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Magmas are generated in four well-defined geodynamic settings: a) constructive plate margins, including mid-ocean ridges and back-ac basins; b) destructive plate margins, such as island arcs and active continental margins; c) oceanic intraplate areas, and d) continental intraplate areas. In mid-ocean ridges, intraoceanic island-arcs and oceanic islands, magmas can only be generated at the upper mantle due to the absence of continental crust. On the contrary, the crust can play an important role in continental settings. Additionally, the generation of magma in the upper mantle can be located in the asthenosphere and the lithosphere. The mechanisms of magma generation in each geodynamic setting is different. In constructive plate margins, the asthenosphere rises adiabatically and melts. In destructive margins, melting is linked to subduction. Finally, in continental intraplate areas melting is associated to extensional processes, which can be linked to various phenomena such as indentation, delamination or mantle plumes, as in the case of oceanic intraplate settings. The eruptive mode depends strongly on the magma composition, and more precisely of its temperature, viscosity and gas content. In general, basaltic magmas (characterised by SiO2 abundances between 45 to 52%, temperatures of 1.000-1.200 °C, viscosities of 10-102 Pa·s and low gas content) erupt in a quiet or moderately explosive way, producing hawaiian- or strombolian-type eruptions. On the other hand, acid magmas(with SiO2 higher than 53%, temperatures of 700-900 °C, viscosities between 106 and 108 Pa·s and high gas contents) are characterised by explosive, vulcanian- to plinian-type eruptions. At global scale, the volcanic eruptions and their associated phenomena are less frequent and involve less victims and damage than other natural disasters. According to the recent database by Witham (2005), from the 176 considered volcanoes and volcanic areas, only a half are related to more than one incident in the 20th century. Additionally, from the 491 eruptions produced in that period, about 50% resulted in deaths. Considering the type of materials erupted, pyroclastic density currents were the main death causes, followed by lahars, which are the main cause of injuring. On the contrary, lava flows and pyroclastic falls involved a relatively low number of deaths and injuries even though pyroclastic falls were responsible of a great number of people losing their homes or being evacuated. Since the eruptions of the volcanoes associated to subduction areas are in general of greater explosivity and therefore more dangerous than intraplate volcanoes, the regions where more deaths are linked to volcanic activity in the 20th century were the Caribbean, South and Central America, and SE Asia.Los magmas se generan en cuatro ambientes geodinámicos diferentes: a) en los márgenes de placa constructivos, en los que se incluyen las dorsales centro-oceánicas y las cuencas tras-arco; b) en los márgenes de placa destructivos, como los arcos-isla y los márgenes continentales activos; c) en zonas de intraplaca oceánica, y d) en zonas de intraplaca continental. En las dorsales, en los arcos-isla intraoceánicos y en las islas oceánicas los magmas sólo se pueden generar en el manto superior, ya que en estas áreas no existe corteza continental, pero en los márgenes continentales activos y en las áreas de intraplaca continental la corteza puede jugar un papel más o menos importante. A su vez, las dos zonas del manto superior en las que potencialmente se pueden originar magmas son la litosfera y la astenosfera. El mecanismo por el que se originan los magmas en cada uno de estos ambientes geodinámicos es diferente. En los márgenes de placa constructivos la astenosfera asciende adiabáticamente y funde. En los márgenes destructivos la generación de magmas está relacionada con la subducción. Finalmente, en áreas de intraplaca continental el magmatismo está asociado a fenómenos de extensión producidos por fenómenos tales como la indentación y la delaminación o bien está relacionado con plumas mantélicas, como ocurre en general en áreas de intraplaca oceánica. El tipo de erupción depende de la composición del magma, y sobre todo de su temperatura, viscosidad y contenido en gases. En general, los magmas basálticos (que tienen contenidos en SiO2 comprendidos entre 45 y 52%, temperaturas de 1.000-1.200 °C, viscosidades del orden de 10-102 Pa·s y baja abundancia de gases) extruyen de forma tranquila o moderadamente explosiva, dando lugar a erupciones de tipo hawaiano o estromboliano. Por el contrario, los magmas ácidos (que tienen contenidos en SiO2 superiores al 63%, temperaturas de 700 a 900 °C, viscosidades entre 106 y 108 Pa·s y elevado contenido en gases) y los traquítico-fonolíticos lo hacen de forma explosiva, generando erupciones de tipo vulcaniano y pliniano. A escala global las erupciones volcánicas y los fenómenos asociados son más infrecuentes y generan menos víctimas y daños que otros riesgos naturales. Según la información recopilada en la más reciente y completa base de datos (Witham, 2005), de los 176 volcanes/áreas volcánicas que se incluyen en la misma, más de la mitad han sido responsables de más de un incidente en el siglo XX, y de las 491 erupciones que han tenido lugar en este período de tiempo del orden del 50% han producido muertes. De los diferentes materiales emitidos, las coladas y oleadas piroclásticas fueron las principales causas de muerte, seguidas de los lahares, que a su vez fueron la principal causa de heridos. Por el contrario, las lavas y los piroclastos de caída generaron un número relativamente pequeño de muertes y heridos, si bien los piroclastos de caída fueron responsables del mayor número de personas que perdieron su casa y que tuvieron que ser evacuadas. Por otra parte, como las erupciones de los volcanes asociados a zonas de subducción son, en general, más explosivas y por ende más peligrosas que las de los volcanes de áreas de intraplaca, las regiones en las que más muertes se produjeron en el siglo XX fueron el Caribe, Sudamérica, América Central y el Sudeste asiático.

[ES] La tectónica de placas proporciona el marco teórico que permite comprender, entre otros fenómenos geológicos, la localización y el comportamiento de los volcanes. Los volcanes se generan en tres ambientes geodinámicos: a) en los márgenes de placa divergentes (dorsales centro-oceánicas); b) en los márgenes de placa convergentes (arcos-isla y márgenes continentales activos) y c) en zonas de intraplaca tanto oceánicas como continentales. En las dorsales centro-oceánicas, en las que se produce el 75% del magmatismo total generado en la Tierra, las lavas que se originan corresponden mayoritariamente a basaltos toleíticos. En los arcos-isla y márgenes continentales activos, en los que se produce el 20% del magmatismo total, las rocas generadas exhiben una amplia variación de composición si bien predominan las andesitas. Finalmente, en el interior de las placas existe un volcanismo composicional y volumétricamente variable, que se distribuye de forma dispersa y aparentemente aleatoria, que contrasta con la linearidad y continuidad del que se localiza en los bordes de placa. En lo que concierne a su peligrosidad, el volcanismo de las dorsales tiene lugar de forma tranquila, por su escaso contenido en volátiles. Asimismo, los volcanes de zonas de intraplaca tampoco son potencialmente peligrosos, ya que emiten en una elevada proporción magmas de baja explosividad. Por el contrario, los magmas de los arcosisla y de los márgenes continentales activos, que son ricos en SiO2 y tienen un elevado contenido en volátiles, generan erupciones altamente explosivas muy peligrosas., [EN] Plate tectonics provides the theoretical framework for understanding the location and behavior of volcanoes. Volcanoes are generated in three main geodynamic settings: a) on the margins of divergent or constructive plates (mid-ocean ridges); b) on the margins of convergent or destructive plates (island-arcs and active continental margins), and c) at intraplate locations (i.e., away from the edges of plates) both oceanic and continental. In the mid-ocean ridges, where magmatism represents 75% of the total generated on Earth, the lavas are mainly tholeiitic basalts. In island-arcs and active continental margins, which represent 20% of the total magmatism, the magmas exhibit a wide variation in composition although andesites are predominant. Within plates, the volcanism is volumetrically variable, and distributed in a scattered and seemingly random fashion, which contrasts with the linearity and continuity of the volcanism located on the plate edges. Concerning volcanic hazard, in the oceanic ridges the lavas have a low volatile content and therefore eruptions take place quietly. On the other hand, intraplate volcanoes are not potentially hazardous because they emit a high proportion of lavas of low explosiveness. By contrast, in island-arcs and active continental margins, magmas are rich in SiO2 and have a high volatile content thus producing highly explosive and hazardous eruptions.

[EN] El Metate is a shield volcano located in the southern sector of the Michoacan-Guanajuato Volcanic Field, one of two largest monogenetic volcanic fields of the Transmexican Volcanic Belt. It was active c. 4.700 ± 200 years B.P and emitted about fifteen calcalkaline lava flows showing variable differentiation degrees. Temperatures calculated from mineral-liquid geothermobarometers for olivine, plagioclase and pyroxene, suggest that olivine was the earliest fractionating phase (1232-1198 °C), followed by plagioclase (1162-1126 °C), orthopyroxene (1147-1027 °C) and clinopyroxene (1147-1018 °C). Pressure estimations indicate that crystallization started at ∼7 kbar and progressed up to surface levels. Water contents in the melts during crystalliztion of plagioclase is estimated at ∼1.6%. Temperatures calculated on the basis of Al content in amphibole, provide a crystallization range between 995 and 922 °C, at an average pressure of 3.5 kbar and water contents between 5.2% and 6.9%. Although these values could agree with a scenario where amphibole represents a late crystallization phase along the previous fractionating sequence, the systematic presence of disequilibrium textures, which are also observed occasionally in other phases, suggest that other possibilities such as open-system crystallization cannot be discarded., [ES] El Metate es un volcán en escudo situado en el sector sur del Campo Volcánico de Michoacán-Guanajuato, uno de los dos campos volcánicos más grandes del Cinturón Volcánico Transmexicano. Su actividad tuvo lugar aproximadamente 4.700 ± 200 a B.P y produjo más de quince coladas de afinidad calcoalcalina que muestran diferente grado de diferenciación. Las temperaturas calculadas mediante geotermómetros mineral-líquido para olivino, plagioclasa, y piroxenos muestran que la fase más temprana en cristalizar fue el olivino (1232–1198 °C), seguido de plagioclasa (1162–1126 °C), ortopiroxeno (1147–1027 °C) y clinopiroxeno (1147–1018 °C). Las estimaciones de presión sugieren que la cristalización comenzó a ~7 kbar y continuó hasta niveles superficiales. El contenido en agua del fundido durante la cristalización de la plagioclasa fue de ~1.6% en peso. Las temperaturas calculadas a partir del contenido en Al de los anfíboles, indican que cristalizaron entre 995 y 922 °C, a una presión media de 3.5 kbar y con un contenido en H2O del fundido de entre 5.2% y 6.9%. Aunque estos valores estarían de acuerdo con que el anfíbol representa una fase tardía en el proceso de cristalización, el que estos cristales presenten siempre texturas de desequilibrio, que se observan también de forma ocasional en otras fases, sugiere que pueden representar xenocristales y/o que la cristalización de estas lavas ha tenido lugar en sistema abierto.

During crystallization processes, major and trace elements and stable isotopes fractionate, whereas radiogenic isotopes do not change. The different equations proposed allow us to reproduce the variation in major and trace elements during these differentiation processes. In the case of simple fractional crystallization, the residual liquid is impoverished in compatible elements faster than it is enriched in incompatible elements as crystallization proceeds. During in situ crystallization the highly incompatible elements evolve in a similar way to the case of simple fractional crystallization but the enrichment rate of the moderately incompatible elements is slower and the compatible element; do not suffer a depletion as strong as the one observed during simple fractional crystallization, even for higher f values. In a periodically replenished magma chamber if all the liquid present is removed at the end of each cycle, the magma follows patterns similar to those generated by simple fractional crystallization. On the contrary, if the liquid fraction that crystallizes during each cycle and the one that is extruded at the end of the cycle are small, the residual liquid shows compositions similar to those that would be obtained by equilibrium crystallization. Crystallization processes modelling is in general less difficult than (or partial melting. If a rock series is the result of simple fractional crystallization, a el CiL - CjL plot in which i is a compatible element and j is highly incompatible, allows us to obtain a good approximation to the initial liquid composition. Additionally, log CiL -log CjL diagrams in which i is a highly incompatible element, allow us to identify steps in the process and to calculate the bulk distribution coefficients of the trace elements during each step.Durante los procesos de diferenciación por cristalización los elementos mayores y traza y los isótopos estables sufren fraccionación, mientras que los isótopos radiogénicos no varían. Las ecuaciones propuestas parlO_ los diferentes procesos de diferenciación permiten establecer las pautas de variación de los elementos mayores y traza durante cada uno de estos procesos. En la cristalización fraccionada simple el líquido residual se empobrece rápidamente en elementos compatibles y se enriquece en elementos incompatibles, a medida que progresa la cristalización. En la cristalización in situ el líquido evoluciona de forma idéntica a la cristalización fraccionada simple por lo que respecta a los elementos altamente incompatibles, pero experimenta un menor incremento en lo que concierne a los elementos moderadamente incompatibles; en cuanto a los elementos compatibles, los líquidos residuales también se empobrecen, aunque mucho más suavemente que en los derivados por cristalización fraccionada simple, incluso para valores de f altos. Si tiene lugar el rellenado cíclico de la cámara y todo el líquido presente en la misma desaparece al final de cada ciclo, el magma sigue las mismas pautas que en la cristalización fraccionada simple. Por el contrario, si la fracción de líquido que cristaliza en cada ciclo y la del líquido eruptado al final de cada ciclo son pequeñas, la composición del líquido residual se aproxima a la que se obtiene por cristalización en equilibrio. La modelización de los proceses de cristalización plantea menos dificultades que la de la fusión parcial. Si una serie de rocas se ha generado por cristalización fraccionada simple, su proyección en diagramas el CiL - CjL si i es un elemento compatible y j un elemento altamente incompatible, permite una buena aproximación a la composición del magma inicial. Asimismo la proyección en diagramas log CiL -log CjL, en la que el elemento i es altamente incompatible, permite identificar las distintas etapas del proceso y calcular los coeficientes de distribución global de los elementos traza del sistema.

The magmas generated in mantle regions that have been contaminated by the infiltration of subduction-derived fluids, show higher abundances in large-ion lithophile elements relative to the rare-earth elements and the high-strength field elements, when compared to the mid-ocean ridge and oceanic-island basalts. Additionally, their Sr-Nd-Pb-O isotopic ratios show a wider range. On the other hand, the magmas that have been involved in assimilation processes are more enriched in highly incompatible elements as a function of the CiA/CiO ratio, relative to the magmas generated only by simple fractional crystallization. Both magmas show no significative differences in compatible element abundances. Concerning the isotopic ratios, if assimilation is dominant, the most differentiated liquids can have a signature close to that of the assimilated rocks. However, if this process is not important, even the more evolved liquids have ratios far from those of the assimilated material. When assimilation is not coupled with fractional crystallization, the effects of the first process can be observed in the most primitive magma, and not in the differentiated ones. Therefore, the rocks that are the consequence of thermal erosion, show positive correlations between highly compatible and highly incompatible trace elements and negative correlations when comparing any contamination indicator versus any fractionation index. Since sediments show a wide variation in their Sr/Nd ratio (4-40), Sr and Nd isotopes are not good indicators of the participation of sediments in the generation of lavas. On the contrary, the contrasting concentrations of Pb in be mantle (0,05 ppm) and the sediments (25 ppm) make lead isotopes exceptional indicators, even when sediments participate in low proportions (l %). Nevertheless, the best approach to discriminate between mantle contamination and crustal assimilation, and to estimate the relative roles of these processes, is the combined use of Sr, Nd and O isotopes.Los magmas que proceden de porciones de manto que han sido contaminadas por la infiltración de fluidos liberados durante la subducción presentan una elevada abundancia en elementos litófilos de elevado radio iónico, frente a las tierras raras y a los elementos traza de elevada carga, cuando se les compara con los de los dorsales e islas oceánicas. Asimismo, sus relaciones isotópicas de Sr, Nd, Pb y O presentan un rango mucho más amplio. A su vez, los magmas que han experimentado procesos de asimilación están más enriquecidos en elementos traza altamente incompatibles que los que sólo han sufrido cristalización fraccionada simple, siendo este enriquecimiento tanto más elevado cuanto mayor es la relación CiA/CiO. Por el contrario, unos y otros líquidos no muestran significativas diferencias en la abundancia de elementos compatibles. En lo que concierne a las relaciones isotópicas, si la asimilación es importante los líquidos más diferenciados pueden llegar a tener una signatura muy cercana a la de las rocas asimiladas, pero si aquella es pequeña incluso los últimos líquidos tienen valores relativamente alejados de los que posee el material digerido. Si la asimilación no va acompañada de cristalización fraccionada los efectos de la misma se observan en los magma:; más primitivos, y no en los más diferenciados. En consecuencia, las rocas que han sufrido erosión térmica muestran correlación positiva entre elementos traza altamente compatibles e incompatibles y correlación negativa entre cualquier índice de contaminación y cualquier parámetro que refleje grado de fraccionación. Los isótopos de Sr y Nd no son buenos indicadores para detectar la participación de sedimentos en la génesis de lavas, por la amplia variación de la relación Sr/Nd (4-40) que muestran los sedimentos. En contraste, los isótopos de Pb son excelentes indicadores a este respecto, ya que la diferente abundancia de este elemento en los sedimentos (25 ppm) y en el manto (0,05 ppm), produce significativas modificaciones en la signatura isotópica del Pb, incluso si la participación del contaminante es inferior al 1%. Sin embargo, como más claramente se pone de manifiesto los procesos de contaminación mantélica y asimilación cortical, y como mejor se distingue uno de otro, es mediante el uso combinado de los isótopos de O y de Sr y Nd.

During melting processes both stable isotopes and trace elements fractionate, whereas radiogenic isotopes do not change. The distribution of the former between the phases that participate, follows diluted solutions laws in such a way that it is possible to establish relatively simple equations to model these processes. Additionally, the radiogenic isotopes behaviour implies that the magmas retain the source signature thus allowing its identification. In the case of equilibrium melting, the highly incompatible elements abundance is very high in the liquid at the beginning of the process and decreases progressively as the melting degree increases. On the contrary, the concentration in compatible elements grows very slowly during the first steps to increase sharply for the highest F values. During fractional melting, the first liquid generated removes almost all the incompatible elements thus producing a relative depletion in those elements in the successive liquids. In the case of incongruent melting, the magmas are enriched in the trace elements with high distribution coefficients for the phases that melt and low for the newly generated phases, and are impoverished in the elements that constitute the new phases. If melting is produced in the presence of a fluid phase, the liquid will be depleted in those elements with fluid/liquid distribution coefficients close to 1, relative to the same liquid generated without a fluid phase. Finally, during disequilibrium or nondiffusive melting, the first liquid fraction has a concentration in incompatible dements higher and in compatible elements lower than that in the source, so the solid-liquid interface is depleted and enriched, respectively. However, at the end of the process the concentration of elements in the liquid is equated to the abundance in the solid that melted. To model equilibrium me1ting two different approaches can be followed, depending on the availability of the mineral-liquid distribution coefficients and the percentages in which the mineral phases have participated. When these parameters are known, it is possible to duplicate the concentrations observed in the primary liquids by selecting reasonable constants. On the contrary, when these parameters are unknown the approach to follow will depend on the knowledge of the composition of the liquids or that of the residue. In the first case, the element concentrations of the rocks are used to obtain a simultaneous best-fit solution of a system constituted by tile equations that describe the process, either for a number of elements, or individually for each parameter and element. If the composition of the residue is known, it is necessary to guess the composition of the protolith. Then, from the most residual element the two remaining parameters (the residue- melt bulk distribution coefficient and the degree of melting of each restite) are defined, either assuming the degree of melting, the elements bulk distribution coefficient, or their concentrationDurante la fusión, los elementos traza y los isótopos estables sufren fraccionación mientras que los isótopos radiogénicos no varían. Como la distribución de los primeros entre las fases que intervienen sigue las leyes de las soluciones diluidas, se pueden establecer ecuaciones relativamente sencillas, que posibilitan la modelización del proceso. A su vez, el comportamiento de los isótopos radiogénicos hace que los magmas hereden la signatura del sólido del que derivar, lo que facilita la identificación del mismo. Las ecuaciones propuestas para los diferentes tipos de fusión indican que en la fusión en equilibrio la abundancia en el fundido de elementos traza altamente incompatibles alcanza valores muy elevados al comienzo del proceso y disminuye progresivamente al aumentar el grado de fusión, mientras que la concentración de los elementos compatibles crece lentamente al aumentar el porcentaje de fusión y bruscamente cuando éste alcanza valores muy altos. En la fusión fraccionada el primero de los líquidos que se genera removiliza casi completamente a todos los elementos altamente incompatibles del sistema, y los sucesivos líquidos producidos tienen muy baja concentración en dichos elementos. En la fusión incongruente se generan líquidos ricos en aquellos elementos traza que tienen altos coeficientes de reparto para las fases que funden y bajos para las de nueva formación, mientras que están empobrecidos en los elementos que entran en estas últimas fases. Si la fusión tiene lugar en presencia de una fase fluida el líquido está empobrecido, en relación al generado cuando dicha fase está ausente, en aquellos elementos que tienen coeficientes de reparto líquido-fluido aproximadamente iguales a la unidad, ya que una parte de los mismos se concentra en el fluido. Finalmente, en la fusión en desequilibrio o no difusiva la primera fracción de líquido que aparece tiene una concentración en elementos incompatibles superior y en elementos compatibles inferior a la del sólido del que deriva, con lo que la interfase sólido-líquido se empobrece y se enriquece, respectivamente. Sin embargo, al final del proceso la concentración de los elementos en el líquido se iguala a la que tenía la parte de sólido que ha fundido. Para modelizar la fusión parcial en equilibrio se pueden seguir dos vías diferentes, según se disponga o no de los coeficientes de reparto mineral-líquido y se conozcan o no los porcentajes en los que intervienen dichas fases. Si se dispone de dichos parámetros, se puede intentar duplicar las concentraciones elementales observadas en los líquidos primarios, previa selección de unas constantes razonables. Por el contrario, si no se conocen aquellos parámetros la modelización se puede llevar a cabo de forma distinta, según se disponga de la composición de los líquidos generados o del residuo. Si se conoce la composición de los líquidos generados, se utilizan las variaciones en las concentraciones elementales que presentan las rocas, mediante un ajuste simultáneo de todas ellas por resolución de un sistema de ecuaciones formado por las expresiones que describen el proceso, para un número suficiente de elementos, o bien independientemente para cada parámetro y elemento. A su vez, si se conoce la composición química de los residuos hay que suponer la composición del protolito y a partir del elemento más residual fijar los dos parámetros que quedan por conocer: el coeficiente de partición global residuofundido para los distintos elementos y el grado de fusión que ha sufrido cada restita, asumiendo, según proceda, el grado de fusión, el coeficiente de reparto global de uno de los elementos o la concentración del mismo.

Andesitic rocks produce an alkali-silica reaction with the components of the interstitial phase of concrete. This reaction can be considered as belonging to the slow-kinetic type, since the incongruent dissolution of the rock-forming minerals leads to the late formation of siliceous calc-alkaline gel. As a conquence, the conventional mortar-bar method does not detect such reaction until 90 days later. Las rocas andesíticas producen una reacción álcalis-sílice con los componentes de la fase intersticial del hormigón. Esta reacción puede encuadrarse dentro de las de cinética lenta, ya que la disolución incongruente de los minerales constituyentes de las rocas, da lugar a la formación tardía de geles silicocalco-alcalinos. En consecuencia, la utilización convencional del método de ensayo de barras de mortero no detecta la reacción hasta transcurridos al menos 90 días.

The basaitic lavas from the Olot volcanic region exhibit δO18 values which range between +5.6 and +6.5 ‰. These values indicate that the magmas derived from a mantle source with a oxygen isotopic signature similar to other continental settings where this type of volcanism is presento Furthermore, since these data allow to discard any kind of crustal contamination, they confirm that partial melting and fractional crystallization are the only processes which led to the generation of these rocks.Las lavas basálticas de la región volcánica de Olot presentan unos valores δO18 comprendidos entre +5,6 y +6,5 ‰. Estos valores indican que los magmas han derivado de un manto que tiene una composición isotópica de oxígeno semejante a la de otras áreas continentales, en las que se ha generado un volcanismo de esta naturaleza. Asimismo, confirman que los fenómenos de fusión parcial y cristalización fraccionada son los únicos que han intervenido en la generación de estas rocas, ya que se puede descartar cualquier tipo de interacción cortical.

[ES] Los magmas se generan en cuatro ambientes geodinámicos diferentes: a) en los márgenes de placa constructivos, en los que se incluyen las dorsales centro-oceánicas y las cuencas tras-arco; b) en los márgenes de placa destructivos, como los arcos-isla y los márgenes continentales activos; c) en zonas de intraplaca oceánica, y d) en zonas de intraplaca continental. En las dorsales, en los arcos-isla intraoceánicos y en las islas oceánicas los magmas sólo se pueden generar en el manto superior, ya que en estas áreas no existe corteza continental, pero en los márgenes continentales activos y en las áreas de intraplaca continental la corteza puede jugar un papel más o menos importante. A su vez, las dos zonas del manto superior en las que potencialmente se pueden originar magmas son la litosfera y la astenosfera. El mecanismo por el que se originan los magmas en cada uno de estos ambientes geodinámicos es diferente. En los márgenes de placa constructivos la astenosfera asciende adiabáticamente y funde. En los márgenes destructivos la generación de magmas está relacionada con la subducción. Finalmente, en áreas de intraplaca continental el magmatismo está asociado a fenómenos de extensión producidos por fenómenos tales como la indentación y la delaminación o bien está relacionado con plumas mantélicas, como ocurre en general en áreas de intraplaca oceánica. El tipo de erupción depende de la composición del magma, y sobre todo de su temperatura, viscosidad y contenido en gases. En general, los magmas basálticos (que tienen contenidos en SiO2 comprendidos entre 45 y 52%, temperaturas de 1.000-1.200 °C, viscosidades del orden de 10-102 Pa·s y baja abundancia de gases) extruyen de forma tranquila o moderadamente explosiva, dando lugar a erupciones de tipo hawaiano o estromboliano. Por el contrario, los magmas ácidos (que tienen contenidos en SiO2 superiores al 63%, temperaturas de 700 a 900 °C, viscosidades entre 106 y 108 Pa·s y elevado contenido en gases) y los traquítico-fonolíticos lo hacen de forma explosiva, generando erupciones de tipo vulcaniano y pliniano. A escala global las erupciones volcánicas y los fenómenos asociados son más infrecuentes y generan menos víctimas y daños que otros riesgos naturales. Según la información recopilada en la más reciente y completa base de datos (Witham, 2005), de los 176 volcanes/áreas volcánicas que se incluyen en la misma, más de la mitad han sido responsables de más de un incidente en el siglo XX, y de las 491 erupciones que han tenido lugar en este período de tiempo del orden del 50% han producido muertes. De los diferentes materiales emitidos, las coladas y oleadas piroclásticas fueron las principales causas de muerte, seguidas de los lahares, que a su vez fueron la principal causa de heridos. Por el contrario, las lavas y los piroclastos de caída generaron un número relativamente pequeño de muertes y heridos, si bien los piroclastos de caída fueron responsables del mayor número de personas que perdieron su casa y que tuvieron que ser evacuadas. Por otra parte, como las erupciones de los volcanes asociados a zonas de subducción son, en general, más explosivas y por ende más peligrosas que las de los volcanes de áreas de intraplaca, las regiones en las que más muertes se produjeron en el siglo XX fueron el Caribe, Sudamérica, América Central y el Sudeste asiático., [EN] Magmas are generated in four well-defined geodynamic settings: a) constructive plate margins, including mid-ocean ridges and back-arc basins; b) destructive plate margins, such as island arcs and active continental margins; c) oceanic intraplate areas, and d) continental intraplate areas. In mid-ocean ridges, intraoceanic island-arcs and oceanic islands, magmas can only be generated at the upper mantle due to the absence of continental crust. On the contrary, the crust can play an important role in continental settings. Additionally, the generation of magma in the upper mantle can be located in the asthenosphere and the lithosphere. The mechanisms of magma generation in each geodynamic setting is different. In constructive plate margins, the asthenosphere rises adiabatically and melts. In destructive margins, melting is linked to subduction. Finally, in continental intraplate areas melting is associated to extensional processes, which can be linked to various phenomena such as indentation, delamination or mantle plumes, as in the case of oceanic intraplate settings. The eruptive mode depends strongly on the magma composition, and more precisely of its temperature, viscosity and gas content. In general, basaltic magmas (characterised by SiO2 abundances between 45 to 52%, temperatures of 1.000-1.200 °C, viscosities of 10-102 Pa·s and low gas content) erupt in a quiet or moderately explosive way, producing hawaiian- or strombolian-type eruptions. On the other hand, acid magmas (with SiO2 higher than 53%, temperatures of 700-900 °C, viscosities between 106 and 108 Pa·s and high gas contents) are characterised by explosive, vulcanian- to plinian-type eruptions. At global scale, the volcanic eruptions and their associated phenomena are less frequent and involve less victims and damage than other natural disasters. According to the recent database by Witham (2005), from the 176 considered volcanoes and volcanic areas, only a half are related to more than one incident in the 20th century. Additionally, from the 491 eruptions produced in that period, about 50% resulted in deaths. Considering the type of materials erupted, pyroclastic density currents were the main cause of death, followed by lahars, which are the main cause of injuring. On the contrary, lava flows and pyroclastic falls involved a relatively low number of deaths and injuries even though pyroclastic falls were responsible of a great number of people losing their homes or being evacuated. Since the eruptions of the volcanoes associated to subduction areas are in general of greater explosivity and therefore more dangerous than intraplate volcanoes, the regions where more deaths are linked to volcanic activity in the 20th century were the Caribbean, South and Central America, and SE Asia.

The area of Garrotxa (also known as the Olot area) represents the most recent (700,000-11,500 y) and better preserved area of magmatic activity in the NE Volcanic Province of Spain (NEVP). This region comprises a suite of intracontinental leucite basanites, nepheline basanites and alkali olivine basalts, which in most cases represent primary or nearly primary liquids. The geochemical characteristics of these lavas are very similar to the analogous petrologic types of other Cenozoic volcanics of Europe, which are intermediate between HIMU, DM and EM1. Quantitative trace element modeling, suggests derivation from an enriched mantle source by degrees of melting that progressively increased from the leucite basanites (∼4%) to the olivine basalts (∼16%). However, the relatively more variable Sr-Nd-Pb isotope signature of the magmas suggests the participation of at least two distinct components in the mantle source: (1) a sublithospheric one with a geochemical signature similar to the magmas of Calatrava (Central Spain) and other basalts of Europe; and (2) an enriched lithospheric component with a K-bearing phase present. The geochemical model proposed here involves the generation of a hybrid mantle lithosphere source produced by the infiltration of the sublitho spheric liquids into enriched domains of the mantle lithosphere, shortly before the melting event that generated the Garrotxa lavas. The available geological data suggest that the first enrichment event of the mantle lithosphere under the NEVP could be the result of Late Variscan mantle upwelling triggered by the extensional collapse of the Variscan orogen during the Permo-Carboniferous. By Jurassic/Cretaceous time, large-scale NNE-directed sublitho spheric mantle channeling of thermally and chemically anomalous plume material was placed under the Iberian Peninsula and Central Europe. However, the geodynamic conditions in the NEVP did not favor magmatism, which could not take place until the Cenozoic after extension started. This favored the second enrichment event of the mantle lithosphere by entrainment and storage of liquids generated in the sublithospheric plume material. After a relatively short period of time, as extension progressed, it triggered melting in the enriched portions of the mantle lithosphere during the Quaternary, generating the Garrotxa volcanism. © 2000 Elsevier Science B.V. All rights reserved., J.M.C. wishes to thank Dr M. Wilson for her support and encouragement during his stay at the University of Leeds. Also thanks to Dr R. Cliff, Dr J. Rosenbaum, P. Guise and R. Green for their help during the analytical work at the Geochronology Laboratory of the School of Earth Sciences at Leeds University (UK). The authors also wish to acknowledge the comments by Dr C. Chauvel on an earlier version of this manuscript and the helpful revisions made by Prof. Leeman and Prof. Verma. This work was financially supported by DGESIC project PB95-0107.

18 páginas, 6 figuras, 1 apendice., [ES] Durante la fusión, los elementos traza y los isótopos estables sufren fraccionación mientras que los isótopos radiogénicos no varían. Como la distribución de los primeros entre las fases que intervienen sigue las leyes de las soluciones diluidas, se pueden establecer ecuaciones relativamente sencillas, que posibilitan la modelización del proceso. A su vez, el comportamiento de los isótopos radiogénicos hace que los magmas hereden la signatura del sólido del que derivar, lo que facilita la identificación del mismo. Las ecuaciones propuestas para los diferentes tipos de fusión indican que en la fusión en equilibrio la abundancia en el fundido de elementos traza altamente incompatibles alcanza valores muy elevados al comienzo del proceso y disminuye progresivamente al aumentar el grado de fusión, mientras que la concentración de los elementos compatibles crece lentamente al aumentar el porcentaje de fusión y bruscamente cuando éste alcanza valores muy altos. En la fusión fraccionada el primero de los líquidos que se genera removiliza casi completamente a todos los elementos altamente incompatibles del sistema, y los sucesivos líquidos producidos tienen muy baja concentración en dichos elementos. En la fusión incongruente se generan líquidos ricos en aquellos elementos traza que tienen altos coeficientes de reparto para las fases que funden y bajos para las de nueva formación, mientras que están empobrecidos en los elementos que entran en estas últimas fases. Si la fusión tiene lugar en presencia de una fase fluida el líquido está empobrecido, en relación al generado cuando dicha fase está ausente, en aquellos elementos que tienen coeficientes de reparto líquido-fluido aproximadamente iguales a la unidad, ya que una parte de los mismos se concentra en el fluido. Finalmente, en la fusión en desequilibrio o no difusión a la primera fracción de líquido que aparece tiene una concentración en elementos incompatibles superior y en elementos compatibles inferior a la del sólido del que deriva, con lo que la interfase sólido-líquido se empobrece y se enriquece, respectivamente. Sin embargo, al final del proceso la concentración de los elementos en el líquido se iguala a la que tenía la parte de sólido que ha fundido. Para modelizar la fusión parcid en equilibrio se pueden seguir dos vías diferentes, según se disponga o no de los coefcientes de reparto mineral-líquido y se conozcan o no los porcentajes en los que intervienen dichas fases. Si se dispone de dichos parámetros, se puede intentar duplicar las concentraciones elementales observadas en los líquidos primarios, previa selección de unas constantes razonables. Por el contrario, si no se conocen aquellos parámetros la mJdelización se puede llevar a cabo de forma distinta, según se disponga de la composición de los líquidos generados o del residuo. Si se conoce la composición de los líquidos generados, se utilizan las variaciones en las concentraciones elementales que presentan las rocas, mediante un ajuste simultáneo de todas ellas por resolución de un sistema de ecuaciones formado por las expresiones que describen el proceso, para un número suficiente de elementos, o bien independientemente para cada parámetro y elemento. A su vez, si se conoce la composición química de los residuos hay que suponer la composición del protolito y a partir del elemento más residual fijar los dos parámetros que quedan por conocer: el coeficiente de partición global residuofundido para los distintos elementos y el grado de fusión que ha sufrido cada restita, asumiendo, según proceda, el grado de fusión, el coeficiente de reparto global de uno de los elementos o la concentración del mismo., [EN] During melting processes both stable isotopes and trace elements fractionate, whereas radiogenic isotopes do not change. The distribution of the former between the phases that participate, follows diluted solutions laws in such a way that it is possible to establish relatively simple equations to model these processes. Additionally, the radiogenic isotopes behaviour implies that the magmas retain the source signature thus allowing its identification. In the case of equilibrium melting, the highly incompatible elements abundance is very high in the liquid at the beginning of the process and decreases progressively as the melting degree increases. On the contrary, the concentration in compatible elements grows very slowly during the first steps to increase sharply for the highest F values. During fractional melting, the first liquid generated removes almost all the incompatible elements thus producing a relative depletion in those elements in the successive liquids. In the case of incongruent melting, the magmas are enriched in the trace elements with high distribution coefficients for the phases that melt and low for the newly generated phases, and are impoverished in the elements that constitute the new phases. If melting is produced in the presence of a fluid phase, the liquid will be depleted in those elements with fluid/liquid distribution coefficients close to 1, rdative to the same liquid generated without a fluid phase. Finally, during disequilibrium or nondiffusive melting, the first liquid fraction has a concentration in incompatible dements higher and in compatible elements lower than that in the source, so the solid-liquid interface is depleted and enriched, respectively. However, at the end of the process the concentration of elements in the liquid is equated to the abundance in the solid that melted. To model equilibrium me1ting two diferent approaches can be followed, depending on the availability of the mineral-liquid distribution coefficients and the percentages in which the mineral phases have participated. When these parameters are known, it is possible to duplicate the concentrations observed in the primary liquids by selecting reasonable constants. On the contrary, when these parameters are unknown the approach to follow will depend on the knowledge of the cbmposition of the liquids or that of the residue. In the first case, the element concentrations of tbe rocks are used to obtain a simultaneous best-fit solution of a system constituted by tile equations that describe the process, either for a number of elements, or individually for each parameter and element. If the composition of the residue is known, it is necessary to guess the composition of the protolith. Then, from the most residual element the two remaining parameters (the residue- melt bulk distribution coefficient and the degree of melting of each restite) are defined, either assuming the degree of melting, the elements bulk distribution coefficient, or their concentration., Este trabajo se ha realizado dentro del Proyecto de Investigación PB92-lOS «Magmatismo intraplaca relacionado con puntos calientes en la Península Ibérica», financiado por la Dirección General de Investigación Científica y Técnica.

14 páginas, 9 figuras, 1 apendcie., [ES] Durante los procesos de diferenciación por cristalización los elementos mayores y traza y los isótopos estables sufren fraccionación, mientras que los isótopos radiogénicos no varían. Las ecuaciones propuestas para los diferentes procesos de diferenciación permiten establecer las pautas de variación de los elementos mayores y traza durante cada uno de estos procesos. En la cristalización fraccionada simple el líquido residual se empobrece rápidamente en elementos compatibles y se enriquece en elementos incompatibles, a medida que progresa la cristalización. En la cristalización in situ el líquido evoluciona de forma idéntica a la cristalización fraccionada simple por lo que respecta a los elementos altamente incompatibles, pero experimenta un menor incremento en lo que concierne a los elementos moderadamente incompatibles; en cuanto a los elementos compatibles, los líquidos residuales también se empobrecen, aunque mucho más suavemente que en los derivados por cristalización fraccionada simple, incluso para valores de f altos. Si tiene lugar el rellenado cíclico de la cámara y todo el líquido presente en la misma desaparece al final de cada ciclo, el magma sigue las mismas pautas que en la cristalización fraccionada simple. Por el contrario, si la fracción de líquido que cristaliza en cada ciclo y la del líquido eruptado al final de cada ciclo son pequeñas, la composición del líquido residual se aproxima a la que se obtiene por cristalización en equilibrio. La modelización de los procesos de cristalización plantea menos dificultades que la de la fusión parcial. Si una serie de rocas se ha generado por cristalización fraccionada simple, su proyección en diagramas el C(i L)-log C(j L) es un elemento compatible y j un elemento altamente incompatible, permite una buena aproximación a la composición del magma inicial. Asimismo la proyección en diagramas log C(i L)-log C(j L), en la que el elemento i es altamente incompatible, permite identificar las distintas etapas del proceso y calcular los coeficientes de distribución global de los elementos traza del sistema., [EN] During crystallization processes, major and trace elements and stable isotopes fractionate, whereas radiogenic isotopes do not change. The different equations proposed allow us to reproduce the variation in major and trace elements during these differentiation processes. In the case of simple fractional crystallization, the residual liquid is impoverished in compatible elements faster than it is enriched in incompatible elements as crystallization proceeds. During in situ crystallization the highly incompatible elements evolve in a similar way to the case of simple fractional crystallization but the enrichment rate of the moderately incompatible elements is slower and the compatible element; do not suffer a depletion as strong as the one observed during simple fractional crystallization, even for higherfvalues. In a periodically replenished magma chamber if all the liquid present is removed at the end of each cycle, the magma folloVls patterns similar to those generated by simple fractional crystallization. On the contrary, if the liquid fraction that crystallizes during each cycle and the one that is extruded at the end of the cycle are small, the residual liquid shows compositions similar to those that would be obtained by equilibrium crystallization. Crystallization processes modelling is in generalless difficult than for partial melting. If a rock series is the result of simple fractional crystallization, a C(i L)-plot in which i is a compatible element and j is highly incompatible, allows us to obtain a good approximation to the initial liquid composition. Additionally, log C(i L)-log C(j L) diagrams in which i is a highly incompatible element, allow us to identify steps in the process and to calculate the bulk distribution coefficients of the trace elements during each step., Este trabajo se ha realizado dentro del Proyecto de Investigación PB92-IOS «Magmatismo intraplaca relacionado con puntos calientes en la Península Ibérica», financiado por la Dirección General de Investigación Científica y Técnica.

4 páginas, 2 figuras, 1 tabla., [ES] Las lavas basálticas de la región volcánica de Olot presentan unos valores δO18 comprendidos entre +5,6 y +6,5 ‰. Estos valores indican que los magmas han derivado de un manto que tiene una composición isotópica de oxígeno semejante a la de otras áreas continentales, en las que se ha generado un volcanismo de esta naturaleza. Asimismo, confirman que los fenómenos de fusión parcial y cristalización fraccionada son los únicos que han intervenido en la generación de estas rocas, ya que se puede descartar cualquier tipo de interacción cortical., [EN] The basaitic lavas from the Olot volcanic region exhibit δO18 values which range between +5.6 and +6.5 ‰. These values indicate that the magmas derived from a mantle source with a oxygen isotopic signature similar to other continental settings where this type of volcanism is presento Furthermore, since these data allow to discard any kind of crustal contamination, they confirm that partial melting and fractional crystallization are the only processes which led to the generation of these rocks., Las determinaciones isotópicas de oxígeno se han realizado gracias a una ayuda para estancias cortas en el extranjero del programa de formación del personal investigador del Ministerio de Educación y Ciencia concedida a uno de los autores (R. B. G.). Este trabajo se encuadra dentro del Proyecto de Investigación PB87-0372 (<

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1 página.-- Reseña bibliográfica de dos libros., [ES] El macizo ibérico constituye el área más extensa de rocas pre-mesozoicas dentro de la península Ibérica y la que menos ha sufrido la acción de la orogenia alpina. A su vez, representa una parte importante del extremo más occidental y meridional de la denominada placa armoricana., [ES] Los Pirineos centrales franco-españoles se extienden entre las zonas de la Gavarnia y de Andorra. En esta región se localizan los picos más altos de la cadena, así como lugares tan conocidos como Lourdes, los Valles de Ordesa y Arán, etc.

13 páginas, 5 figuras., [ES] La estructuración del cuadrante SE de la Península Ibérica (Béticas orientales y antepaís Ibérico), desde el Messiniense hasta la actualidad, ha sido el resultado de una serie compleja de eventos deformativos, relacionados con la actividad de una megazona de cizalla NNE-SSO en el SE de las Cordilleras Béticas (zona de cizalla Trans-Alborán-Palomares; TAPSZ). La deformación a lo largo de esta zona de cizalla se caracteriza por dos escenarios secuenciales diferentes: 1) períodos de concentración de esfuerzos, asociados con un frenado momentáneo del movimiento a lo largo de la TAPSZ, y con procesos de identación dirigidos hacia el NO, y 2) períodos de disipación de esfuerzos, que serían el resultado del escape lateral de bloques en forma de cuña, y del movimiento transcurrente renovado a lo largo de la TAPSZ. Estos eventos han generado campos de esfuerzos en el antepaís Ibérico, con una serie de consecuencias tales como el vulcanismo alcalino de Calatrava y Cofrentes, zonas de protorift, modificaciones de directrices estructurales previas, levantamientos/abombamientos localizados, y cambios en el régimen sedimentario de algunas cuencas., [EN] The structuration of the southeastern quarter of the Iberian Peninsula (eastern Betics and Iberian foreland), since Messinian time, was the result of a series of complex deformational events, as related to a major NNE-SSW sinistral shear zone disrupting the southeasternmost part of the Betic cordilleras (Trans-Alborán-Palomares shear zone; TAPSZ). Deformation along this shear zone was characterized by two differentiated and sequential scenarios: 1) periods of stress-build-up associated to momentary slip-obstruction along the TAPSZ, involving NW-directed indentation of the southeastern Iberian domain, and 2) periods of stress-release resulting from the lateral escape of wedge-shaped blocks, thus allowing full-scale strike-slip displacements along the TAPSZ. These events imposed compressional stress fields on the Iberian foreland, with a series of consequences such as alkaline volcanism in Calatrava and Cofrentes, protorift zones, changes in previous structural trends, localized uplift/doming processes, and changes in the sedimentary records of sorne basins., Financial support was provided by the Dirección General de la Política Científica through Project n.O PB87-0372.