冀北金矿床中酸性侵入岩的成因

冀北金矿床中酸性侵入岩的成因

最近，一些科学家指出，在研究中国东部燕山期的岩浆作用时，中国东部广泛分布着埃达科斯克林岩或c-亚德科斯克林岩（c-a型）（张启等，2001；李武平等，2001；王宇等，2001；王强等，2002），引起了当地学术界的关注。近年来的研究还发现,埃达克质岩与金属矿床,特别是Au、Ag、Cu、Mo热液矿床和斑岩型矿床密切相关。例如,Thieblemont等(1997)研究了全球43个Au、Ag、Cu、Mo低温热液和斑岩矿床,发现其中38个与埃达克质岩有关。据研究,我国华北胶东、小秦岭Au、Mo矿,北方造山带的阿尔泰南缘、北山、白乃庙、多宝山斑岩铜矿;长江中下游和德兴地区Cu-Au-Fe成矿区,如铁山铁铜矿、封山洞铜矿、沙溪铜金矿、德兴斑岩铜矿等都与埃达克质岩有关(张旗等,2001;王强等,2002,)。冀北是我国重要的Au成矿区之一,其中以冀东的遵化-青龙-宽城及冀西的张家口-宣化地区最为著名。区内中生代岩浆活动广泛而强烈,发育了一套巨厚的火山岩和相应的侵入岩。对这些岩浆岩和金矿床前人做了大量的研究(余昌涛等,1989;于润林等,1989;张秋生等,1991;宋瑞先等,1994;银剑钊等,1995;章百明等,1996;中国人民武警黄金指挥部,1996;康显桂等,1996;苗来成,2000;赵海玲等,2001;王宝德等,2002;Miaoetal.,2002;Hartetal.,2002),积累了丰富的资料。虽然冀北金矿可以划分为不同的类型(曲以秀等,1995;王郁等,1997;常全明等,1999;赵海玲等,2001;王宝德等,2002),对金矿的成因有不同的认识,但大多数研究者都认为区内的金(Ag、Mo)矿是深源成因的,与中生代岩浆岩有关(余昌涛等,1989;曲以秀等,1995;王郁等,1997;秦大军等,1997;常全明等,1999;杨仕道等,1999;赵海玲等,2001;王宝德等,2002;Miaoetal.,2002)。本文在综合作者和前人资料的基础上,将冀北(包括冀东和张宣地区)与金矿有关的中生代中酸性侵入岩划分为两类:一类具高Sr低Y的特点,类似埃达克质岩的地球化学特征;另一类则表现为低Sr和低Y,不具有埃达克质岩的特征,如与峪耳崖和金厂峪金矿有关的峪耳崖和青山口花岗岩。作者认为,虽然上述两类花岗岩表现出不同的地球化学特征,但两者均具有来源深的特点。而且本文对其与冀北金矿成矿作用的关系做了较深入的探讨。1断裂发育部位冀北在大地构造位置上处于华北克拉通北缘,其北部为北方造山带。区内分布太古代-早元古代的结晶基底、中元古代-新生代的沉积-火山岩盖层。区内断裂构造发育,以东西向和北东向两组为主。前者自北而南主要有康保-赤峰、丰宁-隆化、大庙-娘娘庙和尚义-平泉断裂带及横贯冀东矿区的密云-喜峰口断裂;后者主要为上黄旗-乌龙沟断裂及青龙-滦县断裂。中生代侵入岩和火山岩极为发育,两者主要呈北东-北北东向分布。张宣和冀东两个金矿集中区均位于色的,另一种是红色的,两类花岗岩的SHRIMP年龄一致尚义-平泉深大断裂带的南侧(图1,2)。该区具埃达克质岩特征的侵入岩广泛分布,据张旗等(2003)的资料,北京-冀北-辽西一带的安家营子、寿王坟、山岳沟、裴家屯-旧门、碱厂、大梁顶、都山、肖营子、南猴顶、八达岭、房山、云蒙山、矾山、大河南、大海坨、涞源、口前等花岗岩类均具有埃达克质岩的特征。据刘红涛等(2002)研究,在华北北缘(冀北-辽西-赤峰地区)具高Sr低Y特征的侵入岩体达64个之多,时代从230～110Ma,相当于印支-燕山期,其中以晚侏罗世-早白垩世时期最发育。2东平川和张玄地区中生代花岗岩的特征和时期2.1新生代侵入岩冀东和张宣地区与金矿有关的花岗岩类广泛分布,按照银剑钊等(1995)和中国人民武警黄金指挥部(1996)的资料,张宣地区大部分的花岗岩为燕山期的,冀东花岗岩(张秋生等,1991)为印支期-燕山期;而据最近的资料,张宣地区也存在印支期花岗岩(Miaoetal.,2002),余者大多为燕山早期(早侏罗世-晚侏罗世);冀东地区花岗岩主要为燕山早期,少部分是燕山晚期(早白垩世)。花岗岩类包括闪长岩、二长闪长岩、二长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩及花岗岩等,多以岩株、岩基,少数以岩脉形式产出(图1、2)。张宣地区与金矿有关的中生代侵入岩主要有谷咀子巨斑状花岗岩、红花梁二长花岗岩、响水沟斑状花岗岩(以上为埃达克质岩)以及温泉巨斑状花岗岩、上水泉钾长花岗岩(非埃达克质岩)等(图1,表1)。谷咀子巨斑状花岗岩侵入在桑干岩群中锆石,SHRIMP年龄236Ma(Miaoetal.,2002),形成于印支期。红花梁岩体为黑云母二长花岗岩,侵入太古代崇礼群和水泉沟岩体中,被侏罗纪火山岩覆盖,岩体K-Ar年龄为115Ma和177Ma(向树元等,1992;中国人民武警黄金指挥部,1996);响水沟岩体为斑状花岗岩,是响水沟金矿的围岩,全岩K-Ar年龄为171Ma(胡小碟等,1990)。上水泉钾长花岗岩侵入于太古代崇礼群、水泉沟岩体和侏罗纪火山岩中,岩体的锆石SHRIMP年龄144Ma(Miaoetal.,2002)。冀东地区与成矿有关的侵入岩较多,它们侵入于太古代的变质岩和中晚元古代的地层之中。按照地球化学特征,上述岩体可分为高Sr低Y型(埃达克质岩)和低Sr低Y型两种类型。其中埃达克质岩大致可分为3期(表1):(1)印支期以都山(边琴相)、柏仗子岩体为代表(223～222Ma);(2)燕山早期有肖营子、贾家山(146～199Ma)及小庙沟、马道沟、大野峪都山(中心相)等岩体;(3)燕山晚期为高家店、大石稿岩体(113～134Ma)。冀东地区的低Sr低Y型岩体较发育,且多与大型金矿有关,如峪耳崖金矿(峪耳崖花岗岩)和金厂峪金矿(青山口花岗岩),具有特殊的意义。峪耳崖花岗岩有两类,一种是白(175±1Ma～174±3Ma,苗来成,2000),而且二者为同源岩浆的产物(张秋生等,1991)。青山口花岗岩的SHRIMP年龄为199±2Ma,而牛心山花岗岩的SHRIMP年龄为172±2Ma(苗来成,2000)。看来,冀东地区低Sr低Y型花岗岩大多是燕山早期的。2.2低sr低y型岩体许保良等(1999)把冀北地区燕山期的花岗岩分为碱钙性、过铝质和碱质3个系列。从金矿与花岗岩的关系来看,本文把该区中生代岩体分为3类:(1)大多数岩体具高Sr低Y的特点,类似埃达克质岩的地球化学特征;(2)少数岩体特别富Si,贫Al和Sr,强烈亏损HREE和Y,具明显或不明显的负铕异常,本文称之为低Sr低Y型岩体,如冀东的青山口、峪耳崖、牛心山岩体等;(3)极低Sr(3.33～11.42μg/g,王季亮等,1994)和低Y型岩体,富Si贫Al,具强烈的负铕异常,高的碱总量;一般含有碱性暗色矿物,属A型花岗岩类,相当于许保良划分的碱质系列(许保良等,1999)。其中,前两类与金矿关系密切,第三类(A型花岗岩)一般与金矿关系不密切,个别如冀北丰宁的老虎沟门岩体可能与牛圈沟金、银矿有关,但该岩体却具有类似埃达克质岩的地球化学特征(Sr=425μg/g,Yb=1.91μg/g,据毕子威,1992①,也类似高Sr低Y型岩体。下面主要讨论前两类花岗岩的特征。2.2.1样品地质特征冀东和张宣地区与金矿化有关的代表性花岗岩的岩石化学和微量元素成分见表2。从表2看出,该类岩体具埃达克质岩的地球化学特征:SiO2含量为56.22～73.48%(平均66.17%),富Al2O3(14.18～17.72%,平均15.61%),富钠(Na2O=3.88～6.61%,平均4.70%),Na2O/K2O=1～1.89(平均1.34)。在Si-K图中,绝大部分样品落入高钾钙碱性区域,表明其相当于埃达克质岩(或C型埃达克岩,图3)。高Sr(335～1292.5μg/g,平均764.48μg/g),低Y(2.82～22.05μg/g,平均10.40μg/g)和Yb(0.26～1.97μg/g,平均1.03μg/g),在Sr-Sr/Yb图上(图4A)绝大多数样品都落入埃达克质岩范围内。稀土分布为LREE富集型,无明显的铕异常或有弱的正铕异常(δEu=0.74～1.20)(图4B、C、D)。2.2.2德国法上的蚀变特征从表2看出,该类岩体富Si和K(SiO2在73.63%～75.42%之间,K2O=4.21%～4.62%),Na2O/K2O=0.8～0.9,在Si-K图中落入高钾钙碱性区(图3)。岩体贫Al2O3(12.81%～14.15%)、Sr(13～344μg,15个样平均136μg/g),Y(7.3～26.9μg/g,平均=12.87μg/g)和Yb(0.82～3.91μg/g,平均1.47μg/g,据苗来成,2000),因而Sr/Yb比值低,在Sr-Sr/Yb图中(图4A)落入埃达克质岩之下的范围。稀土分布为LREE富集型,有明显或不明显的负铕异常(图4E、F)。上述特征与美国东部新英格兰Bronson山奥陶纪的低Sr长英质片麻岩(原岩主要为花岗闪长岩和英云闪长岩)1.白志达等(1996),1:50000兴隆县幅区调报告;2.本文;3.张秋生等(1991);4.苗来成(2000);5.胡小蝶等(1990)的地球化学特征(Hollocheretal.,2002)类似。Bronson山发育2套岩石:一类为高Sr花岗岩,类似埃达克岩的特征;另一类为低Sr花岗岩。前者富Al2O3(15～18%)和Sr(300～600μg/g),贫Y(1～13μg/g),强烈亏损HREE(1～9μg/g),Eu和Sr具正异常,类似adakite的地球化学特征;而后者相对贫Al2O3(13～16%)和Sr(50～200μg/g),Y(10～50μg/g)含量较高,MREE-HREE为平坦型的分布,有明显的负Eu和Sr异常(Hollocheretal.,2002)。在REE图中,峪耳崖和青山口岩体大多有较明显的负铕异常(δEu=0.43～0.73),但是,也有部分无明显的负铕异常(图4E、F)。不论有无明显的负铕异常,它们的Sr含量都比较低(峪耳崖67～239μg/g,青山口13～344μg/g,据苗来成,2000)。而所选的样品较新鲜,并非蚀变作用所为。看来,Sr低可能是岩石自身的特点,推测负铕异常的大小除了受斜长石含量和牌号控制外,还可能与副矿物(如磷灰石)的含量多少有关。3讨论3.1下地壳下基性岩部分熔融形成阶段讨论冀北高Sr低Y型岩体的地球化学特征类似于C型埃达克岩,C型埃达克岩的主要特点与典型的adakite一致,区别是后者富Na而前者富K(Na2O/K2O大于1,少数小于1,据张旗等,2001;葛小月等,2002;吴福元等,2002;Rappetal.,2002),本区高Sr低Y型岩体的Na2O/K2O平均为1.4。低Y和Yb表明花岗岩熔融的源区有石榴石残留,富Al、Sr和无负铕异常或负铕异常不明显,则暗示斜长石在残留相中不稳定而进入熔体中(Defantetal.,1990),推测中酸性岩浆熔出后的残留相由辉石+石榴石±角闪石组成(张旗等,2001)。此外,都山、肖营子岩体具有较低的Sr87/Sr86初始比值0.70648和0.70574,显示岩浆来自幔源的信息(王季亮等,1994)。多数学者认为,埃达克质岩不可能直接来自地幔或由基性岩浆的分离结晶或AFC或岩浆混合作用形成(Defantetal.,1990;Athertonal.,1993)。但是,也有一些学者认为岩浆混合、分离结晶或AFC过程可以形成具有埃达克岩特征的岩石(Maetal.,1998;Castilloetal.,2002)。张旗等(2001)认为,中国东部中生代埃达克质岩可能是加厚的下地壳中基性岩部分熔融形成的。Atherton等(1993)指出,下地壳熔融形成埃达克质岩决定于两个因素:地壳的热状态和地壳厚度。他们认为,来自地幔的玄武质岩浆的底侵作用不仅可使地壳发生垂向增生,导致地壳厚度加大,而且也可以使下地壳保持高热流状态,这就为埃达克质岩的熔融创造了条件。Peacock等(1994)指出,底侵的玄武质下地壳熔融可以产生埃达克质岩石,在水不饱和及加厚地壳(厚度至少大于40km)的条件下发生部分熔融时,斜长石将变得极不稳定,残留物由石榴石+辉石±角闪石±斜长石组成,熔融的岩浆具埃达克质岩石的特征(Athertonal.,1993;Peacocketal.,1994;Muiretal.,1995;Petfordetal.,1996)。非常有意思的是,据本文和毛德宝等(2003)的研究,在冀北地区发育一套低Sr低Y类型的花岗岩类。HREE和Y的含量低或许表明源区也可能有石榴石存在,在REE图中(图4E、F)HREE具平坦型的分布,HoN与YbN大体相当(牛心山和青山口)或HoN<YbN(MREE亏损),暗示角闪石可能是重要的残留相,因为与石榴石相比,角闪石更加富集MREE(葛小月等,2002;吴福元等,2002)。岩浆贫Al和Sr,有明显的负铕异常,说明残留相中可能有富Ca的斜长石存在,致使熔融的岩浆贫Al、Ca和Sr(Hollocheretal.,2002)。Bronson山的低Sr花岗岩的Y和Yb含量略高于本区,上述作者的模拟计算表明,Bronson山的低Sr花岗岩可能是镁铁质下地壳部分熔融形成的,留下的残余相由斜长石-辉石-角闪石组成,无石榴石,推算的压力<10kbar(Hollocheretal.,2002)。而本区的低Sr低Y型岩体的Y(大多小于20μg/g)低于Bronson山的低Sr花岗岩(多大于20μg/g)(图5),在LaN/YbN-YbN图中(图6),本区低Sr低Y型岩体的投点比较集中,大体位于10%石榴石角闪岩部分熔融演化线附近,仍然处于典型埃达克质岩分布区内(图6)。在Sr/Y-Y的图中(图7)该类样品的投点大多落在榴辉岩和角闪石石榴石岩的演化线上。相比之下,本区高Sr低Y型岩体的成分变化较大,在图6中落在斜长角闪岩和榴辉岩演化线之间,在图7中落在榴辉岩和角闪榴辉岩之间。说明低Sr低Y型花岗岩仍然与石榴石处于平衡,也具有深源的特点,形成于加厚地壳的底部,推测其残留相可能由斜长石+辉石+角闪石+石榴石组成,相当于麻粒岩相或石榴石麻粒岩相的温压条件。对于高Sr低Y型(埃达克质岩)岩体的成因已经有不少讨论(Defantetal.,1990,2002;Athertonetal.,1993;Rappetal.,1995,1999,2002;Martin,1999),而对低Sr低Y型花岗岩的成因还是一个新问题,有关的论述较少(Hollocheretal.,2002)。作者认为有两种可能性:(1)与本区高Sr低Y型花岗岩有成因联系。仔细对比低Sr低Y和高Sr低Y型花岗岩的地球化学特征(表2),发现前者除了Sr明显偏低和Y略偏低外,二者相似之处多于不同之处,重要的标志是它们的Yb都<1.9μg/g。低Sr低Y岩体的Si含量普遍较高,而Al较低,是否有可能是高Sr低Y类型的花岗岩演化形成的?因为,对于大多数花岗岩类来说,随着SiO2含量的增高,Al2O3有降低的趋势。而且,随着岩浆的演化,斜长石的牌号降低,Sr减少也是正常的现象。如青山口岩体,Sr大多在148～344μg之间。但是,对于峪耳崖岩体来说,Sr的含量太低,大多在67～115μg/g之间,似乎难以用岩浆分异演化来解释。(2)与本区高Sr低Y型岩体无关。如前所述,高Sr低Y型岩体的残留相可能为榴辉岩或角闪榴辉岩,斜长石无或极少。而低Sr低Y型岩体贫Sr和具明显的负铕异常,说明花岗岩熔融的残留物中可能有斜长石存在,而低Y和HREE表明残留物可能有石榴石存在,HREE平坦型分布则暗示可能还有角闪石存在。由此推测,该类花岗岩的残留相可能由石榴石+辉石+角闪石+斜长石组成,源岩可能为石榴麻粒岩或角闪石榴麻粒岩,大体相当于高压麻粒岩相的温压条件。在图8中,如果按照Drummondetal.(1996)发表的相图(图8左图),假定温度为900℃,则压力在11～16kbar之间,这仅相当于中压麻粒岩相。如果采用Hollandetal.(1998)的资料(图8中的右图),则应在13～19Kbar之间,约相当于43～63km深度,为高压麻粒岩相的范围。本文认为后一个相图可能更加适合冀北低Sr低Y类型岩体的情况。按照该相图(图8右)并结合图5-图7判断,冀北高Sr低Y埃达克质岩对应的源区为榴辉岩相,而低Sr低Y型为(高压)麻粒岩相(图9);二者的形成压力可能也不同,高Sr低Y型岩体可能要大一些,部分可能超过19kbar,相应的形成深度推测大于63km。研究表明,冀北存在印支、早燕山和晚燕山3个时期的高Sr低Y型岩体,而低Sr低Y型岩体仅发育在早燕山期。3.2克氏原螯虾金矿源许多人对冀北金矿进行了研究,对金矿成因提出了不同的认识,划分为不同的矿床类型(曲以秀等,1995;王郁等,1997;常全明等,1999;赵海玲等,2001;王宝德等,2002),如赵海玲等(2001)将该区金矿按照形成深度分为3类:(1)产于基底-太古宙变质岩中的金厂峪式金矿;(2)产于中生代花岗岩中及其接触带中的峪耳崖式金矿;(3)产于盖层-元古宙长城系和蓟县系灰岩中的冷口式(或万庄式)金矿。认为上述3种金矿的寄主岩石虽然不同,但却有许多相似之处,时空上均与燕山期花岗岩密切相关,矿化特征也非常相似,矿床的硫同位素和铅同位素成分显示,金来源于地幔和下地壳,与中生代的岩浆作用密切相关(赵海玲等,2001)。还有人认为古老的片麻岩基底为金的矿源层(许桂玲等,1995)。但是,不论存在多少分歧,有一个认识似乎是大家的共识,即冀北金矿与中生代岩浆作用有关。3.2.1大石矿-岩浆控矿冀东和张宣地区为华北北缘金矿床集中分布区。冀东成矿区内已查明的金矿床(点)多达100多个,张宣地区也有20多个(其中10余个为大中型矿床)(图1、2)。地层-构造-岩浆控矿几乎是许多矿床形成的共同模式,在本区也不例外。例如,冀北金矿大多位于太古宙变质岩系,中晚元古代碳酸盐岩沉积盖层以及中生代陆相火山-沉积岩系中;金矿受控于尚义-平泉断裂和兴隆-喜峰口-青龙断裂,矿床多发育在韧性、脆性断裂带内;在空间分布上,所有矿床(点)周围几公里内(0～3km内,据宋瑞先等,1994)都有花岗岩分布(图1、2)。有人也承认金矿与岩浆岩有关,但仅指岩浆带来了热和流体。而本文认为金矿的来源与中生代岩浆作用有关,金是深源的,而地层和构造主要作为金矿沉淀和聚集的场所来考虑。3.2.2冀北金矿成矿时代虽然对冀北金矿的成矿时代仍存争议,从前寒武纪-中生代均有(胡小蝶等,1990,1997;宋官祥,1991;王正坤等,1992;卢德林等,1993;王郁等,1994;银剑钊等,1995;章百明等,1996;中国人民武警黄金指挥部,1996;罗镇宽等,2000,2001;Miaoet.al.,2002),但越来越多的可靠的资料表明,冀北成矿主要在中生代。如东坪式金矿(包括东坪、后沟、金家庄和中心沟等)形成于燕山早期(中国人民武警黄金指挥部,1996;Miaoet.al.,2002),小营盘和水晶屯等金矿形成于印支期(表3)。金厂峪金矿成矿时代的争议主要是因为它存在两期矿化,早期矿化发生在元古代,但主矿化期为燕山早期(罗镇宽等,2000,2001)。牛心山、峪耳崖、贾家山等金矿的成矿时代也为燕山早期,而茅山和高家店金矿为燕山晚期(表3)。上述资料表明,冀北金矿成矿时代主要有三期:印支期、燕山早期和燕山晚期,这三期均发育高Sr低Y型岩体,与其有关的金矿有张宣地区的印支期小营盘、水泉沟金矿(谷咀子岩体),燕山早期的东坪、中山沟、后沟等金矿(响水沟、红花粱岩体),冀东地区印支晚期-燕山早期的三家、柏仗子、贾家山等金矿(都山岩体、柏仗子、三家、贾家山等岩体)以及燕山晚期的高家店金矿(高家店岩体)等。而冀东地区的低Sr低Y型岩体及有关的金矿(牛心山、峪耳崖、金厂峪金矿等)均为燕山早期的(表1、3)。3.2.3成矿流体特征(1)硫同位素特征由表4看出,冀东地区各矿床δ34S‰变化范围较窄,极差小,变化量<8.5‰,平均值为2.12‰,与陨石硫(0,变化范围<1‰)接近,表明来源于深源。张宣地区的平均值为-6.2‰,但从单个矿床及整个矿区来看,硫同位素值都变化比较大,如东坪、中山沟、朝家沟、小营盘等金矿。这种变化可能反映硫同位素的多源性,也可能反映矿床物理化学条件的变化。对此,中国人民武警黄金指挥部(1996)和王正坤等(1992)依据矿床形成的物理化学条件,根据大本模式对矿床总硫同位素进行了计算,总硫分别为δ34S=1.85×10-3和δ34S≈0±3‰,与陨石硫同位素组成很接近,说明金矿床成矿流体的硫同位素组成具深源硫的特征。(2)铅同位素特征将冀东地区13个矿区50件样品和张宣地区8个矿区34件样品金矿床的铅同位素组成投入图10可以看到,虽然冀东和张宣地区的铅同位素组成具有明显的差别,但投点大部分都落到地幔演化线及下地壳演化线附近,少部分点靠近造山带演化线。反映铅不是单一的来源,可能来源于地幔和下地壳,为二者的混合来源,即主要来源于深源。此外,冀东和张宣地区金矿的铅同位素组成与相应的老变质岩围岩的铅同位素有较大的差别,而与花岗岩的铅同位素组成相近(图10),表明矿床的铅同位素来源与围岩关系不大,与花岗岩具有密切的成因联系。(3)氢氧同位素特征将区内代表性的13个矿区51件样品氢氧同位素组成投影于图11中,可见冀东和张宣地区金矿床的氢氧同位素投点少部分样品投入岩浆水及变质水范围之内,多数落在靠近岩浆水范围内的左下角。一般认为这是混合了大气水的结果,反映氢氧同位素来源具有多源性,但其主要成份可能来自岩浆水。(4)碳同位素特征金厂峪金矿的δ13C‰为-2.27～-8.4‰(n=13,据章百明等,1996),牛心山金矿的δ13C‰为-6.7‰(钟汉等,1996),峪耳崖金矿的δ13C‰为-3.83～-4.53‰(n=2,章百明等,1996),冷口长城式金矿δ13C‰为-0.291～-4.212‰,且投入碳氧图中的岩浆碳酸岩区域,显示金矿与岩浆热液有关(n=3,王郁等,1997)。张宣东坪金矿δ13C‰为-2.28～-2.7‰(n=2,中国人民武警黄金指挥部,1996)。上述结果表明,张宣和冀东地区的金矿碳同位素组成与深源碳(-5～-8‰)相近,反映矿床热液来源于深源。综合上述的分析可以看到,张宣和冀东地区金矿床的成矿热液来自深源,与岩浆活动有关。3.3埃达克质岩成因一般认为Au等密度较大的元素主要赋存在地核。它们通过核幔之间,由于胀缩而局部或暂时形成的大分子间隙向上运移,金蒸气到达地幔的软流圈后,一部分将变成液态在岩石圈下以气-液相的形式存在,在遇到深断裂与深融的岩浆上涌时,一部分气-液相金将随其运移到地壳浅部成矿(涂光炽等,1991)。而埃达克质岩的形成条件给Au等多金属矿床的形成提供了有利的成矿动力学背景。埃达克质岩可以