A jelenleg is aktív és a már kihunyt tűzhányók területei elhelyezkedése jól meghatározott rendet mutat, amely egyértelműen jelzi a litoszféralemezek határait. Egymáshoz viszonyított mozgásaik alapján háromféle tektonikai-vulkáni környezetet jelölnek ki (52. ábra):

A vulkánok 80%-a az aktív kontinensperemekhez és szigetívekhez, 20%-a az óceánközépi hátságok hasadékvölgyeihez köthető. Megfordul az arány, ha a felszínre került vulkanitok tömegét és megoszlását nézzük. A Föld egészét tekintve a felszíni olvadékáramlás átlagos éves mértéke 4 km³/év, ennek mintegy 70 %-a kerül felszínre az óceánközépi hátságokon, 15%-a szubdukciós zónák, 10%-a a forró foltok, a maradék a kontinentális táblák vulkánjain keresztül érkezik a felszínre.

52. ábra. A kőzetolvadék kialakulásának lemeztektonikai környezetei és ezek átlagos éves magmaprodukciója.

A kőzetolvadék keletkezési zónája a litoszféra és a mezoszféra közötti, kisebb sebességű rengéshullámokkal jellemezhető, 50-150 km mélységtől elhelyezkedő asztenoszféra. Korábban a kéreg alatt összefüggő magmaövet feltételeztek, de geofizikai vizsgálatok alapján az asztenoszféra szilíciumban szegény, vasban és magnéziumban gazdag peridotitos anyaga az uralkodó nyomás-hőmérséklet és összetételi viszonyok mellett szilárd halmazállapotú,de erőhatásokra képlékenyen viselkedő állapotban van. Az egyensúlyi állapot lemeztektonikai folyamatokkal szoros kapcsolatot mutató megváltozása: hőmérsékletnövekedés, nyomáscsökkenés, vagy kémiai összetétel változása magmatömegek kialakulásához vezet, amelyek a felszínig hatoló aktív törésrendszer esetén vulkánkitöréseket okoznak.

A hasadékvölgyek esetében a hátságok és a kontinensek alatt lejátszódó nyomáscsökkenés eredményez alacsony kovasavtartalmú, bazaltos kőzetolvadékot. Az óceáni lemez a szubdukció húzó hatására, illetve az óceánközépi hátságtól való távolodása miatt középső részén elvékonyodik, s a hátság alatti ultrabázisos köpenyanyag kisebb litosztatikus nyomás alá kerül. Ha a peridotit adott nyomáson érvényes olvadáspontja kisebb mint a helyi hőmérséklet bazaltos összetételű olvadék képződik. A folyamat kezdő beolvadási mélysége 50 km és mintegy 1300-1350 °C. Az óceánközépi hátság morfológiáját tekintve középvonalában ún. hasadékvölgy húzódik, és ennek két oldalán magasodnak a vulkáni hegyláncok. Ha a szétsodródás lassú (25mm/év, Közép-Atlanti-hátság), valódi, mély hasadékvölgy jön létre, és ebben 1–4 km átmérőjű, pár száz méter magas pajzsvulkánokat találhatunk. Ha a szétsodródás sebessége közepes (55-80mm/év), a hasadékvölgy laposabb, a belső vulkánok pedig elnyúltak és néhány 10 méter magasak. Ha a szétsodródás gyors (80-120/év, Kelet-Pacifikus hátság), a hasadékvölgy jóformán ki sem alakul, és önálló vulkánok helyett inkább tömeges lávalepleket találhatunk. A 6-7 kilométer vastag óceáni kéreg szerkezetét tekintve 3 fő rétegre tagolható: Az első réteget mélytengeri üledékek (1 km) alkotják, amelyek vastagsága a passzív szegélyek felé nő. A második réteg (4km) két részből áll: a felsőt a tengerfenéken kiömlő és párnalávaként megszilárduló bazalt, az alsót a mélységi magmakamrát a felszínnel összekötő telérek alkotják. A 3. réteget kis SiO₂ tartalmú mélységi bázisos kőzetek gabbró, piroxenit építik fel (4-5km), melynek alsó határát a Mohorovicic felület jelöli ki, ez alatt a köpeny ultrabázisos peridotit anyaga következik. Ezt a jellegzetes kőzetsorozat az ofiolit asszociáció, amely jelenlegi lemezbelső területeken előfordulva egykori óceánra, a kontinensütközések varratvonalára, illetve szubdukcióra utal.

Kontinentális hasadékvölgyek (Kelet-Afrikai árokrendszer, Basin and Range Province, USA) esetében, a távolodási folyamat kezdetén a savanyú kontinentális kéreg döntő hatása miatt a bazalt mellett szilíciumban gazdagabb kőzetek is megjelennek. A Kelet-Afrikai árokban a felszínre került anyag 70%-a bazalt, 15%-a nagyobb SiO₂ tartalmú olvadék.

A litoszféra alatt szétterülő magasabb hőmérsékletű köpenytartományokat forró foltoknak nevezik. A lemezen belüli vulkánosság helyét a változó mélységből felszálló köpenyáramok és magának a kéregnek a szerkezete határozza meg. Egyaránt megjelenhetnek az óceáni és szárazföldi kőzetlemez, de az óceánközépi hátság alatt is. A több mint száz forró foltból mintegy 50 található az óceánok alatt. A köpenycsóvák környezetében a hőmérsékletet 150-200 °C-kal emelkedik meg, ami jelentős szerepet játszik a felette lévő kéreg elvékonyításban és széthasadásában. Az olvadékok nagyobb része bazaltos jellegű, a szárazföldi forró folt tevékenység gyakran vezetett a kontinensek szétválásához. Az ezekből származó nagy mennyiségű ár vagy platóbazalt (Dekkán-fennsik, Columbia-plató, Izland) felszínre kerülése a földtörténet során éghajlatmódosító hatással bírt. A Szibéria trappbazalt az elmúlt 500 millió év egyik legnagyobb vulkáni eseménye volt a perm – triász határon, amely még ma is 2 millió km²-t borít.

A forró foltok az óceáni lemez alatt szigeteket – szigetsorokat hoznak létre. A litoszféralemezek mozgásával az aktív vulkán zóna is vándorol, és a köpenycsóva aktuális pozíciójában újabb aktív vulkán épülésével hagyja ott aktivitásának nyomát. A tenger alatti szigethegyekből álló Emperor lánc és a Hawaii szigetek 6000 km-es vulkánsort alkot, amely alapján a Csendes-óceáni lemez az utóbbi 60 millió évben 8,5 cm/év sebességgel haladt. A fiatal Yellowstone vulkán a jelenlegi végpontja egy 13 millió éve É-Nevadában kezdődött vulkáni eseménynek amely a Snake River platón keresztül 2-3 cm/ év mozgással érte el jelenlegi helyét.

Az óceáni hátságok mentén folyamatosan gyarapodó óceáni kéreg szükségképpen kompressziós feszültségeket idéz elé a lemezek ütközési zónájában, ahol az alábukó óceáni litoszféra tengervízzel telítve, üledékekkel fedetten nyomul be a köpenyanyagba. A képződő olvadék a hátságok anyagához képest szilíciumban gazdagabb lesz, amely óceáni-óceáni lemez ütközése esetén szigetívet, óceáni-szárazföldi lemezütközés esetén kontinentális vulkáni láncot hoz létre. A szubdukciós magmaképzés fő mozgatórugója az alábukó lemez víz- és egyéb illóanyagtartalma, ami vulkánosság robbanásos jellegéért is felelős. A szigetívek és kontinensperemek vulkáni kőzeteinek ásványos és geokémiai eltéréseit az határozza meg, hogy a képződő magmának még merevebb, vastagabb kontinentális kérgen kell áttörnie. Az olvadéknak egyre hosszabb út és több idő áll „rendelkezésére”, hogy az asszimilációs és kristályosodási folyamatokon keresztül a szilícium tartalom növekedésével differenciálódjék (44. ábra, 46. ábra), amit tovább bonyolíthat a köpeny- és kéregeredetű olvadékok keveredése.

A konvergens lemezszegélyek esetében az óceáni-óceáni lemez ütközésével klasszikus szigetívek jönnek létre (Tonga-, a Kermadec-, a Mariana-szigetek vagy a Kis-Antillák). A Csendes óceán nyugati partvidékén az óceáni lemez gyakran lehasadt kontinenstöredékek alá szubdukálódik (Japán, Új-Zéland és az Indonéz szigetvilág). Ezek az ún. mikrokontinens-ívek a klasszikus szigetíveknél szélesebbek, kérgük vastagabb (30 km), az óceáni medence alatt is folytatódhat. A szigetívek esetében a felszínre kerülő olvadék jelentős része bazalt lesz, kisebb arányban megjelennek differenciáltabb, kovasavban gazdag kőzetek is. A mikrokontinens íveknél a kontinentális kéreg alsó részének olvadása Si-, Na-, K- gazdag olvadékot eredményez, amely a robbanásos vulkáni tevékenység gyakoriságának növekedését idézi elő kalderák kialakulásával (Taupó, Új-Zéland I.sz. 186, Krakatau 1883,).

Az aktív kontinensperemek esetében a vulkáni front 10-50 km széles, a beolvadási mélységet és ároktól való távolságot (150-300 km) a Benioff-zóna alábukási szöge befolyásolja (Chilei-típusú szubdukció <45°). A kontinensperemeken a vegyes köpeny-kéreg eredetű magma jelentős mennyiségű andezites kőzetanyagot produkál, de fontos szerephez jutnak a differenciált, dácit-riolit összetételű savanyú olvadékok és a robbanásos kitörések. A hosszabb ideig tartó működés következtében a kontinensperemek vulkáni termékei az előző két típusnál sokszorta nagyobb térfogatúak (53. ábra), és az egyes tűzhányók is jóval nagyobb méretűek. A hatalmas kalderák, kalderaegyüttesek, nagy térfogatú ignimbrittakarók további jellemző felszínformái a vulkáni vidékeknek. A hegységek gyökérrégiójában jelentős méretű a mélységi magmatizmus, nagyméretű anatektikus granitoid övekkel.

53. ábra Szigetívek és aktív kontinensperemek negyedidőszakban (utóbbi 1,8 millió év) becsült vulkáni anyagprodukciója