I型花崗岩

ケイ酸塩溶融物から結晶化した鉱物は一次鉱物とみなされます。これらは岩石中の含有率に基づいて、「主要鉱物」、「微量鉱物」、「副次鉱物」に分類されます。

I型花崗岩の主要鉱物は、S型およびA型花崗岩と同様に、斜長石、カリ長石、石英です。I型花崗岩は、S型花崗岩の色指数相当のものよりも石英の含有量が少なくなっています。斜長石は累帯構造とアルバイト双晶を示します。カリ長石は、パーサイト組織、カールスバッド双晶、そして微斜長石ではタータン双晶を示すことがあります。石英とカリ長石は、花崗斑状組織をほとんど示しません。

黒雲母は、I型花崗岩で最も一般的な微量鉱物です。I型花崗岩の黒雲母は、一般的にS型花崗岩の黒雲母よりも緑色が濃く、これは手持ち標本でも偏光顕微鏡でも確認できます。苦鉄質の組成を持つ花崗岩、つまり色指数が高い花崗岩には、角閃石と黒雲母が多く含まれています。 ^{[ 1 ]}角閃石は、I型花崗岩に典型的な鉱物で、S型花崗岩には存在しません。角閃石の結晶は双晶を形成したり、組成的に累帯構造を示すことがあります。

ジルコンとアパタイトはI型花崗岩とS型花崗岩の両方に存在しうるが、チタン石（スフェン）とアラナイトはI型花崗岩の診断用副鉱物と考えられている。^{[ 1 ]}  アラナイトは通常、放射性崩壊によるメタミクト化の結果としてアラナイトの固相下での体積増加によって生じる放射状の亀裂に囲まれている。アパタイトの包有物は一般的であるが、S型花崗岩のものほど豊富でも大きくもない。一次白雲母は弱過アルミナ質の分化したI型花崗岩に存在することがある。 ^{[ 1 ]}したがって、白雲母の存在だけではS型花崗岩の診断にはならない。

一次鉱物と熱水流体との化学反応によって岩石中に形成される鉱物は、固相線下鉱物に分類されます。これらは、ケイ酸塩溶融物が存在しない状態で、固相線の温度と圧力条件よりも低い温度と圧力条件下で形成されます。その他の変質鉱物は、岩石中に存在する鉱物が地下水や大気と相互作用することによって、地表付近で形成される場合があります。

黒雲母の変質により、蛍石、緑泥石、磁鉄鉱やチタン鉄鉱などの酸化鉄が生成されることがあります。絹雲母変質は長石中に見られます。より進化したI型花崗岩では、方解石が後期段階および/または固相下鉱物として存在します。蛍石は方解石と同様にまれで、観察される場合はより進化したI型花崗岩と関連しています。蛍石は結晶化の後期段階生成物として形成されることがあります。緑泥石や不透明酸化物とともに、黒雲母の固相下変質の一部としてよく観察されます。白雲母は長石と黒雲母の変質として存在します。緑簾石は、特にアラン石の縁に見られます。

色指数、すなわち石英、斜長石、アルカリ長石以外の鉱物（例えば、苦鉄質ケイ酸塩、酸化物、硫化物、リン酸塩など）のモード存在量は、花崗岩の成熟度を推定するために使用できます。若いI型花崗岩は色指数が高く、角閃石、黒雲母、チタン石、アラン石、酸化物などが一般的に多く含まれています。一方、より進化した（つまり分化した）I型花崗岩は色指数が低く、分化した性質を示す白雲母などの鉱物を含む場合があります。

I型花崗岩は、さまざまな組織を持つことがあります。I型花崗岩は、他の花崗岩と同様に、結晶サイズが隠微晶質から顕晶質まで変化することがあります。結晶サイズ分布には、斑状組織、列状組織、まれに等粒状組織が含まれます。他の花崗岩と同様に、 I型花崗岩の斑晶は一般的に長石ですが、角閃石の場合もあります。角閃石は、手標本スケールでS型花崗岩とI型花崗岩を区別する特徴です。^{[ 1 ]}

I型花崗岩は、シリカ、カルシウム、ナトリウムを豊富に含みますが、S型花崗岩に比べてアルミニウムとカリウムの含有量は少なくなります。I型花崗岩は一般的にメタアルミナスから弱過アルミナスです。これは、メタアルミナスなI型花崗岩に角閃石やチタン石、アラン石などの副成分鉱物が存在することで鉱物学的に表れます。なお、弱過アルミナスの分化したI型花崗岩では、一次白雲母やまれにスペサルティンを多く含むガーネットが結晶化することがあります。

I型花崗岩の希土類元素図は、S型花崗岩のものよりも平坦な傾向があり、これはI型花崗岩に含まれるアパタイトの量が少ないことが原因であると推測されている。また、I型花崗岩はS型花崗岩よりもルビジウム／ストロンチウム（Rb/Sr）比が低い。

初期ストロンチウム同位体比（^87Sr / ^86Sr）_iは、I型花崗岩とS型花崗岩を区別する良い指標であり、I型花崗岩はS型花崗岩よりも初期ストロンチウム同位体比が低い。

I型花崗岩は、火成岩の融解によって生成されたものと解釈されている。I型の「I」は、実際には火成岩を意味する。この解釈は、チャペルとホワイトが1974年の論文で、オーストラリア南東部のラフラン褶曲帯での観察に基づいて行ったものである。

IS線とは、火成岩地帯におけるI型花崗岩とS型花崗岩の接触面として観察される線である。この接触面は通常明確に定義されており、オーストラリアのラフラン褶曲帯はその一例として挙げられる。IS線は、2種類の溶融物の生成帯を隔てていた地下の古構造の位置を示すものと解釈されている。

花崗岩の深成岩体は、その起源地域によって岩石群や上位岩石群に分類することができ、さらにそれらの組成を比較することで分類が解釈されます。この分類は、花崗岩の進化段階（通常はシリカ含有率またはマグネシウムと鉄の比率）に対して、様々な元素の濃度をプロットすることによって行われます。同じ起源地域を持つ火成岩は、シリカと元素の濃度空間において直線上にプロットされます。

同じ起源地域に由来する花崗岩であっても、鉱物組成は大きく異なる場合が多く、例えば、同じバソリス内でも色指数は大きく変動することがあります。さらに、多くの鉱物は融解に抵抗し、I型花崗岩を形成するマグマを生成する温度では融解しません。この鉱物学的異常を説明するモデルの一つに、残余物分離説があります。このモデルでは、色指数鉱物など、融解に抵抗する鉱物は融解せず、溶融物によって固体の状態で運ばれます。したがって、起源地域から遠い溶融物には色指数鉱物が少なく、起源地域に近い溶融物には色指数が高くなります。このモデルは、部分溶融説や分別結晶作用説を補完するものです。

他のモデルには、マグマ混合、地殻同化、および供給源領域の混合が含まれます。最近の研究では、I型およびS型マグマの供給源領域は、それぞれ均質な火成岩または堆積岩ではないことが示されています。代わりに、多くのマグマは、供給源物質の組み合わせから供給された兆候を示します。これらのマグマは、I型とS型の両方の同位体特性の組み合わせと考えることができる一連のネオジムおよびハフニウム同位体特性によって特徴付けられます。マグマ混合は、花崗岩を観察する際に考慮しなければならない花崗岩形成のもう1つの側面です。マグマ混合は、異なる組成のマグマがより大きなマグマ体に貫入するときに発生します。場合によっては、溶融物は混ざり合わず、分離したままで、密度の低い高密度の珪長質マグマチャンバーの底に、より密度の高い苦鉄質マグマの枕状の集合体を形成します。苦鉄質枕状玄武岩は、マグマ混合を示唆する珪長質マトリックスを示します。あるいは、溶融物が混ざり合って、貫入溶融物と貫入された溶融物の中間の組成を持つマグマを形成する。