Una de las características más importante que influye en la morfología del edificio volcánico es la ubicación del reservorio magmático que lo alimenta. En algunos casos, como p. ej. en algunas erupciones basálticas, se ha podido comprobar que el reservorio se encuentra a profundidades de 50-60 km o aún mayores. En estos casos el magma debe atravesar la parte más externa del manto y toda la corteza para llegar a la superficie. En otros casos, como p. ej. en los complejos volcánicos centrados o en los estratovolcanes, tan abundantes en los Andes, el reservorio magmático se encuentra en la corteza superior, a unos pocos kilómetros de la superficie.

En estos casos la dinámica interna del reservorio, como por ejemplo las corrientes convectivas, la difusión y segregación de la fase volátil, y la realimentación del reservorio por el ingreso de nuevas inyecciones de magma, tiene una profunda influencia en la forma y dimensión del edificio volcánico.

La viscosidad del magma está estrechamente relacionada con los requerimientos energéticos.

Esto se debe a que cuanto mayor es la viscosidad del magma menor es su fluidez, por lo cual se requerirá de un mayor presupuesto energético para su desplazamiento (véase el capítulo Propiedades Físicas del Magma). Esta relación concuerda con la abundancia relativa de los diferentes tipos de rocas volcánicas en la superficie. Las rocas basálticas, cuyos fundidos son los que poseen menor viscosidad, son las que se encuentran en mayor proporción. En este sentido se debe mencionar que prácticamente constituyen una gran parte de la corteza oceánica, la cual a su vez, debido a los procesos de subducción se ha reciclado varias veces durante la historia geológica.

El incremento de energía necesario para movilizar el magma de un lugar a otro puede ocurrir por diferentes causas:

1) Diferencia de densidad: Si la densidad del magma es menor respecto de las rocas que lo rodean, genera esfuerzos verticales que le permiten ascender. Para ello se requiere que la litósfera posea una permeabilidad adecuada. De no ser así se genera en el cuerpo magmático una presión mayor que la litostática.

2) Disminución brusca del gradiente de presión de entre el cuerpo magmático y los niveles superiores de la litósfera. Es el clásico ejemplo de la liberación brusca de la presión, como cuando se abre la puerta de un avión en vuelo o cuando se abre en alta montaña una lata de conservas envasada a presión normal. Si lo que contiene la lata es un fluido y la abertura tiene un diámetro pequeño, se produce un spray que la drena hasta que se alcanzan a equilibrar las presiones. Lo mismo sucede cuando una cámara magmática se conecta con la superficie a través de una fractura. El magma es succionado hacia la superficie hasta equilibrar las presiones. En muchos casos la caída del potencial de presión es la cantidad energía suficiente que requiere el magma para llegar a la superficie. En numerosos casos este aumento transitorio en la energía del sistema no está acompañado por un aumento en la temperatura, por lo cual la energía que provoca la erupción proviene exclusivamente del cambio de presión.

3) Incremento del gradiente de temperatura: Puede ser originado por la acción de una pluma térmica en la base de la litósfera, aumentando localmente el gradiente geotérmico. Las consecuencias de esta acción son el adelgazamiento de la litósfera térmica y la disminución de la resistencia a la fracturación, que facilita la formación de fracturas. La formación de fracturas aumenta la permeabilidad de la litósfera, requisito indispensable para el desplazamiento del magma.

4) Aumento de la temperatura del reservorio magmático: La temperatura de los reservorios magmáticos puede aumentar por el ingreso de un magma con mayor temperatura. Este último proceso ha sido invocado en varias oportunidades como el mecanismo que desencadenó algunas erupciones de grandes volúmenes de ignimbritas.

5) Saturación del magma en los componentes de la fase volátil: Cuando el magma se satura en agua se forma una fase vapor, desarrollando burbujas e incrementando drásticamente el volumen del sistema. En muchos casos se ha explicado el origen el agua del magma provendría de la disolución del agua meteórica. Sin embargo, este proceso es difícil de concretarse, porque cuando se establece un gradiente térmico en los alrededores de un cuerpo ígneo, el agua migra hacia las zonas más frías, y de esta manera se aleja en vez de ingresar en el magma. La única agua meteórica que podría ser incorporada al magma es la que proporcionan los bloques incorporados por stoping, siempre y cuando este proceso sea lo suficientemente rápido como para evitar que el agua de la caja migre hacia las zonas más frías. Las cúpulas de las cámaras magmáticas generalmente contienen mayor cantidad de agua que el resto del cuerpo, favoreciéndose el aumento de la presión en este sector. Si la parte superior del cuerpos magmático, rico en agua, se extruye, las corrientes convectivas de la cámara magmática tienden a restablecer las condiciones previas a la erupción. De esta manera se puede explicar la periódica actividad de los episodios eruptivos que forman parte de la historia del volcán. Los intervalos a veces duran cientos de miles de año, dependiendo del tamaño de la cámara. Cuanto mayor es el intervalo, mayor es la posibilidad de una erupción de gran volumen.

De los 5 procesos mencionados, el primero puede invocarse para explicar el ascenso del magma, pero no para desencadenar una erupción. Esto se debe a la lentitud con que opera, que no está en concordancia con la rapidez con la cual operan los procesos eruptivos.

La interacción del magma con el agua meteórica es un proceso de naturaleza diferente al descripto en el punto 5). El agua meteórica puede estar contenida en un acuífero, un lago o formar parte de un glaciar o un campo de nieve. Debido a la rapidez con la cual el magma se pone en contacto con el agua, no hay tiempo suficiente para que el nuevo gradiente térmico permita la migración del agua hacia zonas más frías. Por lo tanto, al quedar atrapada dentro del magma aumenta en forma instantánea su volumen, desarrollándose una fase explosiva violenta.

A veces, en estos casos, el aumento de la energía es tan alto que da lugar a las erupciones de alta explosividad, denominadas freatomagmáticas, que se caracterizan por una violencia poco común.

Debido al instantáneo incremento de la energía se forma una onda explosiva y el material se transfiere lateralmente, dando lugar a los depósitos de oleadas piroclásticas (surge), caracterizados por una elevada proporción de gas y escasa proporción de partículas. Desde un punto de vista hidráulico, un surge es la variación en la velocidad y en la presión de un fluido a intervalos que no necesariamente son periódicos. Las oleadas piroclásticas se pueden originar en erupciones centrales o en cualquier parte de los flujos piroclásticos. Es frecuente que durante el avance de un flujo piroclástico se produzcan en su interior violentas explosiones que dan lugar a oleadas piroclásticas que se separan del flujo.