黄金麻花岗岩化后，以较高含量存在的一些元素(C。例外)是那些被Green和Ringwood (1967)称之为上地慢矿物的“不相容元素”。这是一个弧有力的支持黄金麻花岗岩化流体为地慢成因的证据。Kohle，和Muller-Sohnis的研究结果进一步支持这种看法。他们发现黄金麻花岗岩中S:同位素的初始比值(0.708)比深熔岩中的初始S:同位素比值(二组不同样品的比值分别为。.710和。.713)要低。因此，他们的结论是，地慢衍生的Sr必定巳经加入到花岗质岩浆了。
对于加入元素的源岩为地壳成因的看法是不可取的。因为选择性地活化全部的地慢不相容元素群的地壳作用并不清楚。在石炭纪期间，来自地壳的Sr在同位素组分上肯定明显地不低于0.708,
从地慢加入的元素衍生的方式 由于慢源流体加入而提出的解释，需要作进一步的说明。 许多研究业已表明:与岛弧伴生的火山岩，其钾的含量随其远离海槽而增高(参看D广 ckinson和Hatherton1967)。对其它元素(lakes和White对Rb, Ba,Zr,Th, U，一972; Hutchinso。对Rb, Sr, 1976; Langford和Morin对Ba, Sr, Zr, 1976)更详细的研究亦揭示出同样的趋势。Bateman和Dodge (1970)，发现内华达山脉中部岩基的岩石中的K和 Ti存在同样的趋势。Regensburger Wald地区岩石中K, Rb, Sr, Ba, Ti, Zr等这些元素的侧向增加似乎是局部性的增加。
新近发展的岩石学模式提供了一个有关这些元素的成因。B oettcher (1973)以及Fyfe 和Mcbirney (1975)在俯冲大洋板块中区分了含水矿物分解的两个带。第一个带的深度大致在100公里左右。滑石、蛇纹石、白云母以及角闪石分解(Wyllie 1973)产生含水流体，按照这些矿物的相对丰度，这种含水流体含Na2O比KzO更富。这些流体可以引起Na交代作用(Fyfe和Mcbirney 1975)或者产生具有较高的NazO/KzO比值的熔融物。金云母.在第二带中分解，深度大致在200公里左右。这个深度的温度高得足以使正在下冲的板片和位于地慢之上软流圈中的含水矿物部分熔化。所形成的岩浆将有一个低Na2O/KzO比值。这两种源岩中，产生钾质熔浆的这种来源更适合解释我们这次研究中发现的这些化学变化。问题在于地慢成因的富钾岩浆如何能够在上部地壳中产生钾质黄金麻花岗岩。有两种模式可以考虑:
1.一种模式可以假定:玄武质熔融物通过莫霍面后，在下部地壳开始了一个纯化旋迥带(a yone refining cycle) o在这一过程中，与沉淀下来的矿物不相容的一些元素将分馏到熔融物里去。因此，结晶黄金麻花岗岩，它不是侵入岩，当时应该是这种作用的最终阶段。
结晶黄金麻花岗岩中表示富集或贫化的这些元素的化学性质告诉我们，那些矿物能够还是不能够保留在这种纯化旋迥带的残余固相中。表1中的这些指数可以作为一个引导。在较年青的岩石中比在深熔岩中出现更少的那些元素，即是保留在残余固相中的那些元素。因此，可能残留的矿物是橄栏石和斜方辉石(含Mg, Fe, Ni，甚至可能还含LO，硫化物(Fe, Cu. Ni)以及磁铁矿(含V)。富集Na, K, Rb, T1, F, Ba, Ca, Sr, Ti, F, Zp和Zr时，则不形成长石、云母、钙一闪石、钙一辉石、磷灰石、钦铁矿以及钦一磁铁矿。这种矿物的外形表明，超镁铁质岩石是固态残余物，这种情况在地慢中似是而非，而在地壳中倒是否足为奇的。因此，纯化带不能解释深熔岩与它的黄金麻花岗岩化相当物之间的化学差异。
