ムやアラナイトは存在しない。モナザイトはザクロ石用で生じ，それ以降は構成鉱物を改変するような熱イに包有された粒子と基質に存在する粒子で Y の累帯

ベントを受けていないことを意味する。

様式が異なる。前者ではコアからリムへ Y 含有量が塑性変形帯に近い（Fig. 5c の Site B）花崗岩質グ

減少し（Fig. 8a の M 01），後者ではリムで Y が増加

ラニュライトでは，Mg―ザクロ石のポーフィロクラス

する（Fig. 8a の M 02と M 03）。ザクロ石は周辺部分

トの周辺が菫青石（過半はピナイト化）で置換されが後退的に分解（黒雲母に置換）され，そこで解放さ（Fig. 9a と Fig. 9b），塑性変形した基質が再結晶しれた Mn と Y が結晶内部に拡散して逆累帯を生じてている（Fig. 9c）。この組織は塑性変形が終わってかいる（Fig. 8b）。Y の分布関係から，ザクロ石に包有らグラニュライト相より低圧の後退変成作用を受けたされる M 01粒子は先ザクロ石期からザクロ石成長期ことを示す。ザクロ石ポーフィロクラストに包有され（グラニュライト相変成作用のピーク），基質の M

たモナザイトは，Fig. 8a の M 01粒子と同様，累進期

02粒子はザクロ石成長期から後退的な分解期に生じからピーク期に相当する Y 累帯（Fig. 9a1）と1.86±

たことがわかる。また，基質の M 03粒子は先ザクロ

0.04 Ga の一様な年代（Fig. 9a2）をもつ。菫青石（ピ石期から後退的な分解期までの全期間に渡って成長しナイト）中の粒子は低 Y のコアと高 Y のリムからなたモナザイトである。このように個々のモナザイト粒り（Fig. 9b1）
，1.86±0.03 Ga のコア年代と246±16

子内で成長の時期が異なっているが，年代累帯は認め

Ma のリム年代を示す（Fig. 9b2）
。基質のモナザイトられない（Fig. 8a）。そして3粒子のスポット分析のも低 Y のコアと高 Y のリム（Fig. 9c1）からなるが，全データが PbO-ThO 図上で一直線に配列して1.87

コ ア と リ ム に 年 代 差 が 無 く245±11 Ma で あ る±0.02 Ma のアイソクロンを与える（Fig. 8c）。これ（Fig. 9c2）
。岩石の組織は，菫青石中のモナザイト

は，花崗岩質グラニュライトが，約1.87 Ga 前に，昇粒子の高 Y リムが塑性変形後の後退変成作用（ザク

温から冷却までの期間が CHIME 年代測定の時間分

ロ石が菫青石に置換された時）で生じたことを示して＊
2

Fig. 9 Photomicrographs and Y-compositional and age maps of monazite grains in porphyroclastic garnet (a), pinite after cordierite around porphyroclastic garnet (b) and recrystallized
matrix (c) of a sheared granulite near the ductile sheared zone between the gneiss andgranulite units in the Gyeonggi Massif.

126

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いる。高 Y リムの年代（246±16 Ma; Fig. 9b2）は基ないほどの多くの先生，先輩，同僚や卒業生の指導，質の再結晶したモナザイト粒子の年代（245±11 Ma;

協力と助言をいただいた。故酒井榮吾先生にお目にかFig. 9c2）に一致する。塑性変形帯近傍のグラニュラ

かる度に耳にしたジルコンというキーワードがイトユニットは構成鉱物の改変を引き起こすようなペCHIME 法の原点であった。高橋嘉夫博士と小木曽哲

ルム―三畳紀の変成作用を受けている。

博士には草稿の懇切な校閲をいただいた。ここに記し

片麻岩ユニットから離れたグラニュライトユニットて感謝いたします。

にはペルム―三畳紀の熱イベントが認められないので，両者は断層で接するまで別個の地質体であったと推定される。Suzuki（2009）は，境界の塑性変形（断引用文献
Ahrens, L. H. (1946) Determination of the age of minerals bymeans of the radioactivity of rubidium. Nature, 157, 269.

層）帯がホルンフェルス様に再結晶して239±11〜

Allègre, C. J., Albared, F., Grünenfelder, M. and Köppel, V.

247±16 Ma のモナザイトを生じていることに着目し(1974) 238U/206Pb-235U/207Pb zircon chronology in Alpine andて，（1）片麻岩ユニットはグラニュライトユニット

non-Alpine environment. Contributions to Mineralogyに衝上したペルム―三畳紀変成岩からなる高温のナッ

and Petrology, 43, 163―194.
Andersen, C. A. and Hinthorne, J. R. (1972) U, Th, Pb and

プであり，（2）その熱で塑性変形帯やその近傍のグREE abundances and 207Pb/206Pb ages of individual miner-

ラニュライトユニットが接触変成した，と解釈した。

als in returned lunar material by ion microprobe mass

異地性の片麻岩ユニットの形成場所や衝上のメカニズ

analysis. Earth and Planetary Science Letters, 14, 195―

ムなど京畿地塊の地質は更なる検討が必要であるが，
in situ な CHIME 年代測定と年代マッピングが京畿地塊の新たな姿を描き出しつつある。

８．お わ り に
今日，EPMA は多くの地球科学関係の研究機関で200.
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ごく普通の分析装置として使用されている。これを利granulite Terranes. Economic Geology, 89, 994―1016.

用した CHIME 法により，閉止温度が高くて普遍的

Boltwood, B. B. (1907) Ultimate disintegration products ofに産出するモナザイトやジルコンのサブグレイン年代測定のハードルが格段に低くなった。CHIME は共同
研究者の足立守博士の命名である。この名称には「最新の装置＝最先端の研究」と考えがちな自分への警鐘が込められている。CHIME 年代には多くの地球惑星
科学的な取り扱いに耐え得る精度がある。また，大量

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測定にも対応できる迅速な年代測定法である。冒頭でChakhouradian, A. R. and Mitchell, R. M. (1998) Lueshite,

述べたように，通常の研磨薄片上での in situ な高空

pyrochlore and monazite-(Ce) from apatite-dolomite car-

間分解能測定と鉱物粒子の年代マッピングが CHIME

bonatite, LesnayaVaraka complex, Kola Peninsula, Rus-

年代測定の最大の特徴である。岩石組織と対応づけた
サブグレイン年代測定は造山帯の解析研究にパラダイ
ムシフトをもたらしたと信じている。
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CHIME 年代測定は足立守博士や田中剛博士との共同研究の産物である。その開発と展開を実施するにあCompston, W., Williams, I. S. and Meyer, C. (1984) U-Pb geochronology of zircons from lunar breccia 73217 using asensitive high mass-resolution ion microprobe. Journal ofたって，石岡孝吉先生，諏訪兼位先生，仲井豊先生，

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伸治郎先生，柳哮先生，崔讚博士，榎並正樹博士，

加藤丈典博士をはじめ，ここに書き尽くすことができ

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