正如晚期结晶的黄铁矿、辉铂矿、方解石、萤石所表明的，岩浆后期流体含有HzO, COz, F, C1, S, Na，而且流体包裹体中还存在有石盐。黄金麻水是主要组分，按照500℃时拐石+co:的稳定性，而不是金红石+方解石+石英的稳定性，认为co，的浓度比0.5还要低得多(Hunk等1977)。如黄铁矿一磁铁矿共生所表明的，S的浓度是低的;Holland(1972) 指出这种流体在6000C时 f Hzo/f H2s比值为1000黑云母中F的浓度与Muno:等(1974) 的离子交换实验资料一致，在5000C'时，f H2O/f H，比值为10,000. Cl的含量还不清楚。这些挥发性成分非常丰富，以至控制了固体相的成分，而不是相反，它们携带离子，特别是篡 Fe, Mo,W，这些元素作为黄铁矿、辉钥矿和白钨矿沉淀在边缘花岗岩黄
金麻及其接触变质带中，而携带的Rb，在接触处的变杂砂岩中富集尚有怀凝。
正如碱性长石和云母的实验所证明的，相的成分限制了这种分配系数，而且，Kin. 严密地受温度控制，温度愈高，KR‘愈小。压力也控制着化学势，其次是活度和分布系数，但它们对KR‘的影响尚不清楚。在卜劳门尼克花岗岩黄金麻中，黑云母的成分变化与Volfinger (1974)所用的端员之间的差异相比是窄的，因此，当忽略小的压力变化时，则对Rb/K分布的主要控制因素是温度。因而对随温度下降的卜劳门尼克矿物对而言，可以预料KR‘有显著的变化。所有有相同KR、的黑云母一碱性长石矿物对都可能意味着一种相对低温时的晚期平衡。从上述的推论，此温度相当于5500C左右。
对碱性长石与奥长石之间Sr的分布可看到相似的特性。Liyama (1968)指出了在两个系列的长石中，Sr对Na的优先置换，其次是K，更向后是Ca被Sr置换。对祖粒花岗岩黄金麻的天然长石而言，两种长石的Sr/ (K+Na)的分配呈线性关系 (图7)。我们的资料与600℃和PH2O = 1,000巴时Or7s Ab1s-Anso Ab7o矿物对的实验分配资料一致。
因此看来，某些微量元素在岩浆后期阶段发生了活化，而且卜劳门尼克的天然体系像有关Rb. Sr的热液体系的实验一样，也起了作用，由矿物之间的离子交换所重新分布的这些元素，在整个上面所引用的热水介质中是岩浆期后平衡的最好标志。由于岩浆后期流体逸出，故这种天然体系是开放体系;但我们并不称这种岩浆后期蚀变为交代作用，因为在整个岩石样品中元素。的等值再分配显示了与奥一长石中Ca的I司心状态相似的岩浆型式(图3)，这在岩体规模上完全排除了活动行为;根据柯尔任斯基(1957)的意见，这是变质作用的情况，而在此处是自变质作用，而非交代f用。
从内部堆积二长花岗岩黄金麻向外部残留正长花岗岩黄金麻，犷物成分的渐进变化确定了一种同心的隐蔽层。钙质奥长石、角闪石和次三八面体黑云母的分离在碱土金属Ca, Mg% Ba" Sr方面改造了残余液体多钦铁矿的分离增加了残余岩浆的Fe'丫Fee‘比值，使非三八面体黑云母、磁铁矿和摺石在残余岩浆中结晶。
在晚期岩浆阶段的岩浆后期幕时，以前的矿物组合局部达到平衡。钦铁矿中Mn的富集、钦铁矿局部被嘴石交代和被摘石边围绕、黑云母的去经基化作用都表明了一种氧化作用过程，可能是由于H:进一步从出溶流体中逸出所造成。挥发成分含有大量的Hz0和一些 coils, F, Cl，其/Hzo/f 11，大约为10,000, f Hzo/f Fl2，可能偏离100不远。当冷却时和矿物成分(特别是黑云母)得到缓冲时，这些流体增强了矿物之间的离子交换。
岩浆后期变化规模较小。象黑云母、碱性长石与斜长石之间的Rb, Sr等微量元素随深成岩的冷却而发李灼完全重新分布，在手标本和露头上就可看到，而不是在岩体中才看到。 虽然这种岩浆后期阶段的物理条件随时间而连续改变，但KR、和KS:的极小分散表明了一种窄的平衡温度范围‘卿显度被认为与从Fe-Ti氧化物、黑云母以及伟晶岩中斜一长石与碱性长石之间的Na分配得出的退库相同，大约为5500C或稍低，此沽计值可与其他数值相比较，如黑云母中的F/(F+OH)比耸" KRb和KS，的实验测定值·介2。大约为500巴或甚 IFE更传，Poz6大约为190(? }.o::.黑云每巾的Rb/K或(和)碱性长石中的Rb/K之比值在 5500C和1千巴时为4.5，此值可用于根据黑云母一碱性长石矿物对进一步校正Rb的地质温度。

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