Comme il est expliqué dans l'acte 1, la Terre ainsi que les planètes telluriques ont été formés par accrétion. Au cours de cette phase elles ont accumulé sous forme de chaleur une grande part de l'énergie cinétique des corps qui se percutaient, en plus de la chaleur naturelle due à la pression gravitationnelle. Une fois formées, ces planètes ont commencé à se refroidir, en libérant la chaleur et les composés volatils emprisonnés dans leur manteau par une activité volcanique. Deux choses importantes découlent de ce phénomène :
- L'activité volcanique n'est pas éternelle, et toutes les planètes sont amenées à se refroidir complètement pour devenir des planètes volcaniquement "mortes".
- La durée de l'activité dépend fortement de la taille de la planète, en effet plus elle est grosse et plus elle a accumulé d'énergie potentielle pendant sa formation.
Dans le système solaire seule la Terre et Vénus gardent encore une activité volcanique, les autres planètes telluriques témoignent seulement de leur activité passée.

La plaque dure qui constitue la croûte terrestre n'est pas uniforme, elle contient des lignes de moindre résistance qui délimitent les plaques tectoniques. Sous l'effet de la chaleur interne ses plaques bougent et entrent en collision. Dans le cas d'un contact, il y a trois possibilités :

Le volcanisme terrestre a plusieurs effets importants sur la surface de la planète :

-d'abord parce qu'il libère dans l'atmosphère de grandes quantités de gaz et de particules qui influent sur la densité et la composition générale de l'atmosphère ainsi que sur le climat.
-ensuite parce qu'il brasse les matériaux qui composent la croûte terrestre en créant une large gamme de matières différentes selon les températures et les pressions auquelles elles sont formées. Beaucoup de matériaux que nous considérons comme de simples ressources sont issus directement de l'activité volcanique (les gemmes et pierres précieuses, le soufre) ou indirectement avec le concours de l'érosion et des activités de la biosphère en général (depuis toujours les pentes des volcans sont exploitées en culture parce que leur richesse en minéraux les rend particulièrment fertiles).
-finalement parce qu'il remodèle en permanence l'aspect du globe et provoque des séismes d'ampleur variable.

Que se passerait-il sans volcanisme ? Voir les exemples avec les autres planètes telluriques du système solaire.

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Les minéraux paraissent de prime abord dénudés de toute vie, solides et immuables. Et pourtant rien n'est plus mouvant que le monde minéral, qui change et évolue en permanence, qui bâtit des cathédrales et les efface, sans cesse, depuis la nuit des temps même si son évolution semble à nos yeux infiniment lente.

Les roches ignées :

Nous avons vu dans les chapitres précédents que la composition structurelle de la Terre n'est pas uniforme et que chaque matière a des températures de changement d'état différentes en fonction de sa composition. Il en va de même dans le magma de la couche immédiatement en dessous de la croûte terrestre. Cela amène deux processus qui gouvernent la production de roches ignées : la cristallisation fractionnée et la fusion partielle.

Avec un abaissement de la température du magma, les minéraux dont la température de cristallisation est la plus élevée sont les premiers à cristalliser. Le premier est l'olivine. Le second groupe à se former comprend les pyroxènes. A ce stade, le magma aura épuisé son bagage en olivine. Puis avec la cristallisation des amphiboles et de la biotite, le bagage en pyroxènes est épuisé. Avec l'abaissement progressif de la température suivent le quartz, les feldspaths potassiques et la muscovite. On a donc une suite de cristallisation bien définie, contrôlée par la température. On appelle cette suite une suite discontinue, parce qu'il s'agit dans chaque cas de minéraux distincts (composition et structure cristalline distinctes).

A mesure que les minéraux cristallisent dans la poche où s'est introduit le magma, les cristaux sédimentent parce qu'ils sont plus lourds que le magma encore liquide et s'accumulent à la base de la chambre. Il se produit donc une ségrégation, et les roches ignées auront des assemblages de minéraux différents selon qu'on est à la base, au milieu ou au sommet de la chambre magmatique. Ainsi, le premier assemblage à se former est un assemblage d'olivine et de pyroxènes : c'est l'assemblage ultramafique. Ensuite, il y a un assemblage de pyroxènes et d'amphiboles : c'est l'assemblage mafique. Un assemblage d'amphiboles, biotite et quartz est qualifié d'assemblage intermédiaire, tandis qu'un assemblage des minéraux les plus "froids", est qualifié de feldsique. On parle donc de roches ignées ultramafiques, mafiques, intermédiaires ou feldsiques.

Le nom des roches ignées :

La différence entre basalte et gabbro, andésite et diorite, rhyolite et granite, ne se situe pas au niveau de la composition qui est la même pour chacune des paires, mais au niveau de la cristallinité, soit de la taille des cristaux. Un magma qui s'introduit dans la croûte terrestre peut se frayer un chemin jusqu'à la surface et donner lieu à des coulées de laves qui, en cristallisant, forment des corps extrusifs : volcans sous-marins ou volcans continentaux. Le magma peut aussi rester coincé dans la croûte et y cristalliser pour former des corps intrusifs. La cristallisation à la surface de la croûte est rapide, ce qui produit de très petits cristaux; la roche résultante sera une roche à fins cristaux qu'on ne distingue généralement pas à l'oeil nu. Par contre, lorsque le magma cristallise à l'intérieur de la croûte terrestre, l'abaissement de sa température est lent et, pour simplifier, plus la cristallisation sera lente, plus les cristaux seront gros, généralement bien visibles. On a donc deux grands groupes de roches ignées : les roches ignées extrusives, à fins cristaux, et les roches ignées intrusives, à cristaux grossiers. Les magmas ultramafiques sont ceux qui se forment en toute fin de fusion partielle et n'atteignent jamais la surface d'où le manque d'un équivalent extrusif à la péridotite.

Le processus de fusion partielle est l'inverse du processus de cristallisation fractionnée. Si on augmente progressivement la température d'un matériel solide composé d'un assemblage de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement ou partiellement de la phase solide à la phase liquide. Comme dans le cas du refroidissement d'un magma où tous les minéraux ne cristallisent pas tous en même temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils sont chauffés. A une pression donnée, le point où un minéral passe de sa phase solide à sa phase liquide est sa température de fusion (ou de cristallisation, en fonction de l'état initial). Les premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse température, ceux qui se situent au bas de la suite de Bowen, c'est-à-dire, le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la muscovite. La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on obtient un mélange de solide et de liquide. Avec une augmentation de la température, les plagioclases de calcicité intermédiaire, les biotites et les amphiboles seront à leur tour fondus et produiront un magma intermédiaire; et ainsi de suite pour les autres minéraux.

Les compositions variées des magmas et donc des roches qui en sont issues viennent des processus de cristallisation fractionnée et de fusion partielle, sachant que le magma en partie liquefié peut être explusé en surface et séparé des éléments les plus lourds. Ces différences entrainent des réactions différentes dans les lieux où le magma traverse la croûte terrestre : les dorsales, les zones de subduction et les points chauds.

Chaque fois que du magma perce la croûte terrestre naît un volcan, voyons les différents types :
Il existe plusieurs classifications plus ou moins détaillées des volcans, en simplifiant, disons qu'il y a deux extrêmes : les volcans qui crachent des laves très fluides et ceux qui ont toutes les peines du monde à cracher la moindre lave. Pour former des champs de laves, il faut que la lave puisse s'écouler aisément, qu'elle soit fluide. Un facteur très important qui contrôle la fluidité d'un magma est sa teneur en silice (SiO2). Une faible proportion de silice donne des magmas fluides, alors que l'inverse augmente de beaucoup la viscosité des magmas. Ils ont alors beaucoup de mal à s'écouler. Les magmas mafiques contiennent peu ou pas de silice, ils sont donc fluides et produisent des laves qui s'écoulent facilement. Un magma felsique, riche en silice, a beaucoup de difficulté à s'écouler et forme très difficilement des laves. Ceci a une grande importance sur le comportement des volcans. Il y a donc des volcans à laves pauvres en silice (volcans-boucliers) et des volcans à alimentation magmatique riche en silice (stratovolcans). Et, il y a évidemment des intermédiaires entre ces extrêmes.