Залежно від способу появи магми та утворюваних із неї продуктів на земній поверхні і внаслідок дії зовнішніх чинників утворюються різноманітні форми рельєфу вулканічного походження. Їх часто називають типами поверхневих вулканічних апаратів.

Так, вибуховий характер виверження здебільшого утворює лійкоподібні або циліндричні заглиблення, які виникають внаслідок експлозії, тобто вибуху магматичних газів без виливання лави. Діаметр таких кратерів – маарів – становить від 300м до 3,5км, а їхня глибина сягає 300-400м. У вологому кліматі маари зазвичай перетворюються на озера. Такі кратери відомі на Центральному масиві у Франції, у Центральній Америці, Новій Зеландії, Південній Африці, Якутії. В останніх двох районах маари є трубками вибуху діаметром до 800м, заповненими ультра основною породою – кімберлітом, який містить алмази. Деякі відомості про трубки вибуху є також у межах Українського кристалічного щита (Болтинська та Ротмистрівська западини), щоправда, вони поховані під осадовими товщами кайнозою і дуже слабко відображені у рельєфі.

Інтрузивні магматичні тіла – лаколіти – можуть бути як вулканічні споруди у разі, коли інтрузія магми відбувалася настільки активно, що магматичне тіло зупинилося майже біля земної поверхні. Унаслідок денудаційних процесів вони з’являються на поверхні, де й височать у вигляді вулканічних споруд. Типові лаколіти заввишки 700-1000м знаходяться в околицях російського міста П’ятигорська (гори Залізна, Машу, Бештау та ін.).

Екструзивні куполи – найпростіший тип акумулятивних вулканічних споруд зі стрімкими схилами різної висти. Вони утворюються за участі в’язкої малорухомої лави кислого складу (>65% SiO₂), яка поступово витісняються на поверхню. Унаслідок значної в’язкості та нездатності швидко розтікатися вона нагромаджується безпосередньо над жерлом вулкана, швидко вкривається шлаковою кіркою і набуває Фоми купола з характерною концентричною структурою. Розміри таких куполів – до кількох кілометрів у діаметрі та до 500м заввишки.

Щитові вулкани утворюються під час виверження центрального типу тоді, коли виливається зріджена та рухома базальтова лава, здатна розтікатися на значні відстані від центру виверження. У разі повторного виверження потоки лави накладаються один на одного і формують вулкан з відносно спадистими схилами (приблизно 6-8°, іноді більше).

У деяких випадках навколо кратера утворюється лише вузький кільцевий вал зі схилами більшої крутості. Причиною виникнення вулкана такої форми вважають лавові фонтани, внаслідок чого шлаки нагромаджуються по краях кратера.

На Землі небагато районів, де поширені щитові вулкани. Зокрема, вони характерні для вулканічних ландшафтів Ісландії, де мають незначні розміри і є переважно згаслими. Прикладом щитового вулкана є гора Дінгья, діаметр кратера – близько 500м. Для геологічного розрізу характерна шаруватість, зумовлена багаторазовими виливами лави.

Щитові вулкани властиві також Гавайським островам. Тут вулкани набагато більші, ніж ісландські. Найбільший – на о. Гавайї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа і Кілауеа) щитового типу. Мауна-Лоа піднімається над рівнем моря на 4170м, проте, незважаючи на такий великий розмір, схили дуже спадисті. При основі вулканів ухил поверхні не перевищує 3°, вище він поступово зростає до 10°, а починаючи з висоти 3км, знову різко зменшується. Вершини вулканів мають вигляд лавового плато, посередині якого знаходиться гігантський кратер, перетворений на лавове озеро.

Вулканічні конуси, з якими власне й ототожнюється поняття «вулкани», найчастіше виникають унаслідок експлозивного процесу, де нагромаджуються переважно тверді продукти вулканічної діяльності – попіл, пісок, лапілі, бомби.

Шлакові вулкани – різновид вулканічних конусів, які утворюються у разі не лише викидання рідкої лави, а й унаслідок вибухів завдяки перенасиченості газами. Під час вибуху лава фонтанує міріадами крапель, які застигають так швидко, що падають на поверхню у вигляді бризок. На відміну від лавових конусів крутість схилів шлакових вулканів, складених уламками, досягає 45°, тобто є близькою до крутості природного ухилу уламків. Що грубішим є матеріал, з якого складаються конуси, то крутішими виглядають схили.

Шлакові вулкани досить поширені у Вірменії. Більшість із них знаходяться на схилах великих стратовулканів, дрібні форми утворювалися безпосередньо на лавових потоках. Зростання таких конусів може відбуватися дуже швидко, наприклад шлаковий конус Монте-Нуова (Італія, околиці Неаполя) виник уподовж кількох діб буквально на рівному місці і нині є пагорбом заввишки до 140м.

Найбільшими вулканічними спорудами є стратовулкани. Вони можуть складатися як із шарів лави, так і з шарів пірокластичного матеріалу. Чимало стратовулканів мають правильну конічну форму: Фудзіяма, Ключевська і Кроноцька сопки, Попокатепетль та ін. Серед цих утворень трапляються гори заввишки 3-4км, деякі вулкани сягають висоти 6км, їхні вершини криті вічними снігами й льодовиками.

У більшості вулканів на вершині є лійкоподібне заглиблення, через яке відбувається викидання вулканічних продуктів, - кратер. Великі вулкани можуть мати кілька кратерів, причому деякі з яких утворюються і на схилі (паразитуючі кратери). Вони характерні, зокрема, для Етни, Ключевської сопки та ін. Розміри основних кратерів різні й не залежать від розмірів самих вулканів. Максимальні розміри кратерів характерні для вулканів гавайського типу, наприклад діаметр кратера Мауна-Лоа становить 2440м.

Великі кратери, які виникають унаслідок видалення значної частини вулканічного конуса під час вибухового виверження, називають кальдерами (від ісп. caldera – великий казан). Це великі, нині недіючі кратери, причому сучасні кратери часто розміщуються всередині кальдери (Везувій і вулкан Крашенінникова на Камчатці). Відомі кальдери до 30км діаметром. На дні кальдер поверхня відносно рівна, борти, повернені до центру виверження, завжди стрімкі. Чимало кальдер нині є озерами, наприклад озеро Крейтер у Каскадних горах (10км у діаметрі). Яскравим прикладом великої кальдери є вулканічна споруда Кракатау. Іноді кальдери виникають унаслідок провалювання вглиб (бухта «Левова паща» на острові Ітуруп Курильського архіпелагу).

Грязьовий вулканізм

Зовні грязьові вулкани дуже подiбнi до справжніх, проте вiдрiзняються від них значно меншими розмірами та продуктами виверження. Під час такого виверження викидаються глинисті породи, насичені водою й перетворені на грязь різної текучості.

Залежно від причин виникнення грязьові вулкани можна поділити на:1) пов’язані з виділенням горючих газів;2) пов’язані з проявами магматичного вулканізму i зумовлені викидами магматичних газів.

Грязьові вулкани першої групи знаходяться у склепінчастих частинах антиклінальних нафтових структур (Апшеронський, Таманський, Керченський півострови). Зокрема, на Керченському пiвостровi грязьовий вулканізм є наслідком наявності антиклінальних складок, в ядрах яких залягають пластичні глини. Гази, які вириваються з глибини 5-7км по розривних порушеннях (метан, вуглекислий газ, сірководень), викидають на поверхню перем’яту глинисту масу з уламками різних гірських порід (брекчію), яка утворює поля вулканічних сопок. Грязьові вулкани розмiщенi поодинці або групами зі сильним живильним осередком.

Найбільша активність грязьового вулканізму Керченського півострова припадає на минулi геологiчнi епохи, переважно на неоген. Виверження постійно діючих вулканів відбувається спокійно. Вони знаходяться в овальних улоговинах, на дні яких підносяться конуси з глинистої брекчії заввишки 1,5— 2,0м, i мають грязьові озера.

IIеріодично дiючi вулкани вивергають значнi маси густої брекчії один раз на кілька або десятки років. Виверження відбувається впродовж кількох діб, супроводжується вибухами, локальними землетрусами, iнодi самозайманням газу. У рельєфі — це конiчнi горби або похилі підвищення заввишки до 60м. Згаслi грязьові вулкани спостерігаються у викопних відкладах. із багатьма з них пов’язані прогини, заповнені вапняками та вулканічною брекчією, що утворилися внаслідок виносу з надр продуктів виверження, деякі з них зайняті озерами (у Криму — Чокрацьке, Тобечицьке, Узунларське та ін.).

Великi грязьові вулкани мають діаметр 5—6 км і досягають 400— 500м заввишки. Так, периметр основи вулкана Горелая Могила на березі Таманської затоки сягає З км.

Таким чином, вулканізм має комплекс характерних рис, які вирізняють цей різновид ендогенних глобальних процесів як окрему рельєфоутворюючу силу. Залежно від характеру вивержень, складу лави та інших не менш важливих факторів процеси вулканізму занесені до різних класифікацій, які дають змогу більш чітко розуміти природу цього явища.