クロミタイト：クロム資源にして地球深部過程指示者

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クロミタイト：クロム資源かつ深部過程指示者 5

総説

クロミタイト：クロム資源にして地球深部過程指示者

荒井章司

1,

*

_{・阿部なつ江}

2

_{・松本一郎}

3

_{・三浦}

_真

4

（2020年7月7日受付，2020年10月15日受理）

Chromitites as the Cr resource and as an indicator of

deep-seated processes

Shoji A

rai1,

*

, Natsue A

be2

, Ichiro M

atsumoto3

and Makoto M

iura4 1_{Kanazawa University, Kanazawa 920‒1192, Japan}

2_{Mantle Drilling Promotion Ofﬁce, Institute for Marine-Earth Exploration}

and Engineering, Japan Agency for Mantle-Earth and Technology, 3173‒25 Showa-machi, Kanazawa-ku, Yokohama, Kanagawa 236‒0001, Japan

3_{Graduate School of Education, Shimane University, 1060 Nishikawatsu,}

Matsue, Shimane 690‒8504, Japan

4_{GIA Tokyo Godo Kaisha, Yamaguchi Building 7, 11th Floor, 4‒19‒9 Taito,}

Taito-ku, Tokyo 110‒0016, Japan

*

Corresponding author: [email protected]

Chromitites

(

chromite ores

)

are reviewed for their importance in magmatism, hydrother-malism, geodynamics and production of resources. The key process for chromitite production is possibly the formation of magmas oversaturated with chromite

(

or chromian spinel

)

．Produc-tion of relatively silica-rich magma during the forma．Produc-tion of dunite envelope is coupled with the production of the podiform chromitite. The origin of stratiform chromitites is challenged based on a new idea on the origin of chromite-hosted mineral inclusions, commonly found in all types of chromitites. The chromite-hosted melt inclusions, now characterized by the assemblage parg asite+aspidolite+orthopyroxene, are possibly formed during reaction melting of orthopyroxene within the mantle. Chromite grains in the crustal stratiform chromitites, at least in part, are produced in the mantle stage and transported upward to the magma chamber. Origin of ultra-high-pressure chromitites has been highly debated, but is still enigmatic. Chromitites of hydro-thermal origin have been found and may contribute to redistribution of Cr both in the mantle and in the crust. Production of chromitite ores in Japan is also reviewed. Chromitites serve as a good petrologic marker in both mantle and crustal rocks, and will greatly contribute to our understanding of deep-seated structure and mantle processes in the mantle drilling.

Key words: Chromitite, Mantle, Crust, Resources, Ophiolite, Mantle drilling

1. はじめに

クロムスピネル（chromian spinelまたはchrome spinel）はクロム（Cr）という比較的希少な元素を主成分とする酸化物鉱物であり，（Mg, Fe2＋_{）（Cr, Al,} Fe3＋_） 2O4という一般的化学式を有する。ほかにもマンガン，コバルト，ニッケル，亜鉛，チタンなどの多種の陽イオンを含み，重要な岩石学的指示者とされている（Irvine, 1965; Arai, 1992; Gahlan and Arai, 2007; Matsumoto et al., 2017）。クロムの含有量が高 い場合，あるいはクロムの存在を強調する場合，クロム鉄鉱（クロマイト；chromite）と呼ばれることも多い。このクロムスピネルの濃集した岩石はクロミタイト（クロム鉄鉱岩；chromitite）と呼ばれる。クロミタイトは，鉱物資源（鉱石）として重要であり，ク Chikyukagaku（Geochemistry）55，5‒30（2021） doi:10.14934/chikyukagaku.55.5 1_{金沢大学名誉教授} 〒920‒1192 石川県金沢市角間町 2_{（国立研究開発法人）海洋研究開発機構} 〒236‒0001 神奈川県横浜市金沢区昭和町3173‒25 3_{島根大学大学院教育学研究科} 〒690‒8504 島根県松江市西川津町1060 4_{GIA Tokyo合同会社} 〒110‒0016 東京都台東区台東4‒19‒9 山口ビル7

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ロムに富むものからは金属クロムを取り出し，クロムに比較的乏しいもの（アルミニウムに富むもの）はクロマイトのまま耐火材として使われる。クロミタイトは白金族元素（Platinum-group elements；PGE）あるいは白金族鉱物（Platinum-group minerals；PGM； PGEを主要元素として含む鉱物）のホストとしても重要である。また，クロミタイトはその高い難溶性から生成には特別な条件が必要であり，マグマ的プロセスのマーカーとして注目されてきた。最近では，ダイヤモンドなどの超高圧鉱物のホストとしてその成因および履歴が注目を集めた。さらに，古来の問題であるクロミタイト生成時の水の役割については多くの議論があるものの，今でも完全な決着がついていないように見える。クロミタイトは，マントルにおけるマグマ過程（特にかんらん岩‒マグマ相互反応），地殻中マグマ溜り内のマグマの振る舞い，マントル内物質循環，熱水による元素移動・鉱床形成などの様々な地質過程のマーカーとして重要である。クロミタイトは鉱床として重要であるが，現在日本では馴染みの薄い存在である。しかし，かつてはポディフォーム・クロミタイトを採掘するクロム鉱山が沢山存在し，経済的にも社会に貢献したことを忘れてはならない。また，将来予定されているマントル掘削において，深部岩石の生成過程のマーカーとしてのクロミタイトの役割が期待されている。クロミタイトの地球科学的性質の一部については今までに総括的論文が公表されている（荒井，2003, 2010, 2012）。またクロムスピネルの基本的性質は荒井（2018）で解説されている。本稿では，特に最近のクロミタイト研究の進歩を反映させた新たなレビューを試みる。

2. クロミタイトの産状と分類

クロムという元素およびクロムスピネルという鉱物の振る舞いの特徴から，クロミタイトの産出は極めて限られており，かんらん石などのマフィック珪酸塩と伴う。クロミタイトは通常2つのタイプに分けられる。一つはかんらん岩中にレンズ状∼不規則形の岩塊（ポッドと呼ばれる）として産するもので，「ポディフォーム・クロミタイト」（podiform chromitite）と呼ばれる（Fig. 1a）。他は，地殻中のいわゆる層状貫入岩体中の連続性の良い層として産するもので，「層状クロミタイト」（stratiform chromitite）と呼ばれ る（Schulte et al., 2012）（Fig. 1b）。

ポディフォーム・クロミタイトはマントルの構成岩の一つと考えられる（荒井，2010）。ポッドのサイズは，カザフスタンのケンピルサイ・オフィオライトの ものが最大で，1.5 km程度である（Distler et al., 2008）。日本では後述（7.3）する鳥取県若松鉱山の 250 m×40 m程度のものが最大である（松本ほか， 2002）。クロミタイトのポッドはほぼ例外なくダナイト（ほぼかんらん石よりなる）に包まれており，多くはハルツバーガイト（直方輝石を含むかんらん岩）中に存在する。さらにポッドの形状とハルツバーガイトの変形構造との調和性から調和性クロミタイト（con-cordant chromitite）と非調和性クロミタイト（dis-cordant chromitite）に分けられる（Cassard et al., 1981）（Fig. 2）。この分類はポディフォーム・クロミタイトの形成時期を考える上で重要であり，きちんと判別・記載されねばならない。ポディフォーム・クロ

Fig. 1. （Color online） Field photographs of two types of chromitite. （a） Podiform chromitite from Wadi Hilti, northern Oman ophiolite. A chromitite pod with a dunite envelope in the mantle harzbur-gite. （b） Stratiform chromitite banded with anorthosite at UG1 level of the Bushveld layered intrusion, South Africa.

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ミタイトでは個々のポッドは多くの場合孤立しており，層状クロミタイトと比べ探鉱や採鉱はより困難となる。ポディフォーム・クロミタイトにはしばしばダイヤモンド，コーサイトなどの超高圧鉱物が見出されている。超高圧鉱物を含むクロミタイトはしばしば「超高圧クロミタイト」と呼ばれる。超高圧クロミタイトの代表的なものはチベット，ルオブサ・オフィオ ライト中のものである（Bai et al., 1993; Robinson et al., 2004; Yang et al., 2007; Yamamoto et al., 2009）。一方，層状クロミタイトはマグマ溜り中でのクロムスピネルの集積により生じ，堆積岩のように薄くても連続性が良いのが特徴である（Fig. 1b）。従って，探鉱や採鉱はより容易となる。層状クロミタイトは様々な結晶集積岩に伴う。すなわち，かんらん岩類（主としてダナイト，ハルツバーガイト）を初めとしてパイ ロクシナイト類，アノーソサイトである（Schulte et al., 2012）。 この2つのタイプのクロミタイトは研究者のコミュニティーも異なるほど性質が違うのであるが，以下の様な中間的なものも存在する。マントルと地殻の間にはモホ遷移帯と呼ばれるダナイトに富む部分があり様々な規模・産状のクロミタイトが見出される。モホ遷移帯には典型的なポディフォーム・クロミタイトも存在するが，薄層∼バンド状の層状クロミタイトと類似したものが普遍的に見出される。クロミタイトの多様性はダナイトという岩石の成因に多様性が起因する。またアラスカ型（あるいはアラスカ・ウラル型）貫入岩体（Alaskan-typeまたはUralian-Alaskan-type intrusions）と呼ばれる同心円状に岩石種が分布する岩体のダナイト（岩体の中心付近に分布する）にも，バンド状のクロミタイトが伴う。基本的性質は層状クロミタイトに類似すると思われるが，このタイプの岩体の成因自体に不明な点があり，クロミタイトについての情報もまだ乏しい。

3. クロミタイトの記載岩石学的特徴

クロミタイトの主要構成鉱物はクロムスピネルである。クロムスピネルの粒間の部分（しばしば珪酸塩マトリックスと呼ぶ）は，ポディフォーム・クロミタイトではかんらん石のみで構成されることが多いが，少量の輝石類，斜長石も含まれることがある。一方，層状クロミタイトでは，かんらん石のほかに輝石類，斜長石などからなり，多様である。クロミタイトとダナイトは鉱物量比の点で連続するが，クロムスピネル 10∼20体積％程度のものは比較的少ない（Arai, 1980; Arai and Miura, 2016a）。

興味深いことに，あれほど産状が異なる両タイプのクロミタイトに共通な記載岩石学的特徴があるのである。それはクロムスピネル中の珪酸塩包有物である（Fig. 3）。これらは直径100ミクロン程度が典型的大きさであり，球形のことが多い。典型的な構成鉱物は雲母類（特にアスピドライト），パーガス閃石（パーガサイト），直方輝石である。そのほか単斜輝石，斜長石，ネフェリン，硫化物なども含まれる。球状の形状から元々はメルト（または流体）包有物であったと

Fig. 2. （Color online） Idealized modes of occurrence of podiform chromitite mainly based on our obser-vations from the Oman ophiolite. Chromitite pods occur as irregular to banded forms in the upper mantle section to Moho transition zone （MTZ）. They also occur even in the mid-crust

as-sociated with late-intrusive dunite to wehrlite （Arai et al., 2004）. They are classiﬁed into two structural types; one is concordant, and the other is discordant to the foliation of the host harzbur-gite. The ultra-high pressure chromitite pods are probably of concordant type.

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考えられている。化学組成的にはナトリウムに比較的富み，水を含むことが特徴である。この包有物は多くのクロミタイトに存在するが，全く存在しないものもある（Arai and Miura, 2016a）。調和性クロミタイト には存在しないとされている（Cassard et al., 1981） が，オマーン・オフィオライトでは量は少ないながら 調和性クロミタイトにも存在する（Miura et al., 2012）。クロミタイトのほかにもダナイト，トロクト ライトなどの海洋底の深部岩（Tamura et al., 2008, 2014, 2016）および特殊なマントルかんらん岩にも見出されている。さらに，アラスカ型貫入岩体のクロミタイトのクロムスピネルにも同様の包有物が存在し （Khedr et al., 2020），この特徴の一般性は高い。 ポディフォーム・クロミタイトには重要な地質学的特徴がある。周囲のマントルかんらん岩は多くの場合中程度に枯渇したハルツバーガイトなのである。多くのポディフォーム・クロミタイトはダナイトに包まれてハルツバーガイト中に存在すると言える（Arai and Abe, 1995; Arai, 1997）（Fig. 2）。レールゾライ

トや極端に枯渇したハルツバーガイト中にはクロミタイトは存在しないか，存在しても小規模なことが多い（Arai, 1997）。従って，壁岩のかんらん岩の組成がクロミタイトの存否・規模をある程度コントロールしているように見える（Arai, 1997）。超高圧クロミタイト中の超高圧鉱物の産状は実はよくわかっていない。大量のクロミタイトから粉砕や他鉱物の融解などにより超高圧鉱物のみを取り出すことが多かったからである。おそらくダイヤモンドは，クロムスピネル中の自形結晶包有物として産することが 多いと思われる（Xu et al., 2009; Yang et al., 2015）。 Yang et al. （2007）は，微小なダイヤモンドがOs‒Ir 合金（これ自体が多分クロムスピネルの包有物）中に 包有されるのを報告した。Yamamoto et al. （2009） は，中国人研究者がダイヤモンドを発見していた （Bai et al., 1993; Robinson et al., 2004）ルオブサの クロミタイトのクロムスピネル中からコーサイトおよびディオプサイド（単斜輝石）のラメラ，ロッド状結晶を見出した。この事実は重要で，クロムスピネル

Fig. 3. （Color online） Petrographic characteristics of podiform chromitites. （a） Mineral inclusions con-centrically distributed in chromian spinel grains （arrowed）. Plane-polarized light. Discordant chromitite from Wadi Hilt, northern Oman ophiolite. （b） BSE image of spinel-hosted inclu-sions, mainly composed of pargasite, aspidolite and orthopyroxene （Opx）. Discordant chro-mitite from Wadi Hilti, northern Oman ophiolite. Note the common presence of aspidolite, which is absent in peridotite or peridotitic matrix of chromitite. （c） Fine exsolution lamellae （mainly clinopyroxene; white arrow） and clinopyroxene inclusion （yellow arrow） in chromian spinel. UHP chromitite from Luobusa, Tibet. Plane-polarized light. （d） Parallel open cracks of chromian spinel （＝pull-apart texture） ﬁlled with fresh olivine in UHP chromitite from Luobu-sa, Tibet. Crossed-polarized light.

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（あるいはその高圧相）からこれらの相が超高圧で離溶したことを示唆し，クロムスピネル自身が超高圧を 経験したことを示している（Yamamoto et al., 2009; Arai, 2013）。クロムスピネル中のディオプサイドのラメラは超高圧クロミタイトには顕著に見られるが， 通常のクロミタイトにも存在する（Miura et al., 2012, 2018）（Fig. 3c）。これらの事情により，超高圧クロミタイトの認識自体が進んでいない。超高圧鉱物の発見・認識の困難さがその成因解明を妨げて来たと言える。また，例えば炭素が十分に得られなければ超高圧でもダイヤモンドは形成されないであろうから，超高圧鉱物の存在のみをもって超高圧クロミタイ トとするのは不合理である。そこで，Miura et al. （2018）は，かんらん岩の性質から超高圧を経験したとされる四国三波川帯の東赤石かんらん岩体のクロミタイトを研究し，超高圧鉱物の存否に依存しない超高圧クロミタイトの記載岩石学的特徴を明らかにしようとした。それによると，クロムスピネル中にはディオプサイドのラメラおよびパーガス閃石を含む微小な包有物の存在を確認したが，特に特異性は見出されなかった。また，Arai （2013）およびArai and Miura （2016a）は，超高圧クロミタイトのクロムスピネルには，クラックをかんらん石に満たされたプル・アパート組織が特徴的に見られるとした（Fig. 3d）。今のところ，これのみが超高圧クロミタイトにのみしばしば認められる記載岩石学的特徴である。

4. 鉱物化学組成

主として，クロミタイトの主要鉱物であるクロムスピネルの組成を述べる。クロムスピネルの化学的特徴を表すのにしばしば使われるパラメータとしては， Mg/（Mg＋Fe2＋_{）原子比（＝Mg#），Cr/（Cr＋Al）原}

子比（＝Cr#），Fe3＋_{/（Cr＋Al＋Fe}3＋_）_（＝Y

Fe）がある。

そのほかにチタン含有量もしばしば有用とされる （Arai, 1992; Kamenetsky et al., 2001）。

クロミタイトは粗粒な結晶よりなるいわゆる深成岩であり，岩石形成後にゆっくり冷却した履歴を有する。その間の鉱物の化学組成の変化に注意が必要である（Arai and Miura, 2016a参照）。クロムスピネルのMg#は，共存するMg‒Fe珪酸塩（特にかんらん石が重要）との間のMg‒Fe交換反応で変化する（Ev-ans and Frost, 1975; Arai, 1980）。クロムスピネルの Mg#は，固結後にモード組成（かんらん石との量比）や平衡温度により変化するために，初生的な性質を示さな

い。その良い例はクロミタイトとかんらん岩におけるクロムスピネルのMg#の違いである。クロムスピネルの Mg#はクロミタイトの方がかんらん岩より高い（Arai, 1980；Arai and Miura, 2016a）（Fig. 4a）。岩体を形成するクロミタイトやかんらん岩はゆっくり冷却しているので，この関係は主としてかんらん石／クロムスピネル比の違いによる。また，かんらん岩であっても高温のマントル捕獲岩として得られるもののクロムスピネルは高いMg#を示す（荒井・石丸，2018）。もちろん，クロミタイト中の珪酸塩（特にかんらん石）のMg#も同様にクロムスピネルとのMg‒Fe交換により変化する。かんらん石のMg#（Fo値＝ 100Mg#）は，とりわけクロムスピネル／かんらん石比の違いに応じて変化する。Mg#は，かんらん岩ではたいてい0.89‒0.92（＝Fo89‒92）であるが，クロムスピネルの含有量の高いクロミタイトでは0.97‒0.98 （＝Fo97‒98）まで高くなる（Arai and Miura, 2016a）。

かんらん石のMg#が高い場合NiO含有量も高く，しばしば1 wt％（かんらん岩中では∼0.4 wt％前後）を超える（Arai and Miura, 2016a）。かんらん石の組成の違いを単純に比較してかんらん岩∼クロミタイトの火成岩的性質の違いを論ずるのは明瞭な誤りである。ポディフォーム・クロミタイトのクロムスピネルは特徴的な組成範囲を示すことが知られている。Cr#は 0.2から0.9程度まで変化に富むが，0.4から0.8程度に収まるものが多い（Fig. 4b）。また，YFeが低く，概ね0.1以下である（Fig. 4b）。しばしば，クロムスピネルのCr#が0.6以上のクロミタイトは高クロム・クロミタイト，0.6以下のものは高アルミニウム・クロミタイトと呼ばれる。前者は金属クロムの原料となり，後者はクロムスピネルのまま耐火材の原料となる。層状クロミタイトのクロムスピネルのCr-Al-Fe3＋_比

の変化が比較的大きい（Fig. 4b）（Arai and Ahmed, 2018）。Cr#は0.5‒0.8, YFeは0.3以下である（Fig.

4b）。Mg#は0.2から0.8まで変化が大きい。クロムスピネルの組成から見ると，グレート・ダイク貫入岩体（Great Dyke intrusion ;ジンバブエ）のクロミタイトが最も未分化なマグマから晶出したと思われる。層状クロミタイトのクロムスピネル全体が示す組成変化は，YFeがあまり高くならず，Cr#のみが変化する（低下する）（Fig. 4b）。このトレンドは，Henderson （1975）がラム貫入岩体（Rhum intrusion）で示した Al-trendと類似する（Fig. 4b）。

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アラスカ型貫入岩体中のクロミタイトのクロムスピ

ネルは，YFeが全体的に高いのが特徴である（Fig.

4b）。YFeの低いものはポディフォームや層状のものと

同様に0.1以下であるが，そこからYFeに顕著に富むよ

うなトレンドを示す（Garuti et al., 2003; Krause et al., 2007）。Cr#は低YFeの場合，0.7‒0.8程度である。

クロムスピネルのこのようなCr#が余り変化せずYFe

のみ高くなるようなトレンドはHenderson （1975） のFe-trendに類似する。ただし，Khedr et al. （2020）によると原生代のDahanibアラスカ型岩体

（エジプト）のクロミタイトのクロムスピネルはさほ

ど高いYFeを示さない。

前述のクロムスピネル中の包有物を形成する鉱物で目を引くのは何と言ってもアスピドライト（aspido-lite）である（Arai and Miura, 2016a）（Figs. 3b and 4c）。この雲母はフロゴパイトのNaアナログであるが，フロゴパイトほどは広範に出現しない。ところが，このクロムスピネル中の包有物の構成物としてはパーガス閃石とともに最も普通なのである。アスピドライトが普通のかんらん岩およびクロミタイトの珪酸

Fig. 4. （Color online） Mineral chemistry of chromian spinels and micas. （a） Relationship between Mg/ （Mg+Fe2＋_{） and Cr/（Cr+Al） atomic ratios of chromian spinels. （b） Cr‒Al‒Fe}3＋_{relationship of}

chromian spinels. Two chemical trends （Fe and Al trends） from Rhum, UK （Henderson, 1975）, are shown for reference. Fields for chromitites are after Arai and Miura （2016a） and Arai and Ahmed （2018）. Alaskan-type chromitite ﬁelds are after Garuti et al. （2003） and Krause et al. （2007）. The Dahanib chromitite （Alaskan-type） data are after Khedr et al. （2020）. （c）

Compo-sitional variations of micas （phlogopites and aspidolites） in chromitites. Fields for phlogopites in peridotites are shown for comparison （Arai and Miura, 2016a）．

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塩マトリックスに産する例は知られておらず，クロムスピネル内部という隔絶された環境でのみ安定であることを示す。アスピドライトのさらにチェルマク置換の進んだ雲母にプライスワーカイト（presiwerkite）があるが，これもクロミタイト中にのみ集合体として 産する例が知られる（Zaeimnia et al., 2017）。この 限られた産状は，Thompson （1981）の言うように，アスピドライトはディオプサイド（単斜輝石）成分が過剰にあると反応してエデン閃石（エデナイト）的な角閃石を作って消失するためであろう。多くのかんらん岩には包有物の量に対して過剰なディオプサイド成分が普通に存在する。これは，包有物中でアスピドライトと単斜輝石と共存する例が少ないことと整合的である。しかし，単斜輝石の存在しない岩石にもアスピドライトは存在しないので，単斜輝石との反応関係のみでアスピドライトの存否を説明できない。クロミタイトの性質を示す最も重要なパラメータはクロムスピネルのCr#である。クロムスピネルのCr# は，初生的なマグマはかんらん岩の部分溶融および，生じた後の結晶分化および他のかんらん岩などとの反応の程度に支配されるであろう。従って，クロムスピネルのCr#はこれらの過程を推し量る重要な情報となる（Arai and Miura, 2016a）。

5. クロミタイトと白金族元素（PGE）

PGE（オスミウム，イリジウム，ルテニウム，ロジウム，白金，パラジウム）は，しばしばI-グループ（オスミウム，イリジウム，ルテニウム；比較的融点が高い）（＝IPGE）とP-グループ（ロジウム，白金，パラジウム；比較的融点が低い）（＝PPGE）に分けられる。PGEは地球形成時以降，マグマや熱水の活動により分別・分化され，様々な地球構成岩に含まれ る（Barnes et al., 1985; Leblanc, 1991; 仙田，2005）。 IPGEはPPGEよりもコンパティブルであるとされる。また，PPGEは熱水によっても移動すると言われ る（Barnes and Liu, 2012; Arai et al., 2020）。

クロミタイトもしくはクロムスピネルに富むかんらん岩などはPGEに富む岩石として有名である（Von Gruenewaldt et al., 1986; Economou-Eliopoulos, 1996）。PGEは経済的にも重要であるが，その供給は地域的に限られることでも知られる（森下，2013）。 PGMの多くはPGEの硫化物（例えば，ローライト，

RuS2），合金（例えば，ルテノイリドスミン，（Ir,

Os, Ru）や鉄白金，（Pt, Fe））である（Cabri, 1981;

Naldrett, 1989; Bai et al., 2000; Ahmed and Arai, 2003）。岩石のPGE特性は，全岩のPGE濃度をコンドライトのPGE濃度で規格化したもので議論されることが多い（Naldrett, 1989）。PGEの各元素は存在度が異なるので，上記の順序（融点の高いものから低いもの）に並べ，規格化された濃度をプロットしたパターン（以下PGEパターン）のレベル（コンドライトとの相対濃度）や傾きにより記載・議論するのが便利である（荒井，2003）。クロミタイトのPGEパターンの変化は興味深い。多くのポディフォーム・クロミタイトではルテニウム辺りにピークがある緩やかな上に凸のパターンを示し，全体として緩やかな右下がりの傾向を示す（Arai et al., 1999a, 1999b; Ahmed and Arai, 2002）。そし て一般的に，クロムスピネルのCr#が高いものほど PGE濃度が高い。すなわち，日本でいうと，北海道（神居古潭帯）のクロミタイト（クロムスピネルの Cr#が高い）の方が中国地方（若松鉱山）のもの（クロムスピネルのCr#が低い）よりPGEに富んでいる （Arai et al., 1999a, 1999b）（Fig. 8参照）。イギリス，

シェトランド・オフィオライトは例外的で，かんらん岩，クロミタイトのPGE濃度が著しく高く，またパターンは急激な右上がりを示す（Prichard and Lord, 1993）。層状クロミタイトおよび関連した岩石は特に PPGEに富んでおり，概ね同様に右上がりのPGEパ ターンを示す（Barnes et al., 1985; Von Gruenewaldt et al., 1986）。南アフリカのブッシュフェルト岩体や モンタナのスティルウォーター岩体のような層状貫入岩体にはPGE（特にPPGE）に特に富むリーフ（reef）と呼ばれるクロミタイト層を中心とした層準がある。前者のメレンスキー・リーフ（Merensky Reef）や後者のJ-Mリーフ（J-M Reef）は有名であ る（Todd et al., 1982; Barnes et al., 1985; Godel et al., 2006）。 これらのPGE含有量の変化はマグマの分化や熱水の作用による二次的改変によるものであるが，クロミタイトがPGEに富むのは主として高いPGM含有量による。クロムスピネルと初生的PGMの共存の理由は実はよくわかっていない。

6. 層状クロミタイトとその成因

層状クロミタイトが主として産する層状貫入岩体（主としてプレカンブリア系）は地殻中のマグマ溜りを満たしたマグマから集積した結晶の集合体である，い

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わゆる結晶集積岩よりなっている。ではクロムスピネルに富む岩石を作るにはどうすればよいのであろうか？クロムスピネルは，未分化な玄武岩質マグマなどから最初に晶出する鉱物の一つであるが，コテクティック（cotectic）にかんらん石とともに晶出した場合，かんらん石よりずっとその量比は低く，かんらん石の 1∼ 数％以下程度である（例えば，Keith, 1954; Irvine, 1977）。この時両鉱物が集積すると通常のダナイトが形成されるであろう。Irvine and Smith （1969）はコテクティックに晶出したかんらん石＋クロムスピネルからクロムスピネルが沈降速度の違いによりかんらん石から分別され濃集するとした。すなわち，比較的小型結晶をなすクロムスピネルは沈降速度が遅く，比較的大型のかんらん石結晶の早期の沈降でできたダナイトの上に薄層を形成する（Fig. 5a）。ただこの過程は，条件によってはクロムスピネルの分離がうまくいかないこともあり，クロミタイトを作るための効果的な方法ではないであろう。最近でも晶出したクロムスピネルを効率的に濃集させるための色々な過程が提唱されている（Eales and Costin, 2012; Maier et al., 2013; Yudovskaya et al., 2015）。

いかにクロムスピネルに過飽和なマグマを生成するかに多くの人々が興味を持っている。マグマからクロムスピネルのみが晶出すればより効果的にクロミタイトを作ることができるからである。相図上で言うと，かんらん石‒クロムスピネルのコテクティック線上にあるマグマをいかにしてクロムスピネルの初相領域に移すか，という問題である（Fig. 5）。Irvine （1975, 1977）は，かんらん石‒クロムスピネルのコテクティック境界にあるマグマが，よりシリカに富むマグマと混合することによりクロムスピネル過飽和なマグマができるとした（Fig. 5b）。このシリカに富むマグマとしては，Irvine （1975）ではマグマ溜りの壁岩が溶けた花崗岩質マグマとし，Irvine （1977）ではより分化した同源のマグマとした。それに先立って，Ir-vine （1975）は上述のクロムスピネル中のフロゴパイトなどよりなる包有物をトラップされた花崗岩質マグ マだとした。後に，Spandler et al. （2005）はStill-water岩体の層状クロミタイトにおける包有物を溶融して均質化しその組成を測定し，マグマ混合のトレンドを確認し，Irvine （1975）の解釈が正しいとした。 ただし，後述のようにこの論文（Spandler et al., 2005）では玄武岩質マグマと花崗岩質マグマの混合は示されておらず，この説には更なる検討が必要である。このほかに玄武岩質マグマをクロムスピネルに過飽和にするための過程としては，マントルからの上昇 によるマグマの減圧（Latypov et al., 2018），発泡に よるマグマ溜り内での加圧（Lipin, 1993），酸素フガシティーの上昇（Snethlage and Von Gruenwaldt, 1977; Campbell and Murck, 1993）などが提唱されている。

また，岩体内において，しばしばクロミタイトが他の岩石に比べて体積が大きく，岩体のクロムの収支が問題となる（Eales, 2000; Mondal and Mathez, 2007）。岩体がマグマの閉じた系として固結したものであるとしたら，クロムなどのクロミタイトの材料となる金属元素が足りなくなる。そこでコマチアイトのような高温のマグマが地殻中の鉄やチタンの酸化物に富む岩石（鉄鉱層や鉄ガブロ）を同化したとする説も提唱され

た（Lesher, 2017; Lesher et al., 2019）。

アラスカ型貫入岩体中のクロミタイトの成因は層状クロミタイトと同様だと思われるが，両者のクロムスピネルが異なる組成トレンド（それぞれFe-trendと Al-trend）を示すかどうかは不明である。Henderson （1975）のように粒間メルトとの反応が主役を果たしているとは考えにくく，両タイプの貫入岩体を形成したマグマの分化トレンドが異なっていた可能性が高い。この点を明らかにするには更なるデータの収集とその解析が必要である。

7. ポディフォーム・クロミタイト

7.1 成因 このタイプのクロミタイトの典型的な産状，すなわちハルツバーガイト中のダナイトに包まれたクロミタイト（Figs. 1a and 2）をどのように説明できるであろうか？クロミタイトを包むダナイト（dunite enve-lope）は基本的に置換性ダナイト（replacive duntie）（Quick, 1981; Kelemen,

1990）の性質を示す（Nol-ler and Carter, 1986; Arai and Yurimoto, 1994）。この種のダナイトはマントルかんらん岩中にはかなり普通に見出され，深部から上昇したマグマ（かんらん石成分に過飽和）がかんらん岩中にもたらされ，壁岩と反応（直方輝石が分解し，かんらん石を晶出させる）した結果であるとされる（Quick, 1981; Kelemen and Ghiorso, 1986; Kelemen, 1990）。従って，このダナイト生成時には基本過程としてかんらん石の析出＋直方輝石の分解が起きているはずである。壁岩の直方輝石を消費してかんらん石を晶出させるためにダナ

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イトは境界付近でハルツバーガイトを置換したような様相を呈する。この反応の結果生じるマグマは，かんらん石の晶出による分別結晶作用および直方輝石の分解（非調和）溶融により，比較的シリカに富むようになる（すなわち，一次的マグマ＋ハルツバーガイト→ 二次的マグマ＋ダナイト）。この二次的マグマは比較

Fig. 5. （Color online） Models for chromitite formation. （a） A classical model for stratiform chromitite formation by sorting of crystals precipitated from magma （Irvine and Smith, 1969）. Chromian spinel grains, which are smaller than olivine, are separated from the cotectic aggregates of oliv-ine and spoliv-inel （chromite） during sinking in terms of grain size and density. （b） A typical mod-ern model for stratiform chromitite formation within a crustal magma chamber （Irvine, 1975, 1977）. Primitive olivine-spinel （chromite） saturated magma （A） can form a spinel （chromite）- oversaturated magma （C） when mixed with a silica-rich magma （such as B）. The spinel （mite）-oversaturated magma solely precipitates spinel （chromite） and may easily form chro-mitites. The granitic partial melt from wall crustal rocks is one of candidates for the silica-rich magmas concerned （Irvine, 1975; Spandler et al., 2005）. （c） A model for podiform chromitite formation in the mantle （Arai and Yurimoto, 1994; Arai and Miura, 2016a）. Primitive magmas moving upward in the mantle harzburgite can produce dunite and relatively silica-rich mag-mas, which can form spinel （chromite）-oversaturated magmas when mixed with subsequently supplied primitive magmas. The spinel （chromite）-oversaturated magma subsequently can give rise to precipitation of chromities enclosed by the dunite.

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的クロムにも富むことが期待される。なぜなら直方輝石は通常のマグマよりもクロムに富んでおり，その分解溶融によって生じるマグマもクロムに富むことが期待されるからである（Arai and Abe, 1995; Arai and Miura, 2016a）。さらに，このような比較的シリカに富むマグマが，後から来る未分化な（かんらん石‒クロムスピネルに飽和した）マグマと混合すると，Ir-vine （1975, 1977）が論じたようなクロムスピネルに過飽和なマグマを生ずることができる（Arai and Yurimoto, 1994）（Fig. 5c）。オマーン・オフィオライトではいわゆる後期貫入岩体（主としてダナイト∼ ウェールライト）にもポッド状のクロミタイトが生じており。その生成にはマグマ混合が関与しているよう である（Arai et al., 2004）。 その後のポディフォーム・クロミタイトの成因に関する研究は概ねステレオタイプである。結論は判で押したように「ポディフォーム・クロミタイト（特にクロムに富むもの）は前弧のセッティングでボニナイト・マグマと枯渇したかんらん岩の相互反応ででき た」である（例えば，Uysal et al., 2009; Avcı et al., 2017; Xiong, Q. et al., 2017）。前弧はそもそもマグマ 活動を欠くのが特徴なので，前弧域ではこのようなことは起き得ない。また，ボニナイト・マグマはポディフォーム・クロミタイトと同様にマグマとかんらん岩の反応の生成物であるので，きちんとした理解と記述が望まれる。すなわち，クロミタイト生成を含む一連のかんらん岩‒マグマ相互反応のアウトプットがボニ ナイトなどの島弧マグマなのである（Kelemen et al., 1990参照）。 7.2 超高圧クロミタイト 超高圧クロミタイトは謎の多い岩石である。チベットのルオブサ・オフィオライトの分布地周辺の河川の砕屑物中のダイヤモンドの発見に端を発した超高圧ク ロミタイト問題（Bai et al., 1993）は，その後他のオ フィオライト（例えば，Xiong, F. et al., 2017, 2019） からも超高圧鉱物が発見されたものの，成因については未解決の点が多い。ダイヤモンドなどの肝心な超高圧鉱物が，極めて限られた研究者が特殊な方法で確認できているに過ぎないからである。また，彼らは産状の理解よりも超高圧鉱物の発見に目的を置いているように見え，基本的な情報が共有できていない。我々の理解では，超高圧クロミタイトは，ダイヤモンド，コーサイト，モワッサナイトなどの超高圧鉱物が見出 される（Bai et al., 1993; Robinson et al., 2004; Yang

et al., 2007, 2015; Yamamoto et al., 2009）ものの， 野外での産状は普通のクロミタイトと何ら変わりがない。すなわち，同じようにダナイトに包まれハルツバーガイト中に産する。超高圧クロミタイトについて，調和性か非調和性かの記述もないことが多いが， おそらく前者であろう（Fig. 2）。また，Trumbull et al. （2009）はオマーン・オフィオライトのWadi Rajmiのクロミタイトからモワッサナイト（moissan-ite; SiC）を発見し，オマーンにも超高圧クロミタイトがあるとしたが，後に我々がWadi Rajmiのクロミタイトを片端からチェックしても，超高圧クロミタイトらしきものを見つけることはできなかった。オマーンはともかく，超高圧鉱物を含むクロミタイトはどうやら存在するらしい。では，それはどのような成因を持つのであろうか？超高圧でのマグマ的な生 成を含むモデルがいくつか提唱されている（Robin-son et al., 2004; Yang et al., 2015）が，観察事実を 合理的に説明できないものが多い。Arai （2010, 2013）は，最上部マントルでできたクロミタイト（＋周囲のかんらん岩）がマントル対流に乗ってリサイクルするモデルを提唱した（Fig. 6）。超高圧で再結晶し再び最上部マントルへ現れるというものである。超高圧鉱物はクロムスピネル中に包有されて保存されるが，他は元の低圧相に戻る。これだと，低圧クロミタイトと見かけの変わらない超高圧クロミタイトが できる（Arai, 2010, 2013）。Ishii et al. （2014, 2015） の高圧実験結果からは，リサイクルした場合の到達深度はマントル遷移帯以浅となる（Fig. 6）。クロムスピネル相は15 GPa程度を超えるとクロムスピネルの超高圧相になる前に2相に分離してしまい，低圧クロミタイトに戻る際に，元の組織を保存しにくくなるからである。超高圧クロミタイトの成因に関しては現在も議論が 続いている。Ballhaus et al. （2017）は，超高圧鉱物 （一部は還元的鉱物）は地表で落雷を受けることによっ て生成するとした。これにはGrifﬁn et al. （2018）お よびYang et al. （2018）から早速それぞれの立場か らの反論がなされた。上述のように超高圧クロミタイトには特有の組織があり，落雷で形成されるはずがないのは明白である。このような議論がなされるのも，超高圧クロミタイトの地質学的・記載岩石学的性質が全く理解されていないためである。

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7.3 鳥取県若松鉱山のポディフォーム・クロミタ イト日本は，変動帯という地質的背景から多種多様の地質とそれに応じた多様な金属資源（鉱床）を産出する事が特徴である。本論で議論しているクロミタイトはその成因がマントルや地殻の進化や構造を考える上で重要であることは勿論であるが，鉱床学的にも極めて重要である。なぜなら，人類の経済活動に伴い金属クロムや耐火煉瓦として数々の産業を支えてきたからである。日本にはかつて米国にもクロム鉱石を輸出していたクロム鉱山が中国地方に存在し，日本の製鉄業を支える基盤鉱業の一つとしても重要な役割を果たした（松本，2009）。クロミタイトは全てポディフォーム型である。その中でも日本一のクロム鉱石の産出量を誇ったのが多里‒三坂岩体の最北端（一部は稲積山岩体）に位置した鉱山群（若松鉱山，広瀬鉱山，日野上鉱山）であった。とりわけ，鳥取県日南町多里に存在した若松鉱山は最後（1996年）まで稼行し，最大規模を誇った。 Table 1には山根（2009）によりまとめられた若松鉱山の最終的なクロム鉱石の産出量を加味して日本におけるクロム鉱石（粗鉱）の積算総産出量をまとめた。同表には平野（2009）により見積もられた日本におけるクロム鉱石の総産出量である212万トンを用いて，各鉱山，各地域におけるクロム鉱石の産出割合を見積もった。これらに基づくと，日本のクロム鉱石の総産出量は中国地方中部と北海道中軸帯の2地域で日本全体の96.7％を占めることがわかる。また，中国地方中部だけでも日本全体の約8割（79.7％）を占め，その大部分は若松鉱山と広瀬鉱山の2鉱山の貢献であることがわかる。特に若松鉱山は日本では最後まで操業を続けたことにより，当時の通商産業省から委託を受けて調査を担った金属鉱業事業団や筆者ら（荒井，松本，山根）による日本のクロミタイト初の組織的研究の主要ターゲットとなった。その研究において，ボーリング試料，坑内と地表の調査などから，構成岩石種（ダナイト，ハルツバーガイトおよびクロミタイト）に関する地質学的・記載岩石学的・地球化学的な詳細が明らかにされ，ポディフォーム・クロミタイトの成因や探査に関わる多くの成果をもたらした（例えば，Arai and Yurimoto, 1994; 松本ほか，1995a,

1995b, 2002; Matsumoto and Arai, 2001a, 2001b）。なお，参考までに世界のクロム鉱石の産出量の変化を Fig. 7に示した。それによると，総じて南アフリカ，カザフスタン，インド，トルコが上位を占め，1994 年では世界での総産出量957万トンだったものが 2018年時点では4,310万トンとクロム鉱石の生産，つまり世界の需要は増え続けていることがわかる（USGS, 1994‒2020）。以上のようにクロミタイトの本邦における産出は中国地方中部と北海道の2地域でほぼ大部分を占めるが，クロミタイト中のクロムスピネルのCr# （Cr/Cr ＋Al）からみると両者はその組成が大きく異なる（Fig. 8）。すなわち，中国地方の若松鉱山を含めた全てのクロム鉱山のクロミタイト中のクロムスピネルの Cr#はほぼ0.4‒0.6に間に収まる（例えば，Arai, 1980；松本ほか，2002）のに対して，北海道中軸帯のクロム鉱山（主要な鉱山として八田鉱山，日東鉱

Fig. 6. （Color online） A model for ultra-high pressure （UHP） chromitite via deep recycling. Modiﬁed after Arai （2013） and Arai and Miura （2016a）. Low-pressure magmatic chromitite originally generated in the upper mantle has been transformed to the UHP chromitite via recycling down to the mantle transition zone. Note that the UHP chromitite is of metamorphic origin in this model. BAB, backarc basin. OP, oceanic plateau. HP, hot spot. MOR, mid-ocean ridge. See Arai （2013） for detailed discussion.

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Table 1 Summary of chromite ore output from Japanese mines. Data are from Hirano （2009）, Yamane （2009） and the Ministry of International Trade and Industry of Japan （1991）．

Total production of chromite ore in Chugoku district

Mine （鉱山） Complex （岩体）（t） Wakamatsu （若松） Tari‒Misaka （多里‒三坂） 766,853 Hirose （広瀬） Tari‒Misaka （多里‒三坂） 618,000 Hinogami （日野上） Inazumiyama （稲積山） 100,000 Mochimaru （持丸） Mochimaru （持丸） 3,000 Onuka （小奴可） Mochimaru （持丸） 8,000 Wakasugi （若杉） Mochimaru （持丸） 3,000 Ganpi （岩比） Yagami （矢神） small/unknown Takase （高瀬） Takase （高瀬） 122,000 Yoshida （吉田） Takase （高瀬） 210 Kasamatsu （笠松） Kasamatsu （笠松） 1＞ Jumonji （十文字） Mimuro （三室） 2 Yosekura （寄庫） Ashidachi （足立） 4,090 Hiragatoge （平ヶ峠（神代）） Ashidachi （足立） 5,110 Nabekura （鍋倉（広瀬神代）） Ashidachi （足立） 2,500 Sasao （鍋倉鉱山（広瀬神代）） Ashidachi （足立） 2,500 Goto （後藤） Ashidachi （足立） 4,500 Kajiyama （鍛冶山） Yufune （湯舟） 1,000 Yufune （湯舟） Yufune （湯舟） small/unknown Chigami （千上） Yanomine （矢の峯） 40 Imohara （芋原） Yanomine （矢の峯） 6,950 Yanomine （矢の峯） Yanomine （矢の峯） 1,000 Sakamoto （坂本） Yanomine （矢の峯） small/unknown Kano （加納） Yanomine （矢の峯） 1,000 Hasebe （長谷部） Yanomine （矢の峯） 1,000 Niimi （新見） Niimi （新見） 10,200 Suisyoyama （水晶山） Suisyoyama （水晶山） 9,330 Syubi （首尾） Taguchi （田口） small/unknown Mizuta （水田） Ochiai‒Hokubo （落合‒北房） 20,000

Total 1,690,285

Total production of chromite ore in Hokkaido

Mine （鉱山） Complex （岩体）（t） Hatta （八田） Mukawa （鵡川） 150,000 Nitto （日東） Mukawa （鵡川） 76,270 Yamato （大和） Mukawa （鵡川） 2,300 Touto （東都） Mukawa （鵡川） 3,127 Niitaka （新高） Mukawa （鵡川） 4,600 Hattahorokami （八田幌上） Mukawa （鵡川） 100 Hobetsu （穂別） Mukawa （鵡川） 1,000 Bozu （坊主） Mukawa （鵡川） 60 Hattahachiman （八田八幡） Mukawa （鵡川） 32,000 Tomiuchi （富内） Mukawa （鵡川） 4,000 Shinnitto （新日東） Iwanai （岩内） 41,500 Naruhira （糠平） Nukabira （糠平） 15,800 Hattausyapu （八田右左府） Nukabira （糠平） 10,000 Takimi （滝見） Nukabira （糠平） 1,000 Hattadozanku （八田銅山区） Nukabira （糠平） 700 Ponzaka （ポン坂） Nukabira （糠平） 1,000 Hattaokasyunbe （八田岡春部） Nukabira （糠平） 4,000 Mitsuichiroro （三井チロロ） Nukabira （糠平） 11,000 Hattahorokanai （八田幌内） Nukabira （糠平） 1,500 Total 359,957

Total production of chromite ore from Chugoku district and Hokkaido _2,050,242（t） Total production of chromite ore in Japan except Chugoku district and Hokkaido _69,758（t） Total production of chromite ore in Japan _2,120,000（t）

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山，新日東鉱山等）からのクロミタイト中のそれは Cr#でその大部分が0.6‒0.8の間を示す（通商産業省資源エネルギー庁，1996）。すなわち，中国地方中部 のものが高アルミニウム・クロミタイト（Matsumo-to et al., 1997）であるのに対して，北海道中軸帯の ものは高クロム・クロミタイト（通商産業省資源エネルギー庁，1996）という特徴を示す（Fig. 8）。このように，クロミタイトを構成するクロムスピネルの化学的な違いから，中国地方のものは主として耐火煉瓦用として，北海道のものは主として金属クロム用の原料として利用されてきたのである。さて，本邦最大のクロミタイトを産出した若松鉱山（Fig. 9）を中心とした中国地方中部地域に分布する超マフィック岩の調査・研究が行われたのは主に 1991年から数年であった（例えば，通商産業省資源エネルギー庁，1992）。当時，その多くが蛇紋岩（超マフィック岩）として一括されていた多くの岩体群に

Fig. 7. Annual changes of world chromitite （chrome ore） production （USGS, 1996‒2020）. It shows a remarkable increase due to an intense of demand with time. The chromium resources are un-evenly distributed in the world, i.e. mainly in South Africa, Kazakhstan, Turkey and India. They have mined podiform chromitites in Kazakhstan and Turkey, and stratiform chromitites in South Africa and India.

Fig. 8. Compositional ranges of chromian spinels in chromitites from Japan. Chromitites are so dif-ferent in spinel chemistry （Cr#） between Hok-kaido （＝Kamuikotan zone; Ministry of Interna-tional Trade and Indsutry, 1996） and Chugoku district （represented by Wakamatsu mine, Totto-ri Prefecture; Matsumoto et al., 2002）．

Fig. 9. （Color online） A view of the Wakamatsu mine, Nichinan Town, Tottori Prefecture, Japan. Taken in September, 2007. It was the largest chromite mine in Japan, and had been working until 1996. See Matsumoto et al. （2002） and Yamane （2009） for more detail.

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対し，ポディフォーム・クロミタイトの成因モデル（Arai and Yurimoto, 1994）に立脚してクロミタイトの存在と関係が深いダナイトの分布に注目して新たな岩相分布図を完成させた（松本ほか，1995a）。その結果，多里‒三坂岩体北部の若松鉱山と広瀬鉱山周辺はダナイトの存在比率が，他岩体，他地域と比べて高い事が明らかとなった。Fig. 10に，若松鉱山周辺のダナイトとハルツバーガイトの岩相分布の状況とクロミタイト（各鉱体）の位置関係を示した（松本ほか， 2002）。この調査結果などからも，ポディフォーム・クロミタイトが，ダナイトの存在比率が高い岩体の比較的大規模なダナイト部中に存在していることが明らかとなった。また，松本ほか（2002）は若松鉱山で最大のポッド（鉱体）である7号鉱体（40 m（幅）× 250 m（長さ）×25 m（厚さ））とその他の比較的小規模なポッドのクロムスピネルのCr#を比較して，7 号鉱体のものがCr#に富む（7号鉱体：0.52‒0.55, その他の多くの鉱体：0.41‒0.48）ことを見いだし，クロムスピネルの晶出過程の違いとポッドの規模の関係を指摘した。なお，クロミタイトの規模にかかわらず，クロミタイトを伴うダナイトとハルツバーガイト中のクロムスピネルが，クロミタイトを伴わないものと比べて高Cr#, 低V2O3含有量を示すことがわかった

（Matsumoto and Arai, 1997）。これは従来探査が難しかったポディフォーム・クロミタイトの鉱床探査の可能性を示唆するものとして注目される（Matsumo-to and Arai, 1997）。 7.4 形成場 ポディフォーム・クロミタイトについては，その形成場（テクトニックな場）に関する議論がある。それは既知のテクトニック・セッティングで形成されたポディフォーム・クロミタイトが余り手に入らないからである。その中で西南日本，高島（佐賀県唐津市）のアルカリ玄武岩中のクロミタイト捕獲岩は重要である（Arai and Abe, 1994; Miura and Arai, 2014）（Fig.

11a, b）。特に，ノジュラー組織を示すクロミタイト

Fig. 10. Distribution of chromitite pods projected on a horizontal plane and a north-south cross section in the Wakamatsu mine area, Japan. Modiﬁed after Matsumoto et al. （2002）. Note that chro-mitite pods are always associated with dunite. The Nanago （7th_{） Ore body is the largest}

chro-mitite pod in Japan. Lithological map of the Tari-Misaka complex （Matsumoto et al., 1995a） indicates that dunite is abundant in its northern part, where many chromite mines including the Wakamatsu mine had been working.

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は，従来ポディフォーム・クロミタイトに限って普通に見出されており注目される（Arai and Abe, 1994）。高島のクロミタイト捕獲岩はオマーン・オフィオライトのクロミタイトと類似していることも示された（Miura and Arai, 2014）。高島を含む北九州地域の下には島弧性の上部マントルが分布していると考えられており，このノジュラー組織を有するクロミタイトも島弧の上部マントルの一部であったと思われる（Arai and Abe, 1994; Miura and Arai, 2014）。従って，島弧マントルにポディフォーム・クロミタイトが存在するのは確実である。オフィオライトのポディフォーム・クロミタイトのうちのクロムスピネルのCr#が高い（0.7‒0.9）ものは島弧マグマとの成因的関係が予想され，島弧的環境で形成されたものであろう（例えば，Arai and Yurimoto, 1995）。

また，現在の海洋底からもポディフォーム・クロミタイトが得られている（Arai and Matsukage, 1996, 1998; Matsukage and Arai, 1998; Abe, 2011）（Fig. 11c, d）。これらはいずれも小規模であるが，オフィオライトやかんらん岩体中のポディフォーム・クロミタイトと共通の性質を有する（Arai and Matsukage, 1998）。また，多くのポディフォーム・クロミタイトを含むオフィオライトは島弧性であることから，ポディフォーム・クロミタイトは基本的に海嶺では形成されないという議論が多い（例えば，Rollinson and Adetunji, 2013）。しかし，海嶺下がクロミタイト形成に不利であるという理由はなく，海底に大規模なクロミタイトが見出されていないのは今まで調査された領域が極めて限られているためであろう（Arai and Miura, 2015, 2016b）。現在に至るまで，海洋底の深部岩石は低速拡大軸のセグメント境界からのものが圧倒的に多く，データが偏在している。低速拡大軸のセグメント中心付近や高速拡大軸の深部岩石は十分な調査がなされていないが，そこにこそ大規模なクロミタイトが存在する可能性がある（Arai and Miura, 2015）。Rollinson and Adetunji （2013）は海洋起源のオフィオライトにはクロミタイトが見出されていないことを強調，重要視しているが，典型的な海嶺性のオフィオライト（Dilek and Furnes, 2011），例えばマクォーリー・オフィオライト（Macquarie ophiol-ite）のマントル部は極めて規模が小さく（Varne et al., 2000），そこにクロミタイトがないからといって 海嶺では形成されないという議論はとても成り立たない（Arai and Miura, 2016b）。元来，マントルかんらん岩中のクロミタイトの存在度はそれほど高くないし，偏在度も高いからである。ポディフォーム・クロ

Fig. 11. （Color online） Chromitites with unquestionable origin of tectonic setting: chromitites from subarc mantle （a, b） and abyssal chromitites （c, d）. （a） Massive chromitite xenolith in alkali basalt from Takashima, Japan. Coin is 2.2 cm across. （b） Xenolith of banded dunite-chromitite in alkali basalt from Takashima, Japan. Coin is 2.2 cm across. See Arai and Abe （1994） and Miura and Arai （2014）. （c） Disseminated chromitite in serpentinized dunite drilled from the Mid-Atlantic Ridge （Sample 209-1271A-4R-2, Peace 2, 38‒47 cm, ODP Leg 209; Abe, 1991; Kelemen et al., 2004）. （d） Chromitite mini-pod in serpentinized dunite drilled from Hess Deep, East Paciﬁc Rise （Arai and Matsukage, 1996, 1998; Matsukage and Arai, 1998）. Sample No. 147-895E-6R-2-5E, ODP Leg 147.

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ミタイトのうちクロムスピネルのCr#が比較的低い（＜0.6）ものには海嶺で形成された可能性がある（Arai and Miura, 2015）（Fig. 12）。

多くのオフィオライトのマントル部はしばしば複数の テクトニック場を記憶している（例えば，Arai et al., 2006; Uysal et al., 2009）。すなわち，海嶺で形成され たリソスフェアが後の沈み込みにより島弧環境で改変されることが起きる。これはオフィオライト形成（海洋リソスフェアの上昇・定置）のために必須であると考え られる（Arai et al., 2006）。よく研究されているオマー ン・オフィオライトでは，海嶺過程で調和性クロミタイトが形成され，島弧過程で非調和性クロミタイトが形成されたと解釈されている（Ahmed and Arai, 2002; Miura et al., 2012, 2014; Miura and Arai, 2014）。

8. 新たな成因論の展開

クロミタイトの成因論の新たな展開のためには，クロミタイトに普遍的に見出せるのに未だに実体が不明である上述のクロムスピネル中の包有物（Fig. 3a, b）の成因を明らかにする必要がある。この種の包有物は 1960年代より層状クロミタイト中に認識されていた（McDonald, 1965）が，これをトラップされた花崗岩質メルトとしたのはIrvine （1975）である。花崗岩質マグマが未分化（に近い）マントル由来の玄武岩質マグマと混合すると，確かにクロムスピネル成分に過飽和なマグマが生成され得る（Irvine, 1977）。後に Spandler et al. （2005）が包有物の均質化溶融実験で 玄武岩＋花崗岩メルトの混合トレンドを確認したとした。ただし，変化図で見る限り混合トレンドらしきものは認められるものの，通常の花崗岩マグマが関与したとは思えない（Fig. 13）。ポディフォーム・クロミタイトでは，オマーン・オフィオライトのものが Borisova et al. （2012）, Rollinson et al. （2018）およ びYao et al. （2020）により同様に均質化溶融実験が 行われ詳細に研究されている（Fig. 13）。それによると包有物の組成はスティルウォーター貫入岩体のもの （Spandler et al., 2005）とかなり異なるが，やはり変 化が大きい。この溶融均質化された包有物はトラップ時のメルト組成をそのまま表していないものの情報として重要であるが，まだ実験例が少ない（Fig. 13）。注目すべきは他の岩石のクロムスピネル中の類似した包有物の成因である。この包有物は，現在の海洋底から得られるトロクトライト，ダナイト，ガブロなどの深部由来岩にも認められることが知られている （Arai and Matsukage, 1996; Tamura et al., 2008,

2014, 2016）。これらの岩石はマントル・ハルツバーガイトが未分化MORBと反応してできたものと解釈される（Arai and Matsukage, 1996）。この過程の重要なポイントは直方輝石の分解，すなわち直方輝石＋マグマ1→かんらん石＋マグマ2のような反応である（Arai and Matsukage, 1996）。直方輝石がマグマと反応して分解する時，直方輝石の周囲の二次マグマは極めて不均質になる（濃度勾配ができる）ことが知ら れている（Shaw et al., 1998; Shaw, 1999）。また， 直方輝石は通常のマグマに比べてCr/Al比が高く，この二次マグマはクロムに比較的富むことが期待され（Arai and Abe, 1995; Arai and Miura, 2016a），クロムスピネルに過飽和であることが予想される。このクロムスピネルが不均質なマグマをトラップする可能性がある。したがって，ポディフォーム・クロミタイトのクロムスピネル中の包有物は，マントルかんらん岩（特にハルツバーガイト）‒マグマ反応の最前線で形成されたのではないだろうか（Fig. 14）？また，このクロムスピネル過飽和マグマは直方輝石と反応関係に

Fig. 12. （Color online） A model for chromitite formation at and around mid-ocean ridges. Modiﬁed from Arai and Miura （2015）. Chromitites possibly form especially along fast-spreading ridges as well as at the segment center of slow-spreading ridges. Our research has been biased to the seg-ment boundaries of slow-spreading ridges, where chromitites are expected to be sparse. Even UHP chromitites may emerge at the mid-ocean ridge if we accept the model of Fig. 6 above. See Arai and Miura （2015, 2016b） for more detail.

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あり，さらに移動し直方輝石に接すると反応を続ける。これによりトラップされるマグマの組成の多様性が増すであろう。それでは前述の層状クロミタイトのクロムスピネル中の同様の包有物の成因はどう考えたら良いのであろうか？上述のように，包有物の化学組成（Spandler et al., 2005）は，この元となったマグマが花崗岩と玄 武岩質マグマの混合では説明できないことを示す（Fig. 13）。包有物の組成は，層状クロミタイトのも の（スティルウォーター貫入岩体；Spandler et al., 2005）とオマーン・オフィオライトのもの（Boriso-va et al., 2012; Rollinson et al., 2018; Yao et al., 2020）で異なるが，データが少なく層状クロミタイトとポディフォーム・クロミタイトの間で系統的な差があるかどうかは不明である（Fig. 13）。そこで，前者のクロムスピネルおよび包有物（を作ったメルト）はマントル起源である可能性を指摘したい。層状貫入岩体を作ったマグマはマントル起源であり，マントルを上昇中に壁岩のかんらん岩と反応し，マントル中にクロミタイト（＝ポディフォーム・クロミタイト）を生成した（Fig. 15）。上昇するマグマは外来結晶的にメルト包有物を含んだクロムスピネルを運び上げた。このモデルはEales （2000）, Mondal and Mathez （2007）の，ブッシュフェルト貫入岩体を作ったマグ

マがクロムスピネルを既に含んでいたという解釈と整合的である。

ただし，Fig. 4bのように，層状クロミタイトとポディフォーム・クロミタイトでは系統的にクロムスピ

Fig. 13. Bulk chemical compositions of spinel-hosted poly-mineralic inclusions in chromitites. They have been obtained by homogenized glass by fusion （Spandler et al., 2005; Borisova et al., 2012; Rollinson et al., 2018; Yao et al., 2020）. Note that the inclusions in the stratiform chro-mitite of the Stillwater complex cannot be formed by mixing of granitic magmas and any possi-ble source magmas expected for the complex （McCallum, 1996） despite the argument of Spandler et al. （2005）. See text for more discussion. Asp, aspidolite. Prg, pargasite. Opx, or-thopyroxene.

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ネルの組成（3価の陽イオン比）が異なる。これにはクロムスピネル粒子の運搬中∼マグマ溜り滞留中において，分化しつつあるマグマから組成の改変を受けたのであろう。また，層状クロミタイトのすべてのクロムスピネル粒子がマントルでポディフォーム・クロミタイトを形成しているわけではない。マグマ溜りで晶出したin-situのクロムスピネル粒子も存在するであろう。さらに，現在地表に露出している層状クロミタイトを含む層状貫入岩体は多くが始生代∼原生代と古く，多くが顕生代である現在露出しているポディフォーム・クロミタイトとは直接には繋がらないことに注意が必要である。古い時代の層状クロミタイトを形成したマグマがマントル中を上昇する時に，かんらん岩と反応し，ポディフォーム・クロミタイトを作っていた可能性は高い（Arai and Ahmed, 2018）。ただし，それらは現在地表には露出していない。

9. 熱水性クロミタイト：

クロミタイト形成における水の役割

熱水性クロミタイトおよびポディフォーム・クロミタイト形成に対する水の役割については，最近の Arai et al. （2020）に詳しく論じられている。1930年 頃からクロミタイトの形成には水が重要な役割を果たすのではないかとする議論があった。それはクロミタイト（特にポディフォームのもの）および周辺の岩石のみが選択的に加水され変質しているからである。しかしこの解釈は誤りで，選択的な変質（特に蛇紋岩化）は上述のかんらん石がサブソリダスで二次的にマグネシウムに富むようになったためである。言い換えると，選択的な変質はクロムスピネルの濃集の結果な のである（荒井，1978; Arai et al., 2020）。また，ク ロミタイト中のクロムスピネル中の包有部（メルト起源）が水を含むことから，クロミタイト形成には水に

Fig. 14. （Color online） Possible formation processes for the spinel-hosted melt inclusions within the mantle. See also Fig. 5. The heterogeneity of the trapped melts （Fig. 13） is possibly due to a strong chemical gradient （heterogeneity） of melts formed on reaction decomposition of mantle orthopyroxenes （Shaw, 1999; Tamura et al., 2014, 2016）. The spinel （chromite）-oversaturated melt （C） formed by mixing of melt A, which is primitive and olivine-spinel saturated, and melt B, formed by incongruent melting of orthopyroxene （Opx） is still reactive with mantle orthopy-roxene and promotes further reaction when moving upward. This will accelerate the complexi-ty of chemical compositions of melts trapped by chromian spinel. Note that the spinel is repre-sented by chromite here.

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富むマグマあるいは流体の関与が必須であるとの主張 もある（Johan et al., 1983, 2017; Matveev and Ball-haus, 2002）が，上述のようにこれも根拠が薄い。

北部オマーン・オフィオライトのマントル最上部∼ 下部地殻部で，確実に高温流体より晶出したと考えら

れるクロムスピネルが見出された（Arai and Akiza-wa, 2014; Akizawa and Arai, 2014; Akizawa et al., 2016）（Fig. 16）。母岩はディオプシダイトと呼ばれ る（Python et al., 2007）熱水性のディプサイドに富 む岩石であるが，クロムスピネルはしばしば濃集体を 作る（Arai et al., 2020）。これはまさに熱水性クロミ タイト（hydrothermal chromitite）と呼ぶべきもので，クロムスピネルの化学組成（Cr#＝0.7‒0.8）は通常のポディフォーム・クロミタイトのものと同様であるものの，記載岩石学的性質は極めて特異である。すなわち，クロムスピネル結晶はしばしば骸晶状であり，ウバロバイト（またはグロシュラー）などのCa‒ Al珪酸塩を伴う。多くのポディフォーム・クロミタイトは熱水起源ではないものの，熱水によってクロムなどの元素は移動し，しばしばクロミタイトとして濃集することは可能である。マントル∼下部地殻を循環する水としては海水またはスラブ流体が考えられる。両者とも地殻，マントルを通過し，クロム（塩素と錯体を作る）などの元素を取り込み移動し，減圧，冷却などでクロムスピネルを晶出させる。従って，マントル・ウェッジ中ではクロムの再分配が行われる。そして，小規模ながらクロミタイトが形成されうる。ただし珪酸塩マトリックスは，かんらん石が卓越する通常のポディフォーム・クロミタイトと異なり，Ca‒Al珪酸塩に富むであろう。もちろん，Nakamura and Kushiro （1974）や Mibe et al. （2002）などの実験結果を見ると，Ca‒Al 珪酸塩成分に乏しい流体がマントル・ウェッジ中を活動し，通常のポディフォーム・クロミタイトと同様の性質を持つ熱水クロミタイトが形成される可能性は否定できない。

Fig. 16. （Color online） Hydrothermal chromitites found in Wadi Fizh, northern Oman ophiolite. See Arai et al. （2020） for detailed descriptions. （a） Hand specimen. Note the ﬁne-grained chro-mitite ﬁlling the interstice of pale green coarse hydrothermal diopside （Python et al., 2007）. （b） Photomicrograph. Chromian spinel is fine and irregular in shape （Arai and Akizawa,

2014; Akizawa and Arai, 2014）. Plane-polarized light. Fig. 15. （Color online） Possible genetic linkage between

the podiform chromitites in the mantle and the stratiform chromitites in the crust. The magma that produced the stratiform chromitite possibly had precipitated another chromitite of podiform type during upward movement. The spinel-host-ed melt inclusions were possibly generatspinel-host-ed in the mantle stage via decomposition of orthopy-roxene.

クロミタイト：クロム資源にして地球深部過程指示者

総 説