迄今為止，絕大多數學者仍習慣於僅從化學過程的角度來考慮火成巖成分的演變，特別是在同位素地球化學和痕量元素地球化學領域。如前所述，壹些作者沒有認識到Eu異常的多解性，只要火成巖出現Eu異常就歸咎為斜長石的分離結晶作用。從巖石學的角度來說，分離結晶作用的前提是被分離礦物為近液相線礦物及其與殘余熔漿的密度差足夠大，前者涉及巖漿的黏度問題，後者與晶體的浮力和分離速率有關。可見，物理過程對化學過程的限定是重要的。
物理過程的重要性可以這樣來理解。例如，壹個花崗質巖漿處於角閃石或斜長石首晶區，即其液相線礦物為角閃石或斜長石，它們在巖漿固結過程中最有可能發生分離結晶作用。設熔漿的黏度η=107poise，密度ρl=2.3g/cm3;角閃石晶體密度ρs=3.2g/cm3，半徑r=0.1cm;斜長石晶體密度ρl=2.7g/cm3，半徑r=0.1cm。根據Stoke定律V=2gr2(ρs-ρl)/9η，則它們在熔漿中的沈降速度V分別為6cm/a和2cm/a。如果板狀巖漿體的厚度為5km，這兩種礦物沈澱到巖漿房底部所需的時間分別為83333.33年和250000年。假定巖漿體的直徑為2km，根據Candela(1991)給出的公式x=0.28t1/2(其中:x為冷卻前鋒到巖體邊緣的距離，單位為厘米; t 為冷卻到 x 處所需要的時間，單位為秒) ，巖漿體固結的時間需要 101 115. 41 年。對比巖漿固結的時間和晶體下沈的時間可知，這兩種礦物的分離結晶作用是困難的。加之巖漿固結過程中其黏度急劇增加，壹般情況下花崗質巖漿不應當會發生分離結晶作用過程，除非有其他因素的介入，如構造壓濾作用或揮發分的大量註入。
這個實例表明，巖漿的物理過程制約了某些眾所周知的過程，有可能使這些過程不能順利進行。誠然，從元素關系來說有可能暗示了分離結晶作用的可能性，但這可能只是壹種假象，就像 Eu 異常壹樣，其解釋不是唯壹的。因此，物理過程的重要性應當再次得到強調，這也是本節的目的。
1. MASH 過程
南安第斯火山帶 ( SVZ) 火山前鋒最北端 15 座層火山 ( 圖 5 -2) 的化學和同位素研究揭示，該地區所有火山的巖石化學都顯示火山巖的形成有地殼的重要貢獻。沿著火山弧向北，巖石化學顯示了壹個強烈的向北變異趨勢: 對火山巖作出貢獻的地殼越來越多、越來越深、越來越老，這被認為是與上覆板塊地質學的區域梯度和雙倍地殼厚度有關。這些證據導致 Hildreth ( 2007) 和 Hildreth et al. ( 1988，1991) 提出了熔融-同化-貯存-均壹化( MASH) 模型。根據這個模型，每壹個大型弧火山的基線地球化學信號 ( baseline geo-chemical signature) 都可以不斷被重置，重置過程發生在深部地殼發生重熔和巖漿混合的區域內，因為該區域內存在長時間的幔源巖漿誘捕、貯存和改造過程。該模型得到了廣泛的引用，但某些讀者將該模型看做是比下地殼同化作用更小的過程，因而 Hildreth ( 2007)對 MASH 過程重新作了闡述。
根據 Hildreth ( 2007) 的表述以及其他壹些作者 ( Richards，2003) 的理解，MASH 過程可以表述為幔源巖漿導致地殼部分熔融 ( melting) ，兩種熔漿的相互混染 ( assimila-tion) ，然後其混合物被裝載 ( storage) 到某壹空間因混合作用和化學擴散而均壹化 ( ho-mogenisation) ，這可以看做是壹個基本 MASH 過程。壹方面，壹個基本 MASH 過程進行中可能有新的物質與能量註入，將導致新的非均壹化或混染，體系要重新啟動裝載和均壹化過程; 另壹方面，底侵基性巖漿因混染地殼而喪失熱量和固結，在新的能量註入時將重新熔化，使均壹化的巖漿加入了新生陸殼的組分。這樣，盡管 MASH 過程的總趨勢是形成壹種均壹的殼-幔源混合巖漿，這壹過程往往不能進行徹底。因此，MASH 過程實際上是壹個動力學過程，具有如下突出之處:
( 1) 除了較老地殼原巖的部分熔融之外，MASH 過程必須有深地殼鎂鐵質侵入體的廣泛部分重熔和分異作用，這是玄武質侵入體重新脈動式註入和結晶作用誘導的熱效應。
( 2) MASH 帶不是壹個巖漿房，而是壹叢板狀、粥狀分異侵入體，塑性變形促進了熔漿的萃取、匯聚和混合。
( 3) MASH 帶的盈虧響應於玄武質巖漿的註入量和匯聚混合物的上升。
( 4) 每壹個大型巖漿活動中心具有其自己的 MASH 帶中心，通常是原生玄武質巖漿難以穿透的。然而，在該中心的外圍，較原始的 ( 未被截取和混雜的) 巖漿可以上升，形成單成因火山。
( 5) 地殼的厚度可能是重要的，可以將殘留石榴子石或角閃石的地球化學信息賦予巖漿，並增加巖漿上升的殼內路徑的長度。但是，不均壹地殼巖石的年齡和成分也比較重要，可以重置火成巖的地球化學特征。
圖 5 -2 第四紀 Cascades 火山弧( 據 Hildreth，2007)
( 6) MASH 帶間歇性地向上地殼儲庫供給混合巖漿，某些底辟式活動使晶粥和熔漿分離，產生分異的中地殼深成巖。巖墻中或隨後的中上地殼儲庫中的同化作用可以使巖漿富集，超出 MASH 的基線範圍，增強巖漿的多樣性。
( 7) 在成熟巖漿弧，許多弧地球化學信息的獲得不僅僅來自最近的板片的貢獻，而且也來自長期堆晶體、深地殼、“弧侵入巖倉庫” ( 其質量貢獻比巖漿產量大得多) 的反復同化吸收。
Hildreth et al. ( 1988) 特別指出了深地殼 MASH 過程之後額外地殼貢獻對上升巖漿的重要性 ( 圖 5 -3) 。根據這種表述，每壹個 MASH 域持久的聚焦過程控制了玄武巖獲得下地殼塑性流動和熔融程度增加、浮力障維持之間的熱反饋和力學反饋。這種長時間的聚焦在大型弧火山之下特別強烈，也出現在大型陸內火山中心之下和溢流玄武巖 ( 許多這種玄武巖在擴展的充分混合儲庫中進化，導致成分完全超出正常玄武巖範圍之外) 的深地殼分段運輸儲庫中。因此，地殼對弧巖漿的貢獻很難量化，部分原因是板片/地幔貢獻的比例變化很大，部分是因為年輕鎂鐵質下地殼進化增生提供的同位素和化學杠桿很少。幔源巖漿和深弧地殼之間的 Nd - Sr - Pb - O 同位素反差實際上隨時間減小，因為下地殼的平均年齡越來越年輕，被弧玄武巖本身的底侵作用淡化了。因此，要求沿著火山弧有壹個很大的年齡變化或基底成分變化，才能得到壹個模糊不清的證據以表明被改造下地殼有很大的貢獻 ( 圖 5 -3) 。
圖5-3 南緯33°～37°之間火山前鋒中心的Sr-87Sr/86Sr圖解(據Hildrethetal.，1988)
如果MASH帶是離散域而不是連續的深地殼底侵體，就很容易理解為什麽在大型Cas-cade層火山罕見玄武巖，而在其周圍和層火山之間卻比比皆是。但是，由於小而多樣的鎂鐵質火山如此密布於Cascade弧壹帶，真正需要澄清的過程是主火山中心之下MASH帶的聚焦機制。2000 多個鎂鐵質火山表明，玄武巖幾乎處處都撞擊 Cascade 弧下面的地殼底部，但是足以觸發地殼巖石大規模部分熔融的強度僅限於 12 個離散火山焦點中的幾個。Guffanti et al. ( 1996) 對相鄰、且真實可比的 Lassen 和 Caribou 火山中心的差異熱平衡和質量平衡要求進行了模擬。根據他們的計算，Lassen 火山中心 ( 廣泛地殼熔融對富矽巖漿作用和混合巖漿作用具有重要貢獻) 之下註入並在下地殼發生結晶的原始玄武巖通量至少比持續是鎂鐵質的 Caribou 火山區 ( 較有限的地殼熔融只能夠使平均火山輸出達到玄武安山巖的成分範圍) 大 5 倍。
因而首要問題是，這種局部強烈聚焦到底是反映了下伏板塊過程、地幔楔中對流形式和巖漿聚集，還是下地殼巖漿圈閉的拓撲學? 弧巖漿動力學可能涉及壹系列批式過程。盡管板片俯沖和地幔楔角流 ( wedge corner convection) 可能實際上是連續的，流體或熔漿似乎是從界面區域批式上升到地幔楔的熱核。即使孔隙巖漿滲透作用廣泛發生在地幔楔的部分熔融柱體中，大體積熔漿匯聚、上升和到達地殼底部可能最終還是壹個批式過程，不管是通過部分底辟還是通道流。地殼中巖漿的遷移也肯定是壹種批式過程，噴發現象的零星性質和長命弧火山的不規則成分波動 ( compositional fluctuation) 都說明了這壹點。事實上，層火山噴發旋回的典型時間尺度 ( 102～ 104年) 和記錄到的這種主要固定中心的壽命( 105～ 106年) 之間的不匹配，表明 MASH 域聚焦的可能性不太可能完全受地殼的性質或習性控制，它可能是比系統存活時間快得多的巖漿產生過程。這樣的壽命同樣也很難服從來自俯沖界面物質的批式釋放，後者應當更加頻繁，空間分布也應當比零散分布的層火山更為廣泛。因此，Heldrith ( 2007) 認為 MASH 帶從根本上說是受地幔楔中特殊域內過剩巖漿產量的控制，特別是地幔上湧或其他對流應變形式可以增強滲透率和熔漿匯聚的地方。這種解釋與我們的認識具有某種相似之處，但作者更強調巖石圈性質對幕式巖漿活動和成礦作用的控制。
當考量地質過程的能量支撐體系時，特別是考慮到揮發性組分的丟失，可以推測這種能量與物質的耗損必須有壹個較長時間的補給過程。前面已經談到，由於巖石圈-軟流圈系統上下的物理性質差異，其物質通量和能量通量不可能是壹致的。與深部流體儲庫的形成與耗竭壹樣，不管時間長短，都必須有壹個積累過程。因此，巖漿活動和成礦作用壹樣都是幕式 ( 批式) 的。
2. MSAE 過程
MASH 過程實際上也提出了巖漿過程時間尺度和速率的問題，因而探討巖漿活動的物理過程是必須的。從這個角度來說，火成巖的產生可以劃分為 4 個階段 ( MSAE) : 源區巖石的部分熔融 ( melting) 、熔漿分凝 ( segregation) 、巖漿上升 ( ascent) 和侵位 ( emplace-ment) ( Petford et al.，1997) 。這 4 個階段是相關聯的，但各有特色。
如前所述，熔融是受源區物質成分、溫度、壓力、揮發分 4 種基本因素控制的。但是，給定源區巖石是否發生熔融不僅取決於溫度、壓力、揮發分條件，而且取決於這些物理因素變化的幅度和速率。以減壓熔融為例 ( 圖 5 -4) ，如果對流地幔不能以較快的速率穿越原巖的固相線 ( 圖 5 -4，a) ，上升的地幔塊體將因熱量的散失而不能發生部分熔融( 圖 5 - 4，b) ，洋底產出有地幔橄欖巖可以充分說明這壹點。傳統巖石成因研究不太重視熔融條件的變化，導致了許多地質現象不能得到合理解釋。圖 5 -4 中，a 表達了源區絕熱隆升的情況，其斜率為 0. 3 ～ 0. 5°C/km。在絕熱梯度條件下，壓力減小的幅度應當達到Δp 體系才能發生部分熔融。此外，熔漿產生的過程是壹個吸熱過程，體系必須繼續得到能量補充才能保證持續的熔漿產生過程。
熔漿的分凝受熔漿的數量和瞬時應力場的控制 ( Vigneresse，2008) ，涉及熔漿-殘余固相流變學問題。當部分熔融程度很低時，體系的孔隙連通性很差，熔漿很難與基體實現分離。隨著熔融程度的增加，體系的孔隙連通性越來越好，熔漿越來越容易從基體中分離出來。但是，應力場可以改善孔隙的連通性。如果存在瞬時應力場，即使熔融程度很低也可能實現熔漿與基體的分離。因此，源區巖石部分熔融到底達到什麽程度才能實現分離也是應力場的函數。
圖 5 -4 巖漿起源的基本控制因素( 據羅照華等，2007b)
熔漿上升也往往需要應力作用。巖漿上升的基本解是浮力，亦即巖漿比其周圍的巖石具有更大的正浮力。但是，產生正浮力的因素包括巖漿的密度、揮發分含量和應力。學者們常常以密度差說明巖漿的上升機制，很少提及揮發分和應力的作用。實際上，揮發分的作用是獨特的，不僅使巖漿的平均密度降低從而獲得更大的正浮力，而且減小巖漿的黏滯力從而改善巖漿的流變學，使其更容易上升。差異應力將放大巖漿的浮力效應，可以實現巖漿的快速上升。因此，不管是在伸展還是擠壓構造環境中，巖漿的上升都可以得到應力場的支持 ( 圖 5 - 5) 。正因為如此，變壓熔融 ( multibaric melting) 和熔融柱( melting column) 的概念 ( Langmure，1992) 是很重要的。
圖 5 -5 花崗巖形成過程的概念演變:從 MASH 到 MSAE 和 m ( M - SAE)( 據 Vigneresse，2008)
傳統上，源區巖石的部分熔融過程被看做是靜態的，因而估算巖漿起源深度常常是巖石學家追求的目標之壹。但是，源區發生部分熔融之後將比其周邊巖石具有更大的浮力，必定趨向於上升。反過來，減壓作用又會促進熔融過程的加速，因而部分熔融過程實際上是在壹個壓力變化的柱形熔融區內連續發生，直到巖漿與難熔殘余物分離 ( Langmuir et al.，1992) 。根據這種概念，巖漿的均壹性將取決於在不同壓力下產生的熔漿的混合過程，因而也取決於巖漿分凝的速率和上升的速率。在極端條件下，可以形成成分十分均壹的原生巖漿，後者與熔融柱頂部的源區巖石保持熱力學平衡; 或者形成成分復雜的巖漿系列，其組成單元分別與熔融柱不同深度水平上的源區巖石保持熱力學平衡 ( 梁濤等，2008) 。這種情況以前不被理解，因而常常感到困惑: 為什麽形成於尖晶石相橄欖巖區的玄武質巖漿具有石榴子石相橄欖巖區熔漿的痕量元素地球化學特征。在新的巖石成因理論指導下，這個問題就很好理解了。以稀土元素為例，假定形成玄武質熔漿的熔融柱始於石榴子石二輝橄欖巖區而終於尖晶石二輝橄欖巖區，根據已發表的礦物/熔漿分配系數可知，熔漿中重稀土元素的虧損主要與石榴子石有關。因此，雖然主元素體系與尖晶石二輝橄欖巖平衡，稀土元素體系卻攜帶有石榴子石二輝橄欖巖的印記 ( 楊宗鋒等，2008，2009) 。這就是重新強調巖石成因基本含義的原因，因為痕量元素與同位素地球化學經常給出於主元素化學不壹致的信息。如果巖漿上升速度較快，就有可能獲得來自熔融柱不同層位的熔漿。可見，火成巖研究必須考慮巖漿上升的速率和時間尺度。
巖漿的侵位也受控於浮力，或者說巖漿的性質與構造驅動力。巖漿侵位的位置常常用中浮面來表達，指巖漿與圍巖之間不存在密度差和應力差的位置。典型情況是巖漿侵位以後發生冷卻、結晶、固結，大多數巖石學研究主要集中於巖漿侵位以後的過程，包括分異、混合和同化混染。結合前面討論的 MASH 過程可以看出，巖漿過程實際上是壹種十分復雜的過程。如果巖漿侵位以後獲得新的、不同性質的巖漿註入，有可能獲得新的正浮力，因而混合巖漿體系將繼續上升，並在更高的水平層位上侵位。如此反復，在壹個地區的巖石圈-軟流圈系統中將有可能形成多級巖漿房和十分復雜的巖石系列。
Vigneresse ( 2008) 認為從 MASH 過程到 MSAE 是壹個概念演化的過程: Hildreth et al. ( 1988) 提出了 MASH 模型，強調熔融、混染、裝載和均壹化; Petford et al. ( 1997)用 MSAE 模型取代了它，強調熔融、分凝、上升和侵位; 而 Vigneresse ( 2008) 又在這個基礎上增加了地幔組分的貢獻，且將熔融與後面 3 個階段分割開來，稱為 m ( M - SAE)過程 ( 圖 5 -5) ，強調了地幔物質和能量的貢獻。總體說來，Hildreth et al. ( 1988) 更強調化學變化的實質，而 Petford et al. ( 1997) 和 Vigneresse ( 2008) 則更強調物理過程。但是，他們的***同點是都強調了物理過程的重要性。由這些過程的描述可以看到: ① 幔源巖漿的註入是重要的，是殼源巖漿發生的觸發器 ( 羅照華等，1999) ; ② 地質過程速率是值得註意的，它決定了最終產物是單壹的還是多種多樣的; ③ 由於能量供給的差距，地質體系實際上是遠離平衡的體系。在極端不平衡的條件下，可以出現各種各樣的端元巖漿，如造山後脈巖組合 ( 羅照華等，2006c) 。由此，可以設想 MASH 過程的兩種極端情況: 平衡態和非平衡態。在平衡態的情況下，可以形成成分均壹的巖漿，所有均壹化之前的巖漿過程記錄都會改變或消除; 在非平衡態的情況下，可以清晰展現巖漿活動的歷史。絕大多數情況下，地質體系應當是介於平衡態與非平衡態之間，而成礦作用可能是比較靠近非平衡態位置的。
因此，盡管研究過程中習慣於將復雜的自然過程簡化為簡單的熱力學過程和運動學過程，研究者應當十分清楚自然過程的復雜性。由於物理過程對化學過程的限定，有些被認為可能的過程也許是不可能的，而另壹些被認為不可能的過程則是可能的。可見，發現不同過程的記錄是地球科學研究的重要任務。