SUMARIO

A. GUERRA MERCHÁN, J.A. MARTÍN RRANO.

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F. SERRANO. Sobre la edad del comienzo de la actividad magmáti-ca en Sierra de Gata (Aimería, España) ... ... .............. 17

S. CALZADA. Una nueva especie de Monticlarella (Brachiopoda) del Cretácico alicantino .................................................... 25

C. SANZ DE GALDEANO. The evolution, importance and significance of the Neogene fault system within the Betic-Rifean Domain . 33

M. IÑESTA. Braquiópodos liásicos del Cerro de la Cruz (La Roma-na, Prov. Alicante, España) .. . . .. . . . .. . . . . . . . . .... . . . . . .. . . . . . . . .. . 45

MARÍA TERESA ALBERDI Y FRANCESCO PAOLO BONA­DONNA.

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Estudio mineralógico de materiales detríticos del ter-ciario de La Unión (Murcia) ..................................... .. 79

M. GUTIÉRREZ ELORZA Y A. ESTÉVEZ. Depósitos periglaciales en la vertiente septentrional de la Sierra de Lújar. Implicaciones Neotectónicas . 95

MARÍA TERESA ALBERDI Y PLINIO MONTOYA. Hípparíon medíterraneum Roth & Wagner, 1855. (Pe­rissodactyla, Mammalia7 del yacimiento de Turoliense inferior de Crevillente (Alicante, España) .. . . .. . . . . . . . . . . .. . 1 07

MED/TERRANEA SERIE DE ESTUDIOS GEOLÓGICOS

Número 7 1988

SUMARIO

A. GUERRA MERCHÁN, J.A. MARTÍN PÉREZ Y F. SE­RRANO.

El Mioceno superior de la Depresión de Guadix-Baza en el sector de Caniles. Implicaciones paleogeográ-

Página

ficas ............................................................................ 5 F. SERRANO.

Sobre la edad del comienzo de la actividad magmáti-ca en Sierra de Gata (Aimería, España) . . .. . .. . .. . . . . . . . . . . 17

S. CALZADA. Una nueva especie de Monticlarella (Brachiopoda) del Cretácico alicantino .................................................... 25

C. SANZ DE GALDEANO. The evolution, importance and significance of the Neogene fault system within the Betic-Rifean Domain . 33

M. IÑESTA. Braquiópodos liásicos del Cerro de la Cruz (La Roma-na, Prov. Alicante, España) ........................................ 45

MARÍA TERESA ALBERDI Y FRANCESCO PAOLO BONA­DONNA.

ls the «Ventian» a :eal stratigraphic stage? ············:· 65 MANUEL POZO RODRIGUEZ Y ANGEL MORENO GUTIE­RREZ.

Estudio mineralógico de materiales detríticos del ter-ciario de La Unión (Murcia) ..... -.................................. 79

M. GUTIÉRREZ ELORZA Y A. ESTÉVEZ. Depósitos periglaciales en la vertiente septentrional de la Sierra de Lújar. Implicaciones Neotectónicas . 95

MARÍA TERESA ALBERDI Y PLINIO MONTOYA. Hipparion mediterraneum Roth & Wagner, 1855. (Pe­rissodactyla, Mammalia7 del yacimiento de Turoliense inferior de Crevillente (Alicante, España) ................... 107

DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA- FACUL TAO DE CIENCIAS

UNIVERSIDAD DE ALICANTE

SERIE DE ESTUDIOS GEOLÓGICOS

Mediterránea Ser. Geol.

1988

ANEJO DE LOS ANALES DE LA UNIVERSIDAD DE ALICANTE

Redacción: A. ESTÉVEZ, C. AURNHEIMER y J.A. PINA

Secretario: J.M. SORIA

EDITA: Servicio de Publicaciones de la Universidad de Alicante

I.S.S.N.: n. 0 0210-5004

Depósito Legal: A-927-1983

Composición e Impresión:

Gráficas ESTILO, S. C.

General Elizaicin, 11 - Tel. 520 69 79

ALICANTE

Correspondencia: Departamento de Ciencias Ambientales y

Recursos Naturales. (División de Geología)

Facultad de Ciencias de la Universidad de Alicante

Teléfono 566 11 50. Extensión 1.190

Apartado 99 ALICANTE

PUBLICACIÓN PATROCINADA POR:

~ GENERALITAT VALENCIANA ~ CONSELLERIA D'OBRES PUBLIQUES, URBANISME 1 TRANSPORTS

Y CAJA DE AHORROS PROVINCIAL DE ALICANTE

Mediterránea Ser. Geol. (1988), n.o 7. Pág. 5-16

EL MIOCENO SUPERIOR DE LA DEPRESIÓN DE GUADIX-BAZA EN EL SECTOR DE CANILES. IMPLICACIONES P ALEOGEOGRÁFICAS

por A. GUERRA MERCHÁN *,J. A. MARTÍN PÉREZ *y F. SERRANO**

RESUMEN

En la parte suroriental de la Depresión del Guadix-Baza (sector de Caniles) el relleno se com­pone de dos conjuntos estratigráficos. Un conjunto inferior marino, originado fundamentalmen­te en ambientes de abanico deltaico y cuyos depósitos, distalmente, se intercalan con margas de cuenca con abundante microfauna. Las asociaciones de foraminíferos planctónicos (con represen­tantes de los grupos de Globorotalia menardii y de G. scitula) y las asociaciones de nannoplanc­ton calcáreo (en las que destaca la presencia de Discoaster quinqueramus y la ausencia total de los Amaurolithus) indican una edad Tortoniense superior, parte alta, para estos materiales.

El conjunto superior, discordante sobre la anterior, se originó en ambientes continentales (aba­nicos aluviales) y constituye el relleno Plio-Pleistoceno de la depresión. No hemos encontrado ningún dato que indique la existencia de una ingresión marina post-tortoniense.

A nivel regional (Depresión de Granada, Depresión de Gaudix-Baza y Corredor del Alman­zora) se ha comprobado que se mantiene el mismo dispositivo estratigráfico; es decir, discordante sobre formaciones marinas de edad Tortoniense superior, se desarrollaron formaciones de edad más reciente que corresponden al depósito de diferentes ambientes continentales.

PALABRAS CLAVE: depresión de Guadix-Baza, sector de Caniles, Bioestratigrafía, fora­miníferos planctónicos, nannoplancton calcáreo, tortoniense superior, regresión marina.

ABSTRACT

In the southeastern area of the Guadix-Baza Basin (Caniles sector), the filling is composed of two stratigraphic ensembles. The lower ensemble is marine and it is mainly formed by materials form deltaic fan environments. Distally, these deposits intercalate basinal marls with abundant microfauna. The planktonic foraminifera assemblages (with specimens of the Globorotalia me­nardii group and the Globoratalia scitula group) and the calcareous nannoplankton (with Dis­coaster quinqueramus and without Amaurolithus) indicate an upper part of the Late Tortonian Age.

The upper ensemble, unconformably overlying Tortonian materials, was deposited in conti­nental environments (alluvial fans) and it constitutes the Plio-Pleistocene filling of the basin. We have not found evidence of a marine ingression of post-Tortonian age.

In the basins of the Central Betic Cordillera (Granada Basin, Guadix-Baza Basin and the Al­manzora Corridor) the same stratigraphical arrangement is observed; an unconformity separates the marine materials of the Upper Tortonian from the more recent sediments that were deposited in different continental environments.

KEY WORDS: Guadix-Baza Basin, Caniles sector, Biostratigraphy, planktonic foraminife­ra, clacareous nannoplankton, upper Tortonian, marine regression.

(*) Dpto. Estratigrafía y Paleontología. Universidad. 18071 Granada. (**) Opto. Geología. Facultad de Ciencias. Universidad. 29071 Málaga.

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INTRODUCCIÓN

La Depresión de Gaudix-Baza está instalada en el sector centro-oriental de la Cordillera Bética, solapando el contacto entre las zonas internas y las zonas externas. Su individualización como tal cuenca tuvo lugar en el Mioce­no superior, aunque probablemente los grandes rasgos tectónicos que la con­formaron venían funcionando, si bien de manera diferente, al menos desde el Mioceno medio.

Aunque los materiales del Mioceno superior y posteriores constituyen es­trictamente el relleno de la cuenca, también existen materiales neógenos más antiguos. Así, en el borde meridional, Rodríguez Fernández (1982) reconoció el Burdigaliense inferior marino y el Mioceno medio en facies esencialmente continentales, mientras que, recientemente, Soria et al. (1988) han señalado la presencia de facies marinas del mioceno medio en el sector occidental.

La importante etapa tectónica ocurrida hacia el límite Serravalliense­Tortoniense condicionó un cambio profundo en la paleografía de la Cordille­ra Bética, de forma que, durante el Mioceno superior, quedó conformada por un conjunto de islas de diversos tamaños separadas por cuencas marinas y es­trechos (Vera, 1970; Montenat, 1977; Serrano, 1979; Rodríguez Fernández, 1982). En este contexto, la Depresión de Guadix-Baza podría constituir el nu­do principal de conexión marina entre el dominio atlántico y sus áreas de in­fluencia (Depresión del Guadalquivir y anexas) y el dominio claramente medi­terráneo (cuencas neógenas orientales de las provincias de Almería y Murcia).

El rasgo más característico que presentan en común las cuencas neógenas del sector central de la Cordillera es estar afectadas radicalmente por la regre­sión marina del Tortoniense terminal, de manera que los depósitos messinien­ses y posteriores, que ocupan la mayor parte de la superficie, son esencialmen­te continentales. La depresión de Guadix-Baza participa de esta característica, al menos en la parte meridional, donde se localizan con preferencia los mate­riales tortonienses, predominantemente marinos y constituidos por depósitos característicos de borde cuenca. Representativos de ellos son los afloramien­tos estudiados, que aparecen en las proximidades de Bodurria y en la rambla de Valcabra (figura 1) y que, previamente, habían sido descritos por Vera (1970).

ANTECEDENTES Y OBJETIVOS

Hacia los años 50-60 se publicaron los primeros trabajos sobre los aflora­mientos estudiados. Fallot et al. (1950) describieron la serie del afloramiento de la rambla de Valcabra y aludieron a unas facies marinas con abundante mi­crofauna que, hacia arriba, pasan a arenas con Turritelas y terminan con con­glomerados. Colom (1951) estudió el contenido paleontológico de este mismo afloramiento y señaló la presencia de nannoplancton calcáreo, integrado por multitud de discos libres de cocolitos junto con algunas especies de discoasté­ridos; además, citó la presencia de una fauna rica en foraminíferos que indi­can una edad Tortoniense. Por otra parte, Birot y Solé (1959) encontraron una fauna de edad Helveciense en el afloramiento de Bodurria.

Maldonado (1970) realizó un estudio geológico de la región Caniles-Serón y concluyó que el conjunto de los materiales marinos de la rambla de Valcabra

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Figura 1.- Situación y cartografía de los afloramientos de Bodurria y de la rambla de Valcabra.

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deben ser de la edad Tortoniense terminal. En ese mismo año, Vera (op. cit.) estableció la estratigrafía de la Depresión de Guadix-Baza y consideró a estos materiales de edad Tortoniense.

Posteriormente, Delgado et al. (1980), en la Hoja de Baza del mapa geo­lógico de España, escala 1:50.000, atribuyeron a estos materiales una edad An­daluciense.

Recientemente, Goy et al. (1989) han correlacionado la fauna del aflora­miento de Valcabra con la biozona N.17 de Blow (1969) cuyo equivalente cro­noestratigráfico es el Tortoniense superior-Messiniense. Sin embargo, encua­dran la serie de Bodurria en la parte más alta del Plioceno Inferior por la pre­sencia de Globorotalia crassaformis (Galloway y Wisler), sin que aparezcan otras especies indicadoras del Plioceno.

Por lo que respecta a la bioestratigrafía de estos materiales, son muchos los datos que se tienen, pero son poco precisos e incluso contradictorios. Así pues, los objetivos de este trabajo se centran en precisar la estratigrafía y bioes­tratigrafía de estos materiales, a fin de poder datar el momento en el que tuvo lugar la retirada del mar en el sector suroriental de la Depresión de Guadix-Baza.

ESTRATIGRAFÍA

Las características estratigráfico-sedimentológicas de los materiales estu­diados quedan representadas en las columnas litológicas de la figura 2 y figura 3.

En el afloramiento de Bodurria se han diferenciado cuatro unidades li­toestratigráficas informales superpuestas y discordantes entre sí (Guerra Mer­chán y Fernández, 1989), que a su vez, reposan discordantemente sobre el sus­trato Alpujárride constituido por calizas y dolomías triásicas.

La Unidad I (5-15 m) está formada por conglomerados y brechas rojas con abundante matriz. Aparece rellenando pequeñas depresiones del basamento y podrían representar pequeños conos aluviales.

La Unidad II (10-20 m) está constituida, fundamentalmente, por conglo­merados con abundante fauna. En la vertical, la morfología de los cantos va­ría de redondeados a planos y discoidales. Corresponde a depósitos costeros, probablemente de playas, e incluye también arrecifes de corales y algas rojas.

La Unidad III (100m) está representada por conglomerados y arenas con estratificación cruzada de gran escala. Esta unidad constituye una megasecuencia estrato y granocreciente a techo, integrada por cuatro secuencias del mismo tipo que se interpretan como distintas fases de pro gradación de un abanico del­taico tipo Gilbert (Guerra Merchán y Fernández, 1989). La figura 2 muestra una columna que corresponde a una posición más distal, en la que junto a los conglomerados y arenas con estratificación cruzada, organizados en secuen­cias grano y estratocrecientes que representan lóbulos deltaicos más distales, se intercalan margas de cuenca.

La Unidad IV, discordante sobre las anteriores, está representada por es­tratos subhorizontales de conglomerados y arenas, interpretados como depó­sitos de abanicos aluviales del relleno Plio-Pleistoceno de la depresión (Vera, 1970).

En el afloramiento de la rambla de Valcabra (figura 3), se diferencian unas margas, a veces arenosas, en la base. Sobre ellas reposa un paquete potente

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Figura 3.- Columna estratigráfica y contenido micropaleontológico de los materiales marinos del afloramiento de la rambla de Valcabra. (* Posición de las muestras en la serie).

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de conglomerados y arenas con fauna marina, conteniendo algunas concen­traciones de grandes ostreidos. En los materiales más finos aparecen con fre­cuencia estructuras de escape de agua. Sobre estos materiales groseros se de­positó otro potente conjunto de margas que, hacia la parte alta, se hacen más arenosas y terminan en un nivel de arenas con abundantes gasterópodos (Tu­rritelas). Por encima, se superponen de nuevo arenas con algunas intercalacio­nes conglomeráticas de grano fino y algunos niveles ricos en ostreidos. Estos materiales groseros, claramente marinos por la abundante fauna que contie­nen, se interpretan como depositas del abanico deltaico, aunque en posición más distal que los del afloramiento de Bodurria. Discordantemente o median­te contacto mecánico, se superponen los conglomerados y arenas subhorizon­tales del relleno Plio-Pleistoceno de la depresión, tal como ocurre en Bodurria.

CONTENIDO MICROPALEONTOLÓGICO

Todas las muestras recogidas en los niveles margosos contienen abundan­tes foraminíferos bentónicos, con predominio de Florilus y Ammonia, una aso­ciación frecuente en medios someros. Los foraminíferos planctónicos son algo más abundantes en los niveles inferiores, donde pueden alcanzar proporciones similares a los bentónicos, aunque son muy predominantes los globigerinifor­mes y otras formas que se desarrollan, preferentemente, en aguas próximas a la superficie.

Es de destacar, particularmente en la sección de Bodurria, la abundancia de organismos cretácicos y paleógenos resedimentados, tanto de foraminífe­ros planctónicos como de nannoplancton calcáreo, lo que dificulta la caracte­rización bioestratigráfica.

Las asociaciones de foraminíferos planctónicos presumiblemente autóc­tonos, procedentes de las diferentes muestras (figura 2 y figura 3) son todas características del Tortoniense superior. Entre los componentes de mayor in­terés bioestratigráfico están Globigerinoides extremus Bolli y Bermúdez, Neo­globoquadrina humerosa (Takayanagi y Saito) con desarrollo predominante­mente sinistrorso, Globorotalia menardii (Parker, J ones y Brady), Globorota­lia plesiotumida Blow y Banner y formas del grupo de Globorotalia scitula (Brady) entre las que se encuentran morfotipos asignables a G. juanai Bermú­dez y Bolli y otros próximos aG. suterae Catalana y Sprovieri. La presencia de estos representantes del grupo de G. scitula induce a pensar en niveles rela­tivamente altos del Tortoniense superior, subzona de G. suterae (Serrano, 1979), aunque no se han llegado a detectar los sucesos bioestratigráficos que denotan el paso Tortoniense-Messiniense.

A esta misma conclusión apuntan las asociaciones de nannofósiles encon­tradas en las muestras de las dos secciones estudiadas (figura 2 y figura 3). To­das ellas, caracterizadas por la presencia de Discoaster quinqueramus (Gart­ner), indicarían una edad Tortoniense superior-Messiniense (zona NN .11 de Martini, 1971). Más exactamente, la no aparición de los Amaurolithus situa­rían estos materiales en la parte alta del Tortoniense superior (Martín-Pérez, 1989). Otros componentes con interés bioestratigráfico son: Calcidiscus ma­cintyrei (Bukry y Bramlette), Reticulojenestra pseudoumbilica (Gartner), Co­colithus pelagicus (Wallich), Geminilithella rotula (Kamptner), Helicosphaera

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carteri (Wallich), Pontosphaera multipora (Kamptner), Discoaster surcu/us (Martini y Bramlette), D. intercaralis (Bukry), D. brouweri (Tan Sin Hok), D. calcaris (Gartner), D. variabilis (Martini y Bramlette), D. pentaradiatus (Tan Sin Hok).

Por otra parte, aunque no son abundantes, el dominio neto de las formas de G. juanai sobre las de G. suterae (que no llegan a estar típicamente repre­sentadas) parece indicar que la cuenca estaba sometida a una clara influencia de las aguas atlánticas. Este hecho también se pone de manifiesto por la pre­sencia de formas de D. quinqueramus caracterizadas por tener unos brazos más delgados y curvados que las formas mediterráneas.

CORRELACIONES

Los datos obtenidos a partir del estudio de las especies de nannoplancton calcáreo y foraminíferos planctónicos de las series de Bodurria y Valcabra, per­miten asignar una edad Tortoniense superior a los materiales de estos dos aflo­ramientos.

Por encima de estos materiales aparecen unos conglomerados y arenas am­pliamente representados en el sector suroriental de la depresión de Guadix-Baza. Corresponden al depósito de abanicos aluviales y constituyen la formación de­trítica de borde de cuenca que, hacia el interior, disminuye el tamaño de grano e intercala depósitos margosos, carbonatados y evaporíticos de la Formación de Baza. Como ha sido puesto de manifiesto por diferentes autores (Peña, 1979; Vera et al. 1985; Soria et al. 1987), los materiales de la Formación de Baza se han depositado en un medio lacustre probablemente durante el Plio­Pleistoceno y representan los primeros depósitos que se originan en las nuevas condiciones de continentalización de la cuenca.

La comparación de estos datos con otros de diferentes puntos de la De­presión de Guadix-Baza, Depresión de Granada y Corredor de Almanzora (fi­gura 4), permite observar como se mantiene el mismo dispositivo estratigráfi­co fuera del área de estudio.

Así, en el sector SO de la Depresión del Guadix-Baza, los últimos depósi­tos marinos datados con precisión corresponden a la Formación Molidas (Rodríguez-Fernández, 1982). En ella se diferencian tres tipos de facies sucesi­vas desde el borde al centro de la cuenca: facies calcareníticas de plataforma, facies turbidíticas y facies de margas de cuenca. Esta formación se interpreta como una plataforma progradante, cuyo talud se desarrollan los sistemas tur­bidíticos (bien de forma simultánea al depósito de las calcarenitas de platafor­ma progradante, en cuyo talud se desarrollan los sistemas turbidíticos (bien de forma simultánea al depósito de las calcarenitas de plataforma o bien pro­vocados por bajadas bruscas del nivel del mar; Vera y Rodríguez-Fernández, 1988) que distalmente se intercalan con las margas de cuenca. Localmente y discordante sobre esta formación o sobre materiales más antiguos, se encuen­tra la Formación Brechas del Río Gor (Viseras y Fernández, 1988), depositada en ambientes continentales. Discordante sobre ésta, el relleno de la depresión lo constituyen materiales continentales, fundamentalmente aluviales y fluvia­les de la Formación Guadix, en la que ha sido posible datar el Turoliense supe­rior en niveles basales (Cuevas et al. 1984). En otras áreas de la cuenca, con-

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temporáneamente a los materiales aluviales y fluviales, se depositaron las fa­cies lacustres que constituyen la Formación Gorafe-Huelago en el sector occidental y la Formación Baza en el sector oriental.

En la conexión de la Depresión de Guadix-Baza con el Corredor·del Al­manzora y en el sector central de este último, se han estudiado dos nuevas sec­ciones, con el fin de comprobar hasta donde se mantiene el mismo dispositivo estratigráfico de Bodurría y V alcabra hacia el este. Estas secciones se sitúan respectivamente en la rambla de Hijate y en Tíjola (figura 4). En ambas, sobre los materiales marinos del Tortoniense superior, con un contenido fosilífero similar al de las secciones de Bodurría y Valcabra, se superponen discordante­mente arenas y conglomerados continentales, aunque con un desarrollo mu­cho menor que en la propia Depresión de Guadix-Baza, debido, sin duda, a la menor subsidencia del Corredor. Es de señalar, sin embargo, que al otro extremo del Corredor, en la parte oriental de la Cuenca de Huercal-Olvera, están ya presentes los materiales messinienses marinos (Briend, 1981). Más le­jos, en la cuenca de Vera, aparecen los afloramientos más próximos de mate­riales pliocénicos marinos.

Finalmente, en la Depresión de Granada, la Formación Dudar (Rodríguez­Fernández, 1982), de edad Tortoniense superior, constituye el último depósito

* Rodríguez-Fernández, ( 1982) * * Fernández y Soria, ( 1988

***Este trabajo.

A. ALHAMA DE GRANADA. B. BAZA. G. GUADIX. GR. GRANADA. L. LECRIN. Q. QUENTAR. RF. RIO FARDES. RH. RAMB~A HIJATE. T. TIJOLA. VT. VILLANUEVA DE LAS

TORRES.

Figura 4.- Situación y columnas estratigráficas que muestran el tránsito marino-continental en: l. Depresión de Granada; 2. Depresión de Guadix-Baza y 3. Corredor de Almanzora.

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marino de la cuenca. Esta formación se interpreta como el resultado de la pe­netración en medio marino de grandes conos deltaicos instalados en el borde de la cuenca y que, hacia el interior de la misma, pasan a margas y limos are­nosos. Sobre la Formación Dudar, discordantemente, se depositan los mate­riales de la Formación Pinos-Genil (González Donoso, 1968), originados en ambientes continentales de tipo aluvial subaéreo (Dabrio et al. 1978). Dado que los limos micáceos grises con arenas y conglomerados suprayacentes con­tienen una fauna de vertebrados del Turoliense medio (Aguirre, 1974; Dabrio y Ruiz Bustos, 1979), la Formación Pinos-Genil queda restringida a edades pró­ximas al límite Tortoniense-Messiniense.

CONCLUSIONES

El estudio de los materiales que rellenan la Depresión de Gaudix-Baza en el sector suroriental y su correlación con los de otras áreas de la parte central de la Cordillera Bética permiten establecer las siguientes conclusiones:

-En función del contenido en foraminíferos planctónicos y nannoplanc­ton calcáreo, los materiales marinos de los afloramientos de Bodurría y de la rambla de Valcabra (área de Caniles) en el sector suroriental de la Depresión de Guadix-Baza, pertenecen a la parte alta del Tortoniense superior.

-Estas secciones muestran el mismo dispositivo estratigráfico que otros sectores de la Depresión de Guadix-Baza, Depresión de Granada y Corredor de Almanzora; esto es, discordantemente sobre formaciones marinas de edad Tortoniense superior, se desarrollaron diferentes formaciones de edad más re­ciente (Mioceno terminal-Plioceno-Pleistoceno) que corresponden al depósito de diferentes ambientes continentales (aluvial, fluvial, lacustre).

-De acuerdo con las dos conclusiones anteriores, al final del Tortonien­se superior tuvo lugar la retirada del mar de estas depresiones internas queja­lonan el contacto entre las zonas internas y externas, como anteriormente han sugerido otros autores (Vera, 1970; Rodríguez-Fernández, 1982). No hemos encontrado argumentos que apoyen la hipótesis indicada por algunos autores (Goy, et al., 1989) de una ingresión marina de edad Plioceno inferior-medio.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al doctor Rodríguez Fernández la revisión crítica del manuscrito, así como sus excelentes sugerencias. Trabajo realizado en el marco de los proyectos de investigación PB-88-0059 y PB-85-315 de la CICYT.

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REFERENCIAS

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Mediterránea Ser. Geol. (1988}, n. 0 7. Pág. 17-23

SOBRE LA EDAD DEL COMIENZO DE LA ACTIVIDAD MAGMÁTICA EN SIERRA DE GATA (ALMERÍA, ESPAÑA)

por F. SERRANO*

RESUMEN

Las primeras manifestaciones volcánicas en Sierra de Gata se componen de basaltos submari­nos que han quedado registrados en margas verdes con microfauna planctónica. El estudio pa­leontológico indica que tuvieron lugar durante el Burdigaliense superior. Un poco después, en la proximidad del límite Burdigaliense-Langhiense, comenzó la emisión de dacitas y andesitas anfi­bólicas (grupo A). Este volcanismo se desarrolló esencialmente durante el Langhiense.

PALABRAS CLAVE: Volcanismo, Sierra de Gata, Burdigaliense, Langhiense, Foraminífe­ros planctónicos.

ABSTRACT

The initial volcanic manifestations of Gata are composed of submarine basalts and they are registered in green marls with planktonic foraminifera. The micropaleontological study indicates that they were exhaled in the Upper Burdigalian. lnmediately later, in the proximity of the Burdigalian-Langhian boundary, the emission of amphibolic dacites and andesites (group A) be­gan. This volcanism essentially occured during the Langhian.

KEY WORDS: Volcanism, Sierra de Gata, Burdigalian, Langhian, Planktonic foraminifera.

INTRODUCCIÓN

La mayor parte de los relieves de Sierra de Gata y de la Serrata de Níjar, en el E de la provincia de Almería, corresponden a edificios volcánicos que resultaron de la actividad magmática más importante de la Península Ibérica durante el Neógeno.

Los afloramientos volcánicos aparecen bruscamente en la parte SE del ac­cidente de la Serrata-Carboneras (fig 1), una estrecha franja de fracturación transcurren te sinistral de dirección aproximada NE-SO. Este accidente tectó­nico forma parte de un sistema mayor que recorre el SE de España, desde Car-

(*) Dpto. Geología o Facultad de Ciencias. Universidad. 29071 Málaga.

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~ Materiales del substrato

[!] Materiales volcánicos

O Sedimentos neógenos y cuaternarios

ffi Afloramientos del Burdigaliense superior-Langhiense basal.

Fig. l. Situación geográfica y geológica del área Níjar-Gata.

10 km

tagena hasta Almería, y que continúa a uno y otro lado bajo el Mediterráneo. Los estudios geofísicos indican que la zona de cizallamiento afecta al conjunto de la litosfera, poniendo en contacto dos bloques de corteza diferente: una más gruesa (30-40 Km.) y menos densa al NO, netamente continental, y otra más delgada (15-25 Km.) y parcialmente oceanizada al SE (ANSORGE et al., 1976; BANDA y ANSORGE, 1980).

El marco geotectónico en el que se ha desarrollado el volcanismo de Gata ha sido interpretado de diferentes maneras. ARAÑA y VEGAS (1974) lo en­marcan en un proceso subductivo de la corteza oceánica vergente al Norte que tendría lugar durante el Mioceno inferior y medio. LÓPEZ RUIZ y RODRÍ­GUEZ BADIOLA (1980) también abogan por un proceso subductivo, desa­rrollado desde el comienzo del Mioceno hasta el Tortoniense; el modelo de es­tos últimos autores es algo más complejo, con zonas de subducción a cada la­do del mar de Alborán, el cual actuaría de cuenca marginal activa y al que accederían los diversos magmas generados a diferentes profundidades y con contaminación variable. Otros autores (BORDET, 1985; MONTENAT et al., 1987) interpretan que se trata de un volcanismo generado en un contexto geo­dinámico de desplazamientos litosféricos transcurrentes, lo que explicaría la superposición espacial de rocas procedentes de magmas diversos en un mismo conjunto magmático. Previamente, BELLON et al. (1983) habían establecido una diferenciación espacio-temporal del volcanismo en función de las caracte­rísticas geoquímicas.

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EL SUSTRATO DE LA EDIFICACION VOLCANICA

La base sobre la que se ha erigido la edificación volcánica es observable sólo muy localmente, porque la denudación es aún poco importante en rela­ción al material volcánico acumulado (se han atravesado más de 1.000 m. en sondeo) y porque la tectónica, esencialmente de desgarre, no ha originado es­tructuras especialmente favorables para el afloramiento del subtrato. Única­mente en el área que recorre el accidente de Serrata-Carboneras se pueden ob­servar las relaciones de los materiales volcánicos con los más antiguos. En este sector, las volcanitas se ponen en contacto, generalmente tectónico, con mate­riales alpujárrides y muy ocasionalmente con maláguides (Torre del Peñón, Serrata de Níjar). Además, en puntos muy concretos (Rambla de Granadilla:, Camino de Bordonares) también se encuentran margas verdosas neógenas, pin­zadas entre materiales alpujárrides o directamente en contacto con los mate­riales volcánicos; en estos últimos casos, a veces se perciben los efectos térmi­cos en los niveles margosos más próximos a los volcánicos, lo que parece indi­car que se trata de contactos originales. Por otra parte, en las margas ya se observan los primeros signos de actividad volcánica, pues tienen abundantes componentes detríticos de origen volcánico y también se encuentran intercala­ciones tufíticas y volcánicas francas.

BELLON et al. (1983) habían incluido las volcanitas intercaladas en las margas verdes dentro del volcanismo A, pero en los últimos años BORDET (1985), basándose en criterios tectónicos y en su naturaleza basáltica, ha con­siderado que debían constituir un conjunto aparte, al que ha denominado gru­po LS en razón de su supuesta edad Langhiense-Serravalliense.

Sobre el conjunto de estos materiales, merecen destacarse, por la impor­tancia que tienen a la hora de datar los distintos tipos de volcanismo, las si­guientes observaciones:

- Los basaltos intercalados en las margas verdes no contienen fenocris­tales de anfíboles, mientras que éstos son muy abundantes en las dacitas y an­desitas del grupo A y en otras volcanitas posteriores de Gata.

- Los niveles de margas verdes adyacentes o próximos a las intercalacio­nes basálticas tampoco contienen cristales de anfíboles entre sus detríticos. Es­to parece indicar que durante la consolidación de los basaltos no había activi­dad volcánica del grupo A o, al menos, no lo suficientemente próxima para que incidiera en la sedimentación de ·las margas verdes, bien como intercala­ción volcánica o tufítica o simplemente como apartadora de detríticos.

- Por el contrario, sí aparecen cristales de anfíboles entre los compo­nentes detríticos de las margas estratigráficamente próximas a la base de las volcanitas del grupo A. De esto se deduce que durante el depósito de los últi­mos niveles margosos ya se habría iniciado, en áreas cercanas, la salida de da­citas y andesitas de tipo A y que la llegada a la cuenca de este potente grupo volcánico es una de las causas fundamentales de la interrupción de la sedimen­tación margosa.

Así pues, hay que concluir que en las margas verdes han quedado regis­tradas manifestaciones de ambos tipos de volcanismo y que, por tanto, éstos pueden ser datados a partir del estudio bioestratigráfico de las margas. Inde­pendientemente de que en el área de observación estén presentes las volcanitas correspondientes a uno u otro volcanismo, el estudio de los componentes de-

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tríticos de origen volcánico en las propias margas también puede ser utilizado para controlar la cronología volcánica.

MICROFAUNA DE LAS MARGAS VERDES

En la rambla de Granadilla (extremo septentrional de la Sierra de Gata) se pueden observar dos cuñas de 8 a 10m. de potencia de margas verdes pinza­das entre materiales alpujárrides. En estas margas aparecen intercalaciones de-: cimétricas de volcanitas basálticas muy alteradas pertenecientes al volcanismo LS. La microfauna que contienen es esencialmente planctónica, sobre todo de foraminíferos (en ·algún caso también de radiolarios) y está muy deformada por la tectónica. Las asociaciones de foraminíferos planctónicos (fig. 2) están

®

¡-¡-¡¡ ~2

~3 ~

B

o

Globigerina praebulloides BLOW Globigerina falconensis BLOW Globigerino des gr. trilobus (REUSS) Globigerino des bisphericus TODO Globigerino des subquadratus BROM. Praeorbul in a sicanus (DE STEF.) Praeorbulina glomerosa (BLOW) Globoquadrina altispira (CUSH. Y JAR.) Globoquadrina baroemoenensis (LE ROY)

ZONA OE FRACTURACION

Globoquadrina dehiscens (CHAP. PARR Y COL.) • Globoquadrina langhiana CITA Y GEL. Neogloboquadrina siakensis (LE ROY) Turborotalia peripheroronda (BLOW Y BAN.) Turborotalia zealandica (HORNIBROOK) • • Globorotalia praesci tul a BLOW Globigerinita incrusta AKERS

E

Fig. 2. A.-Corte geológico esquemático de la Rambla de Granadilla en la intersección con el accidente de Serrata-Carboneras. l: Zona de fuerte remoción y alteración de los materiales. (probable fracturación encu­bierta). 2: Dacitas y andesitas anfibólicas (grupo A). 3: Margas verdes. 4: Alpujárrides; 4a: filitas y cuarcitas abigarradas; 4b: esquistos oscuros con cuarcitas. B.-Asociaciones de foraminíferos planctónicos en los diferentes afloramientos de mar­gas verdes. C.-Estadios más avanzados de la linea filogenética gr. Globigerinoides trilobus- Praeor­bulina - Orbulina encontradas en los diferentes afloramientos de margas verdes. 1: ¿Praeorbulina sicanus (de Stefani)?; individuo probablemente con tres aberturas en la base de la cámara final. 2: Praerbulina sicanus (de Stefani). 3: Praeorbulina glomerosa (Blow); ejemplar con características primitivas, asimilable a P. glomerosa curva (Blow).

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constituidas, predominantemente, por ejemplares del grupo de Globigerinoi­des trilobus (Reuss), entre los que es frecuente el mofotipo G. bisphericus Todd. La conservación de la fauna no permite asegurar la presencia de Praeorbulina sicanus (De Stefani), una forma frecuentemente puesta en sinonimia con G. bisphericus, pero cuyos holotipos muestran diferencias significativas para su separación, incluso en morfogéneros diferentes (JENKINS et al., 1981). En todo caso, ·la ausencia de organismos del grupo de Catapsydrax dissimilis (Cush­man y Bermúdez), por un lado, y la de Praeorbulina glomerosa (Blow), por otro, limitan las asociaciones presentes al Burdigaliense superior.

En la misma rambla de Granadilla, un poco más al E, directamente bajo las dacitas y andesitas del grupo A, aparece una nueva franja de margas ver­des; incluso entre los aglomerados volcánicos que componen los metros basa­les de las volcanitas se encuentra alguna intercalación margosa fuertemente li­tificada por el efecto térmico. En este nuevo paquete margoso, los niveles más próximos a las volcanitas suelen contener detríticos anfibólicos. La microfau­na de estas margas es también esencialmente de foraniiníferos planctónicos, en general, mejor conservados que los que contienen las margas pinzadas al estar menos afectados por la tectónica. Las asociaciones no son muy diferen­tes a las encontradas en las margas pinzadas, predominando, como en los ca­sos anteriores, el grupo de G. trilobus, aunque también son muy abundantes y con amplia variabilidad morfológica las Globoquadrina. Las diferencias más destacables, por sus implicaciones en cuanto a la edad, se encuentran en el grupo de formas que componen la línea filo genética Globigerinoides gr. tri/o bus -Praeorbulina- Orbulina, pues ya aparecen con claridad P. sicanus y ejempla­res de P. glomerosa con morfologías primitivas, asimilables a P. glomerosa curva (Blow). Como la primera aparición de este taxon suele ser utilizada para marcar el límite Burdigaliense/Langhiense, el depósito de estos niveles margo­sos contemporáneos con las primeras fases del volcanismo A tuvo lugar en las inmediaciones de dicho límite.

En el camino de Bordonares (unos 2 km. al NE del punto geográfico an­terior) vuelven a aflorar margas verdes en contacto con el grupo volcánico A. Las relaciones entre ambos materiales son complejas, pues se observan dispo­siciones contrarias sin la intervención aparente de fallas. Lo reducido del aflo­ramiento dificulta discernir si unas y otras están intercaladas, si las margas es­tán englobadas en las volcanitas o si se trata de cualquier otro dispositivo tectono-sedimentario. En todo caso, las asociaciones microfaunísticas y las da­taciones obtenidas son bastante similares a las que ofrecen los niveles margo­sos que se encuentran directamente bajo el grupo volcánico A en la rambla de Granadilla y, también en este caso, es frecuente la aparición de anfíboles detríticos.

CONCLUSIONES

Las primeras manifestaciones volcánicas de Gata ocurrieron en el Burdi.;. galiense superior (parte superior de la zona N.7 o, todo lo más, parte inferior de la N.8 de la biozonación de Blow, 1969). Se trata de basaltos submarinos (grupo LS de BORDET, 1985) que quedaron intercalados en margas pelágicas.

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Las importantes emisiones de dacitas y andesitas anfibólicas del grupo A comenzaron un poco después, en las proximidades del límite Burdigalien­se/Langhiense. La consolidación de las primeras emisiones también tuvo lu­gar en un ambiente marino pelágico, aunque los edificios volcánicos debieron de sobrepasar pronto el nivel del mar, a juzgar por el predominio de las facies volcánicas subaéreas y la ausencia de intercalaciones sedimentarias o tufíticas marinas fuera de la extrema base.

Si se tiene en consideración que en la serie del Mioceno medio de Níjar, depositada en una cuenca marina próxima a los focos de emisión, se percibe actividad magmática correlacionable con el grupo A durante el Langhiense su­perior, hasta niveles coincidentes con el límite Langhiense/Serravalliense (SE­RRANO, in litt.), hay que concluir que el grupo volcánico A se desarrolló, al menos en buena parte, durante el Langhiense.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo forma parte del proyecto PB.85-315 de la CAICYT. Quiero expresar mi agrade­cimiento a la DGICYT por la financiación del mismo.

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Mediterránea Ser. Geol. (1988), n. 0 7. Pág. 25-31

UNA NUEVA ESPECIE DE MONTICLARELLA (BRACHIOPODA) DEL CRETÁCICO ALICANTINO

por S. CALZADA*

RESUMEN

Se describe una nueva especie de Monticlarella, género no citado de España. La n. sp. se caracteriza por el desigual espesor de sus valvas y la comisura frontal uniplegada. Es importante por relacionar el conjunto de especies jurásicas con las especies del Cretácico medio.

PALABRAS CLAVE: Braquiópodos, cretácico, SE de España.

ABSTRACT

A new species of Monticlarella, up to date a genus no cited from Spain, is described. The n. sp. is defined by different thickness of valves and its uniplication on the anterior commisure. This n. sp. seems to be a link between jurassic stock of Monticlarella and the middle cretaceous species.

KEY WORDS: Brachipoda, cretaceous, SE of Spain.

INTRODUCCIÓN

Se describe en esta nota una nueva especie de braquiópodo, recolectado en el Cretácico inferior de El Tolomó, terminación oriental de la Sierra de Cre­villente (Alicante). El conocimiento de los braquiópodos cretácicos de esta re­gión es escaso. El último estudio sobre el tema ha sido el de Calzada (1984), quien describió una fauna cretácica (facies profunda), procedente de Fortuna (Murcia) a unos 50 kilómetros más al oeste. A este trabajo nos remitimos para los estudios anteriores.

(*) Museo Geológico Seminario Barcelona. Diputación 231. 08007 Barcelona.

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SISTEMÁTICA PALEONTOLÓGICA

Orden Rhynchonellida Kuhn, 1949. Familia Norellidae Ager, 1959. Sub familia Monticlarellinae Childs, 1969. Género Monticlarella, Wisniewska, 1932. Especie tipo: Rhynchonella czenstochaviensis Roemer, 1870 (o.d.). 1969. Monticlarella Wisniewska: Childs, p. 19 (con sinonimia). 1972. Monticlarella Wisniewska: Ager, Childs & Pearson, p. 179-181, pas­

sim. Diagnosis: «Small subpentagonal or subtriangular rhynchonellids; radial

ornament always includes striae and usually ribs; small, sharp beak; crura ar­cuifen>. (Childs, supra).

Monticlarella inestai n. sp. Datos taxonómicos: El holotipo es el ejemplar figurado. Se conserva en

el Museo Geológico del Seminario de Barcelona ( = MGSB) con el número 46838.9. Se señala como paratipo de ejemplar 507.TQ-3.8 del Museo Históri­co Municipal de Novelda, (Paleontología). La serie tipo procede de El Tolo­mó, municipio de Aspe (Alicante), hoja 893, Elche. Su estrato tipo es valangi­niense superior o hauteriviense inferior. (Ver infra). Se nombra en honor de don Manuel Iñesta, recolector de los ejemplares, activo y serio aficionado a la Paleontología, modificando su nombre según lo aconsejado por el Código.

Diagnosis: Monticlarella uniplicada y con la valva dorsal más convexa que la ventral, que es planoconexa (perfil subcinocéfalo ). Ornamentación de es­trías muy finas y de costillas (unas 26), redondeadas y sólo visibles en la peri­feria de la concha.

Material y dimensiones (mm): Unos 25 ejemplares, la mayoría aplasta­dos. Sólo 11 son mensurables. Se emplean las siguientes abreviaturas: LV = longitud de la valva ventral; LD = longitud de la valva dorsal; W = anchura máxima; E = espesor o altura; P = distancia del umbo a la máxima anchura; d = anchura del pliegue en la comisura frontal; p = profundidad del pliegue en la comisura frontal y A = ángulo apical. H = holotipo.

Sigla LV LD w E p d p A

46838.1 11 10 10,8 6,2 6 6 1,5 98 46838.2 13,4 12,3 16,2 7,7 6 10 4 110 46838.3 14,3 12,9 15,9 7,7 6,5 9 4 110 46838.4 15 14,0 16,3 10,1 6,5 10 5,5 104 46838.6 12,2 11,5 12,6 7 6 7 3,6 105 46838.7 13 12,4 16 7,8 6 9 4,5 111 46838.8 11,7 10,5 12,7 7,6 6 8 4 98 46838.9 14,3 12,9 15,7 9,5 7 11 4,5 104 H. 46838.10 16,4 15 19 11,3 8 13,5 7 105 42549.1 12,2 11,1 13,3 8,1 6 9 4 98 42549.2 14,7 13,1 17,0 10,2 8 11 7 105 46838.12 13,6 12,1 15,0 8,9 7 9 4,5 106

26

Figura 1.- Monticlarella inestai n. sp.; a=vista lateral, b =vista anterior; c=vista dorsal y d =vista ventral. Holotipo (Foto J. M. a Moraleja).

Descripción: Conchas adultas (longitud superior a los 11 mm) más anchas que largas y relativamente pequeñas. Contorno subpentagonal con la máxima anchura desplazada ligeramente hacia la parte posterior. Perfil subcinocéfalo con la máxima altura o espesor hacia la mitad de la longitud. Comisura poste­rior ligeramente ondulada. Comisura lateral desviada ventralmente unos 30o y que por suave inlexión se relaciona con la comisura anterior, que es uniple­gada (dibujando por lo general una rama hipérbola) y algo asimétrica. Esta uniplicación ocupa casi toda la comisura anterior.

Valva ventral convexa hacia la parte centroposterior, plana en los extre­mos laterales y deprimida en la parte anterior en relación con la unipilación de la comisura. Umbo relativamente pequeño casi suberecto. Foramen peque­ño (no superando el mm) labiado e hipotirido. Áreas poco cóncavas, mal deli­mitadas del resto de la concha. Del ti dio visible y triangular.

Valva dorsal domiforme, unas dos veces más convexa que la ventral. Or­namentación muy fina en conjunto, formada por finas estrías y unas 24-28 cos­tillas (7 a 1 O en el seno) de sección redondeada y separadas por espacios meno­res. Hay una parte umbonallisa, siendo visibles las costillas sólo hacia la peri-

27

( )

Figura 2.- Secciones seriadas de Monticlarella inestai n. sp. Distancias acumulativas en mm. Ejem­plar número 46838.12.

feria de la concha. Hay unas 3 estrías de crecimiento; tras la primera la concha cambia ligeramente su ritmo, ensanchándose.

Carácteres internos. Láminas dentales subverticales y subparalelas y gruesas en el umbo, atenuándose al aparecer los dientes. No se observa septalio. Dien­tes poco robustos, implantándose oblicuamente (unos 60o respecto a la hori­zontal) en fosas bien definidas, pero poco profundas. Las crestas internas de las fosas dentales están casi en línea recta con las placas cardinales. Estas pla­cas cardinales muestran un amplio desarrollo horizontal. Los crura son del ti­po arcuifer, pero algunas de sus secciones recuerdan las del tipo calcarifer. Hay un breve septo medio, sólo visible en las secciones más distales del umbo.

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Sobre la atribución genérica: El género muestra una amplia distribución estratigráfica. Originalmente proviene del Jurásico superior, en concreto del Oxfordiense polaco. Owen (1968) incluyó en el género 3 especies cuyas edades abarcan desde el albiense (?)al turoniense. Notemos que las secciones seriadas de las especies jurásicas (dadas por Childs) son diversas a las ilustradas por Owen. En las secciones de Childs no se ve claramente la disposición arqueada de las ramas crurales, que superan el plano casi horizontal de las placas cardi­nales y es tan característica de las secciones de Owen. Nuestras secciones con­cuerdan más con las de Owen, pero los ejemplares difieren mucho en su aspec­to externo.

Valorando sobre todo la presencia de crura arcuifer hemos incluido los ejemplares estudiados en ei género Montic/are/la. Los caracteres externos (con la excepción de la ornamentación) se consideran de valor secundario, de acuerdo con la amplia diagnosis genérica.

Importancia de la nueva especie: Sin considerar los ejemplares estudiados por Jacob & Fallot (1913) de los que. desconocemos sus caracteres internos, y por tanto su correcta inclusión genérica, la n. sp. relaciona las especies jurá­sicas (estrictamente Monticlarella) con las especies cretácicas (albienses (?) y turonienses). La particular morfología externa de la nueva especie, algo extra­ña en el conjunto de especies del género Monticlare/la, se debería a la adapta­ción de la nueva especie a condiciones propias de facies profundas. Esta adap­tación se considera episódica dentro de la larga historia del género.

Distinción de otras especies: No se han citado especies del género Monti­clare/la en el Cretácico inferior, (Ager et al., 1972) por ello no hay posibilidad de distinción con especies coetáneas. La forma citada por Jacob & Fallot (1913) como Rhynchonella lineo/ata Phillipps sp. 1835 (sic) (p. 17, pl. 1, figs. 9-14) y procedente del Neocomiense del Isere, difiere de la n. sp. por tener las valvas igualmente convexas y ser más larga que ancha. Las especies de Montic/arella del Aptiense húngaro (Somody, 1989) o son totalmente lisas (Monticlarella sp. y Monticlare/la aff. decipiens) o son más largas que anchas (Monticlarella? li­neo/ata). El diferente espesor de las valvas de la n. sp. es el mejor criterio para distinguirla fácilmente de las otras especies del género. La peculiar disposición de los crura arcuifer distingue la n. sp. de otras incluidas en los géneros Lacu­nosella, Thurmanel/a, Grasirhynchia y Orbirhynchia.

Sobre el nivel estratigráfico: El cretácico de la Sierra de Crevillente se ha estudiado últimamente por Azema (1977, p. 186 y ss.). A este autor nos remi­timos para el contexto regional. En nuestra atribución cronostratigráfica nos guiamos sobre todo por los datos deducidos de la fauna acompañante. Los materiales de los que procede la n. sp. están relacionados con un nivel estudia­do por Colmenero, Lillo & Manera (1974) y datado como hauteriviense infe­rior por la presencia de Neolissoceras grassianum (d'Orbigny, 1840).

Junto con la n. sp. se recolectó Pygope catulloi (Pictet, 1867) e lberithyris middlemissi (Calzada, 1984). Esta última especie en su localidad tipo tiene una edad hauteriviense inferior. Pygope catulloi presenta una distribución estrati­gráfica que abarca desde el Ti tónico inferior hasta el Valanginiense superior, sin alcanzar el Hauteriviense (Dieni & Middlemiss, 1981). Pero el Cretácico inferior de esta zona presenta condensación de niveles (Colmenero et al. 1974). A ello se añade que los ejemplares de la n. sp. se recolectaron en las escombre­ras de un pequeño pozo (lñesta com. per.). Por todo lo cual el nivel tipo no

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puede definirse con total seguridad, siendo mejor expresarlo abarcando el in­tervalo Valanginiense superior-Hauteriviense inferior.

AGRADECIMIENTOS

Al doctor J. Ma. Reig por su colaboración en la parte gráfica (fotografías). A los señores Pedro Mora y Manuel Iñesta, ambos de Novelda, por el envío del material estudiado y comunica­ción y crítica de datos geográficos y geológicos.

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Mediterranea Ser. Geol. (1988), n. a 7. Pag. 33-43

THE EVOLUTION, IMPORTANCE AND SIGNIFICANCE OF THE NEOGENE FAULT SYSTEM WITHIN

THE BETIC-RIFEAN DOMAIN

por C. SANZ DE GALDEANO *

RESUMEN

En el ambito Betico-Rifefio existen fallas importantes de direcci6n N60-70E (algunas de las cuales afectan a todo el grosor litosferico) que han sido heredadas en parte desde el Mesozoico. En el estadio Neoalpino, estas fallas adquirieron gran importancia cuando se produjeron Ios mo­vimientos hacia el W de las zonas intemas betico-rifefias. Cuando cesaron estos movimientos, otros juegos de fallas, en especiallas NE-SW, sinistrorsas, yen menor grado las NW-SE, dextrorsas, adquirieron gran importancia. La mayoria de estas ultimas fallas se formaron durante el Ne6ge­no, aunque ya existieran en el W de Europa antiguas fallas de direcci6n NE-SW. Sus movimientos contribuyeron en gran medida a la formaci6n de las cuencas ne6genas del ambito Betico-Rifefio.

PALABRAS CLAVE: Sistema de fallas, ambito Betico-Rifefio, ne6geno.

ABSTRACT

In the Betic-Rifean Domain occur major faults of N60-70E direction (some of which transect the lithosphere), which have been inherited partially from the Mesozoic. In the Neoalpine stage, these faults acquired particular importance due to the movements towards the W of the Betic­Rifean Internal Zones. When such movement ceased, NE-SW sinistral faults and, to a lesser ex­tent, NW -SE dextral faults acquired greater importance. Mostly of these last faults were formed during the Neogene, although ancient NE-SW faults existed already in W Europe. The different movements of these sets of faults have greatly contributed to the formation of the neogene basins within the Betic-Rifean Domain.

KEY WORDS: Fault system, Betic-Rifean Domain, Neogene.

INTRODUCTION

Several papers have already stressed the role of faults within the Betic­Rifean Domain, such as Leblanc and Olivier, (1984), Sanz de Galdeano (1983 and 1988), De Smet (1986), Larouziere et al., (1988), Morel (in press), amongst

* Instituto Andaluz de Geologia Mediterranea, C. S. I. C. y Departamento de Geodinami­ca, Universidad de Granada.

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]~ :· _·. ·_.: :. 'J Internal zones

D Ex.ternal zones and Neogene basins

rrrn Foreland

-- Main Faults

-- lnternoi~Ex.ternal zones contact

Figure 1.- Major Faults of the Betic-Rif Domain.

others. These papers have contributed to a better understanding of the mea­ning and evolution of the fault system in this region, emphasizing the impor­tance of the strike-slip faults involving transpressive and, in some cases, trans­tensive movements as well as subordinate vertical movements.

The present paper aims to advance knowledge on this evolution and on the relative importance of each set of faults in the region (figure 1).

GEOLOGICAL SETTING

The Betic and Rifean Cordilleras are the westernmost Alpine Chains to arise from the ancient Tethys. Their Internal Zones are common, whereas the External Zones are not equivalent.

From the Triassic to the Eocene approximately, the relative positions bet­ween Africa and Iberia changed. Originally, Iberia was positioned almost di­rectly opposite present-day Algeria position (figure 2), later shifted towards a more westerly position, with regard to Africa, and afterwards eventually moved towards the E in order to occupy its present position. These movements were facilitated by the existence of almost E-W megafaults, the Azores proto­faults, which may~ have been divided into several lines, (Wildi, 1983).

The Internal Zones of the Betic and the Rifean Cordilleras were originally several hundred kilometres farther to the east. There they were subjected to

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cJ .. ·····)0 . 0

6

Figure 2.- Lower Liassic reconstruction of the relative position between Iberia and Northwest of Africa.

2 Lower- Middle Burdigolion

3 4

ITIIJJ Foreland ro=o::o:or South-Sardinian Domain l!l!iiJI'Ia Thinned continental crust ~ ~ and oceanic crust

~Thrusts

S> Regional compression ~ Direction of basin opening et> Direction of expulsion (almost coincident with ?' the local 01')

Figure 3. Kinematic reconstruction of the Expulsion of the Internal zones of the Betic and Rif Cordilleras towards the West, and regional and local direction of compressions.

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Eo and Mesoalpine deformations (during the Upper Cretaceous-Paleocene and Eocene-Oligocene times respectively) and were metamorphized and repeatedly structured. In the Neoalpine stage, Africa was subducted under the Alboran Domain or «Alkapeca» (Alboran, Kabylia, Peloritano and Calabria) Domain (Bouillin et al.; in W eret, 1986) or South Sardinian Domain (Sanz de Galdea­no, in press). This subduction decreased progressively towards theW, in coin­cidence with the prolongation of the Azores Fault. The lack of space caused in the Western Mediterranean by the mentioned subduction and the opening up of the Algero-Proven9al Basin as a b-ack-arc basin, in turn caused the ex­pulsion of the Betic-Rif Internal Zones towards the west with movements oc­curring during the Lower and Middle Miocene up to the beginning of the Up­per Miocene. In this time span, the general compression direction between Africa and Europe was almost N-S (NNW -SSE) (figure 3). The expulsion of the in­ternal Zones, however, caused WNW -ESE compressions in the Betic Cordille­ra and WSW-ENE in the Rif; in other words, a «local» (large scale) stress field, clearly differentiated from regional stress. This has greatly influenced the mean­ing and the movements of the faults.

THE FAULTS PRIOR TO THE INTERNAL ZONES EXPULSION TOWARDS THEW. (EOCENE TO AQUITANIAN)

During the Eocene-Oligocene, the Azores fault (one or several lines of faults) ran between the External Zones of the Betics and Rif, with an approxi­mate E-W direction. Apart form this fault, there were others in the External Zones of the Betic Cordilleras (such as the Antequera Fault, Martin Algarra, 1987) with an almost N70E direction, which acted as transtensional faults dur­ing the Mesozoic. Some of these faults must also have stretched out eastwards, towards sectors of the Western Mediterranean where, during the Eo and Me­soalpine stages, subduction and collision occurred respectively, although these barely had any repercussion farther to the W in the Betic or Rif External Zones.

In Central Europe, also during the Eocene?-Oligocene, the Rhine and Rho­ne grabens (almost N-S and approximately coincident with the regional com­pression direction) began to form. These grabens later extended towards the south, where, especially during the Burdigalian, the Algero-Proven9al basin, and a little later, the Valencia trough (or North-Balearic Basin) were formed (figures 3 and 4).

In the south, in NW Africa, there are very old NNE-SSW faults in the Atlas {Tardi-Hercynian in origin) which contributed to the formation of gra­bens during the Mesozoic, where thick sediments were deposited in the Middle and, partially, in the High Atlas. After the relative movements between Iberia and Africa, these faults reached -in the Eocene-Oligocene- almost their pre­sent position, in coincidence with the geometric prolongation of the Rhone gra­ben through the South Balearic Basin. This physical prolongation however, was not archieved even in the Lower Miocene.

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Figure 4.- Grabens and strike-slip faults running from Northern Europe to NW Africa. Inspired in Ziegler (1987), Boillot et al. (1984) and Emery and Uchupi (1984).

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THE FAULTS DURING THE EXPULSION OF THE INTERNAL ZONES TOWARDS THE WEST. (BURDIGALIAN AND MIDDLE MIOCENE PRO PARTE)

When these Internal zones advanced towards the W in the Burdigalian, one of the previous N60-70E direction faults came into action producing a ma­jor, dextral transpressive movement. This was the contact between the Inter­nal and External Zones of the Betic Cordilleras (I.E.Z.C.), lithospheric in char­acter, involving a displacement of several hundred kilometres. Subordinate thrusts are apparent at surface level. In the south, the subduction of Africa (Boillot et al., 1984) under the Alboran Domain during the Neoalpine defor­mations may not have reached to the west the present-day position of the Rif as a result of its abatement on one of the possible eastern branches of the Azo­res Fault. This now coincides with the Jebha Fault (figure 1). According to the interpretation of Leblanc and Olivier (1984) this last fault moved during the Burdigalian. It's behaviour resembled the one of the I.E.Z.C., although its movement was sinistral in agreement with the a 1 direction in this sector (ENE-WSW).

In so far as the Internal Zones movement towards the west was still of importance, the graben and strike-slip lineaments proceeding from the Rhine and Rhone grabens could not effectively be prolonged towards the south.

In the Betic Cordilleras, with a1 in an approximate WNW-ESE position, a dextral shear system, was established (Sanz de Galdeano, 1988), in which the I.E.Z.C., adquired significance as major fault (C) even though at the end of the Burdigalian became practically sutured (figure 5 and 6). Then the major movement continued along the Cadiz-Alicante fault zone (Crevillente fault) also of N60E direction and with the same characteristics and movements although situated within the External Zones. The new E-W faults were synthetic R-Type (Riedel) dextral faults, while the new formed NW -SE faults were antithetic R'­type, sinistral and therefore used different movements to those they later ac-

Figure 5.- Fractures and folds associated with a dextral simple shear system (as happened in the Betic Cordilleras, not in the Alboran Sea or in the Rit). C: Shear fault. R: Synthetic Riedel fault. P: Symmetric toR fault. R': Antithetic Riedel fault. X: Symmetric to R' fault. T': Tensional fractures. The different movements of the faults according to a 1 directional changes (until the system becomes blocked) are shown. (From Sanz de Galdeano, 1988).

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quired. The new NE-SW faults of the Betic Cordilleras either did riot move or were sinistral, not very active X-type faults.

In the Rif, given that the Internal Zone outcrops are, by far, more limited and that the structuring of the External Zones held significant importance dur­ing the Tortonian, if is imposible for the movement to present a clear scheme of the shear system (in this case sinistral) like that for the Betic Cordilleras. However, there is little doubt that a similar scheme must indeed exist.

Serravallian @

Messinian @

/ I

I

--------.! 0 50 100Km ~!!!!'!!!!'!liiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiiil

50 100Km

Figure 6.- Interpretation of the faults on the Betic Cordilleras. A) As a dextral simple shear system of faults with cr 1 in a WNW-ESE direction. B) NW-SE and NE-SW faults are more active with cr 1 in a NNW-SSE direction. See also the folds formed. Compare with Fig. 5 (from Sanz de Galdeano, 1988).

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EVOLUTION OF FAULTS FROM THE MIDDLE (PRO PARTE) AND UPPER MIOCENE, AFTER THE RECOVERING OF THE ANCIENT GEODYNAMIC CONDITIONS (PRIOR TO THE EXPULSION OF THE INTERNAL ZONES)

When the movement of the Internal Zones towards the west progressively ceased and the corresponding expansion of the Alboran Sea decreased, the gen­eral compression direction existing in the region within the Betic-Rif Domain was re-established. In other words, in the Betic Cordilleras the position of o1 progressively changed, especially from the Tortonian onwards, from the WNW­ESE to the NNW-SSE direction (scheme 4 of figure 3).

In the Rif, the WSW-ENE direction became NNE-SSW. In both cases, they came close to a N-S orientation.

These directions should be considered in general terms, since each sector varies locally in detailed study. Although there are no direct data for the Albo­ran Sea, it is likely that the previously existing stretching disappeared during this period.

With this new position for oh the importance and movements of the N60E to E-W fauts were largely reduced, while other faults ranging from NNE­SSW to NE-SW in direction appeared and/ or emphasized their mobility. So came on scene the faults in the SE of Spain, which run from Alicante, through Lorca and V era, up to Cabo de Gata, and cross the Alboran Sea to Morocco where they are known by the names of Nekor and Muluya faults. Leblanc and Olivier (1984) point out that the major movements of the Nekor fault occu­rred during the Tortonian. These faults acted with sinistral strike-slip. Their displacement in Spain has being reckoned up about 60 km, by taking into ac­count their cross-cutting pattern with the E-W faults (Sanz de Galdeano, 1987).

In this way the lines of strike-slip faults and the grabens already originat­ed in Northern Europe (figure 4) continued stretching southwards. They moved through the Rhine and Rhone grabens to reach the Western Mediterranean across the Algero-Proven<;al and the North-Balearic Basins. This extension to­wards the south would have previosly been impossible, as the opening up of the Alboran basin and the wedge like advance of the Internal Zones towards the west imposed a particular stress field in the Betic-Rif Domain at that mo­ment.

Moreover, the continuation of the faults was facilitated farther to the south in the Atlas, due to the fact that the geometric prolongation of these faults was to be found along the old tardi-hercynian faults, produced as a consequence of the diverse movements between Africa and Iberia.

These NE-SW faults, therefore, were to acquire greater significance from the Tortonian onwards working as controls or vents for the expulsion of the abundant volcanic materials present in this sector. Moreover, in the Tortonian occurred aswell the major thrust in the External Zones of the Rif, from the NE to the SW, according to the o 1 direction (NNE-SSW) predominating in this sector (Morel, in press).

The NW -SE faults, which are well represented in the Betic Cordilleras, moved as R' sinistral faults during the advance of the Internal Zones. After­wards, as the o1 direction rotated, they changed the sense of their movements. Initially when the o1 direction coincided with their movements. Initially when

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the a 1 direction coincided with their direction, they began to cause major ver­tical displacements. At this time, Tortonian and onwards, numerous intramon­tane depressions became progressively individualized in the Betic Cordilleras. Later with a 1 in the NNW -SSE position these NW -SE faults began to move as dextral faults. Given that the obtuse bisectrix of the NW -SE and the NNE­SSW to NE-SW faults coincides grosso modo with the distension direction per­pendicular to a 1, both sets have, since then, presented vertical movements both in the Betics and in the Rif. The N60E toE-W faults, on the other hand, have remained practically blocked or moved slightly with sinistral slips (figures 5 and 6).

In spite of the predominance of the above-mentioned situation during the Pliocene and Quaternary, moments have been detected in which E-W to WNW­ESE compressions have prevailed in the Betic Cordilleras. This allowed the N60E to E-W faults to present new slight dextral movements (Estevez and Sanz de Galdeano, 1983).

Very little information is available from the Alboran Sea. It has already been mentioned that the NE-SW faults cross the Sea and determine the crest where the Alboran Island crops out. Mauffret et al. (1987) have also described the Yusuf fault as almost E-W with normal and dextral movements. Therefore it seems to be clear that in the Alboran Sea the same sets of faults which exist in the Betics and the Rif must have developed, although in an extensional geody­namic setting, during the Burdigalian and part of the Middle Miocene, and perhaps even part of the Tortonian.

DISCUSSION: SIGNIFICANCE AND CONSEQUENCES OF THE FAULTING

The important directions of faults in the Betic-Rif Domain coincide with those existing in W Europe and NW Africa formed during the tardi-Hercynian stage or dating from the beginning of the Mesozoic. The N60-70E to E-W faults have played a major role in the relative movements between Africa and Iberia and, therefore, in the paleogeography of the region. In the same way, the NNE­SSW to NE-SW faults must have existed in the birth of the Ligurian-Piemontese basin during the Jurassic. They were already in existence in the Atlas where they played a major role, as has already been mentioned, in the formation of grabens. Nevertheless the NNE-SSW, NW -SE and E-W sets of faults presently existing in the Betic Cordilleras were neoformed during the Neogene.

Following the destruction of the Ligurian-Piemontese basin in the Eo and Mesoalpine stages, the NNE-SSW faults of the North and Central Europe again began to propagate from the Rhine and Rhone grabens towards the south, with the opening of the Algero-Provencal Basin. Their propagation farther to the south was momentarily stopped during the Lower and Middle Miocene due to the expulsion of the Internal Zones from the Betic-Rif Domain towards the west. While this movement was taking place, the N60-70E faults and, to ales­ser extent, the E-W faults, were to play the most important role in the Betic­Rif Domain.

The I.E.Z.C., therefore, is a dextral transpressive, lithospheric fault. Due to the Internal Zone movements, the External Zones, especially those in the

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Betics, were cut, disorganized and also expelled. During this process the Gi­braltar Arc was formed as a tectonic arc and olisthostromic formations occur­red in the Cadiz Gulf, the Guadalquivir depression and the south of the Rif, which were placed in different movements dating from the Burdigalian to the Tortonian, or even later in the Gulf of Cadiz and the Rif. In association with this movements of the External Zones, within the Internal Zones, major ex­tensional detachments occurred (Garcia-Duefias and Martinez Martinez, 1988) with a ENE-WSW movement sense, at the same time as the Alboran basin was being opened up and created.

As the I.E.Z.C. in the Betic Cordilleras and the Jebha fault in the Rif was becoming sutured, the movements of the faults continued along the Cadiz­Alicante fault area in the Betics and along the Temsamane fault (Frizon de Lamotte, 1982) in the Rif.

Once theW-component stress ceded with the subsequent paralysation of movement in the Internal Zones towards theW, and the NNW-SSE compres­sions progressively began to dominate, the NE-SW faults were able to extend. The latter crossed the Alboran Sea (Nekor and Muluya faults in the Rif) and they even managed to link up with the Atlas faults, judging from the align­ment of both superficial and intermediate earthquakes (Buforn et al., 1988, L6pez Casado and Sanz de Galdeano, 1988). These faults then caused the ma­jor movements and controlled volcanism which was especially abundant in the Upper Miocene. The vertical movements of these and the NW -SE faults, which are now dextral, were responsible for the formation of many of the intramon­tane basins in the Betics and Rif. Simultaneously the significance of the N60-70 and E-W faults was then considerably reduced and their movements almost totally blocked. ·

CONCLUSIONS

a) The different sets of faults have substantially contributed to the struc­turing of the Betic-Rif Domain.

b) The N60-70E to E-W faults facilitated the expulsion of the Internal Zones towards the W, which, in turn, brought about the disorganization of the External Betic Zones and the formation of significant olisthostromic masses.

c) Once the N60-70E to E-W faults gradually became immobilized by the rotation of the compression direction, oh towards the NNW-SSE position, the NE-SW faults acquired great significance. They controlled the neogenous volcanism in the SE of Spain and the NE of Morocco. They also linked the grabens and sinistrallithospheric faults of the North and Central Europe with the Atlas, thus constituting a weak crustalline which divides Europe in two part.

d) The NE-SW and NW-SE faults, moving jointly, present significant ver­tical displacements which have contributed to the formation of numerous in­tramontane basins in the Betic Cordilleras and the Rif.

ACKNOWLEDGEMENTS

The text has benefited with many usefull corrections and indications of Prof. Durand-Delga (Toulouse), Prof. Estevez (Alicante), and other anonymous referees. This study was made possi­ble by funding approved for project PR-84-0079-C04-03, granted by the C. A. I. C. Y. T. and c. s. I. c.

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43

Mediterránea Ser. Geol. (1988}, n.o 7. Pág. 45-64

BRAQUIÓPODOS LIASICOS DEL CERRO DE LA CRUZ (LA ROMANA, PROV. ALICANTE, ESPAÑA)

por M. IÑESTA (1)

RESUMEN

Se describe un corte geológico del Lías medio del Subbético, situado en el Cerro de la Cruz de la Romana (Prov. de Alicante) señalando la presencia de una importante fauna de braquiópodos.

Se hace una descripción de las especies dominantes de los órdenes SPIRIFERIDA y TERE­BRATULIDA.

PALABRAS CLAVE: Lías, Domeriense, Braquiópodos, Subbético Exterñno, S. E. de Espa­ña, Sistemática.

ABSTRACT

A geológica! section of sorne Liassic beds from the Cerro de la Cruz, La Romana (Alicante, prov. SE of Spain) is given. An important brachiopodic fauna has been found in this outcrop. The most characteristic brachiopod species, belonging to SPIRIFERIDA and TEREBRATULI­DA are described.

KEY WORDS: Mediterranean Lias, Domerian, Brachiopods, Externa!, Subbetic, SE Spain, Sistematic.

INTRODUCCIÓN

Los braquiópodos del Lías mediterráneo son mal conocidos actualmente en España. Es intención del autor, ·dar a conocer y actualizar la importante fauna de braquiópodos que aparece en el Lías medio del Subbético externo que aflora entre las provincias de Alicante y Murcia, comenzando por el corte al que hace referencia el presente artículo.

ANTECEDENTES

Los primeros artículos que conoce el autor que hacen referencia al Lías de la provincia de Alicante, son los del profesor Jiménez de Cisneros (1907,

(1) Lope de Vega, 58 3. 0 A, 03660. NOVELDA (Alicante).

45

1912, 1915, 1918, 1919, 1920, 1924 y 1935) quien encuentra la seria liásica des­cribiendo gran cantidad de yacimientos con abundante fauna especialmente de braquiópodos y datando el Cerro de la Cruz como Lías medio.

Novo-Chicarro (1915) publica su trabajo de conjunto sobre la provincia de Alicante, haciendo referencia al Cerro de la Cruz señalándolo como liásico, pero afirmando que ni el Jurásico inferior y medio se presentan en extensión considerable en la provincia, siendo el Titónico el único representante del sis­tema.

Darder-Pericás (1933) describe el entorno geológico de La Romana, afir­mando que el Lías del Cerro de la Cruz es una de las zonas más inferiores del asomo Jurásico.

Fallot (1933) enuncia la serie liásica descrita por Jiménez de Cisneros, se­ñalando que esta serie tiene una potencia de unos 500 m siendo bastante difícil distinguir sus diferentes pisos, a causa de las asociaciones faunísticas hetero­géneas si no heterodoxas.

Fallot (1945) se limita a comentar el artículo de Darder-Pericas 1933. Por último, Azema (1977) en su tesis doctoral, realiza un excelente traba­

jo sobre el Lías Sub bético, señalando la importancia del conjunto y constatan­do la gran riqueza de fósiles de ciertas formaciones correspondientes al Dome­dense y Toarciense, encontrándose más frecuentemente en el Domeriense inf. Efectua varios cortes en el Cerro de la Cruz mencionando una abundante fau­na de Ammonites y braquiópodos del Domeriense inf. entre estos últimos: Rhynchonella briseis, Terebratula gozzanensis, Spirijerina sp., Zeil/eria oxy­gonia y Z. partschi.

SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y ENTORNO GEOLÓGICO

El Cerro de la Cruz se encuentra situado al WSW del municipio de La Romana (prov. de Alicante, hoja 870 Pinoso) limitando al N con el extremo oriental de la sierra del Reclot, al S con el barranco de las Cuevas, al E con el valle de La Romana y al W con la Solana baja.

Geológicamente se sitúa en el Sub bético externo y los materiales más anti­guos que afloran en la zona son los pertenecientes al Trias Germánico en fa­cies Keuper, constituidos principalmente por arcillas rojas con yesos.

El Lías medio se encuentra bien representado y según Azema (1977) está constituido principalmente por:

l. Calizas dolomíticas con aspecto brechoide en la base. 2. Calizas masivas claras de grano fino a veces oolíticas pasando a calizas

sacaroideas rojas. 3. Margas, margocalizas o calizas con sílex. En el término 2 anteriormente descrito se sitúa el corte de la Fig. 2 (fotos

1 y 2); se ha efectuado en la vertiente S del cerro de la Cruz, al N del barranco de las Cuevas, distinguiéndose 6 niveles de muro a techo los siguientes:

- 10m aproximadamente de calizas blancas o con tinte gris-rosa (foto 6) con abundantes restos de belemnites, gasterópodos, bivalvos, crinoides, bra­quiópodos y Ammonites.

46

O 20km. ~1 ----t===ll

Fig. 1.- Esquema de situación geográfica. La estrella señala la situación del corte.

47

Estas calizas, en algunos sectores forman una verdadera lumaquela, cons­tituida exclusivamente por braquiópodos, pudiendo distinguir entre ellos los siguientes:

Pseudogibbirhynchia globosa, Siblik 1967. Carapezzia ? sp. Securina partschi (Oppel 1861). Gibbirhynchia sp. Haciendo constar que en la mayor parte de los braquiópodos las conchas

están huecas y recristalizadas haciendo muy difícil su extracción e imposible el estudio de los caracteres internos.

- 25m aproximadamente de calizas micríticas rosadas o rojo vivo con grano sacaroideo y restos esparitizados de crinoides junto con una importante fauna de braquiópodos y ammonites.

En este nivel, se aprecian dos superficies ferruginosas (hard-grounds), una superior (foto 3) y otra inferior (foto 4), siendo más importante desde el punto de vista paleontológico esta última, conteniendo una abundante fauna de ce­falópodos (ammonites y belemnites), gasterópodos y braquiópodos. Entre los ammonites cabe destacar los siguientes (Det. por el Dr. J. C. Braga, Univ. de Granada):

Calliphylloceras bicicolae, Meneghini. Lytoceras villae, Meneghini. Fuciniceras isseli, Fucini. Protogrammoceras celebratum, Fucini. Meneghiniceras lariense, Meneghini. Constituyendo una fauna típica del Domeriense inferior, zona de Lavi­

nianum (Sub zona de cornacaldense), con una ligera condensación de fauna que agrupa organismos separados en secuencias mejor desarrolladas, faunas de es­te tipo y en condiciones similares de fosilización y litología aparecen en la sie­rra de Lugar y en la sierra de Crevillente (J. C. Braga com. personal).

A partir de esta superficie ferruginosa solamente aparecen restos espariti­. zados de crinoides y gran cantidad de braquiópodos de crinoides y gran canti-

dad de braquiópodos, entre estos últimos cabe destacar los siguientes:

Liospiriferina rostrata (Scholotheim 1822). L. rostrata (Scholotheim 1822) morfo alpina. L. angulata (Oppel 1861). L. obtusa (Oppel 1861). L. cf. sicula (Gemmellaro 1874). Securina securiformis (Gemmellaro 1874). Zeilleria cf. mutabilis (Oppel 1861). Linguithyris aspasia (Meneghini 1863). Lobotothyris reumathica (Canavari 1883). Prionorhynchia quinqueplicata (Zieten 1832). Cirpa briseis (Gemmellaro 1876). Pseudogibbirhynchia sp.

Solamente vuelven a aparecer ammonites en la superficie ferruginosa su­perior, pero la fauna que aparece es muy pobre y hasta el momento indetermi­nable.

48

~ AMMONITES

tff' BELEMNITES

(:) BIVALVOS

Figura 2

49

~

* ~ BRAQUIOPODOS

CRINOIDES

GASTEROPODOS

Foto 1.- Vista panorámica frontal del corte.

Foto 2.- Vista panorámica lateral del corte; A.- (fondo del barranco) Nivel 1, B.- Nivel 11 (las flechas 1 y 2 señalan las superficies ferruginosas inferior y superior respectivamen­te). C.-Nivel 111. D.- Nivel IV. E.- Nivel V. F.- Nivel VI.

so

Foto 3.- Superficie ferruginosa superior (Nivel II).

Foto 4.- Superficie ferruginosa inferior (Nivel II), la escala gráfica equivale a 15 cm.

51

Foto 5.- Nivel III, la escala gráfica equivale a 15 cm.

~:-

52

Foto 7.- Vista general del Nivel V (hard- ground), la escala gráfica equivale a 15 cm.

Foto 8.- Detalle Nivel V.

53

- 2 m aproximadamente de calizas o margocalizas amarillas groseramente nodulosas, que en algunos sectores adquieren un ligero tinte rosado (foto 5).

Solamente ha aparecido un fragmento indeterminable de un ammonites. - 3 m aproximadamente de calizas ligeramente nodulosas rojas en pe­

queños bancos. - 0,20 m aproximadamente de costras limoníticas y fosfáticas (fotos 7

y 8), este nivel es un potente hardground, en el cual se ha recolectado una gran cantidad de ammonites (Det. por J. C. Braga Univ. de Granada).

Se observa en este nivel una fuerte condensación de fauna; hay fauna que corresponde al Toarciense inferior o incluso Domeriense superior:

Dactylioceras sp. Neolioceratoides sp. ? Protogrammoceras gr. bassanii, (Fucini). Protogrammoceras bassanii (Fucini). Otra corresponde al Toarciense medio: Hildoceras sp. Collina sp. Otra al Aaleniense superior: Graphoceras gr. concavum. Y otra son abundantes a lo largo del Toarciense medio y superior: Osperleioceras sp. Osperleioceras bicarinatum (Zieten). Todo esto significa que en este nivel hay acumulada fauna del Toarciense

y el Aaleniense. Un nivel prácticamente idéntico se halla en la sierra de Quipar, junto a

Cehegín (Murcia). (J. C. Braga, com. personal). Techo.- 3m aproximadamente de calizas rosadas con abundante conte­

nido de glauconita.

PALEONTOLOGÍA

En este apartado solamente se describen las especies de braquiópodos no rinconélidos más dominantes y característicos, dejando para futuros trabajos las restantes.

El material descrito (colección Iñesta, siglas CI) está depositado en la Sec­ció de Paleontología del Museu Historie Municipal de Novelda. Una pequeña parte se guarda en el Museo Geológico del Seminario de Barcelona (siglas MGSB, colección Iñesta).

Abreviaturas empleadas en las medidas

En las medidas de los braquiópodos descritos se han utilizado las siguien­tes abreviaturas:

L = Vv =longitud de la valva ventral. L =Vd= longitud de la valva dor­sal. A= anchura. E= espesor. A/L =relación anchura-longitud. E/L =relación espesor-longitud. P =posición máxima anchura respecto del umbo.

54

Phylum Brachiopoda Duméril, 1806 Orden Spiriferida Waagen, 1883 Superfamiliá Spiriferinacea Davidson, 1884 Familia Spiriferidinae Davidson, 1884 Género Liospiriferina Rousselle, 1977 Diagnosis: Cfr. Rousselle, 1977, p. 164.

Liospiriferina rostrata (Schlotheim 1833) morfo alpina. (Lám. 1 Fig. 1 A-B-C-D)

1977 Liospiriferina rostrata, Schlotheim: Rousselle, p. 164, lám. 1, figs. 7 a-b (con sinonimia).

Material.- Siete especímenes medianamente conservados de los que dos son juveniles, que están mejor conservados que los adultos. Fragmentos de unos cuatro especímenes así como varias valvas pedunculares.

TABLA 1 (DIMENSIONES EN mm)

SIGLA ANCHO LARGO ESPESOR A/L E/L

CI-CC.010 11,9 13,0 9,4 0,91 0,72 CI-CC.005 26,4 24,5 15,3 1,07 0,62 CI-CC.006 31,0 28,0 17,0 1,10 0,60 CI-CC.035 21,6 21,3 19,8 1,01 0,92 CI-CC.020 22,0 21,5 18,7 1,02 0,86 CI-CC.101 20,2 18,0 17,7 1,12 0,76 CI-CC.102 12,8 14,0 10,1 0,98 0,77

Descripción.- Conchas de talla y forma variable, bicomvexas. Comisu­ra lateral recta. Comisura anterior rectimarginada o suavemente uniplegada. El máximo espesor se halla desplazado hacia la zona umbonal. La línea cardi­nal es recta, no sobrepasándola la valva dorsal. El deltirio es triangular. La valva dorsal es menos convexa que la valva ventral siendo en algunos ejempla­res casi plana. El umbo es fuerte y está poco incurvado. El contorno es subcir­cular a oval transverso. La ornamentación consiste en finas estrías de creci­miento.

Distribución.- La especie presenta una amplia distribución tanto espa­cial como temporal. Reiteramos los datos de Rousselle.

Liospiriferina obtusa (Oppel, 1861) (Lám. 1 Fig. 2 A-B-C-D)

1861 Spiriferina obtusa Oppel, p. 540, tf. 11, fig. 8. 1895 Spiriferina obtusa Oppel: Fucini, p. 151, tav. 6, figs. 8-9. 1921 Spiriferina obtusa Oppel: Jiménez de Cisneros, p. 490, lám. 33, figs.

9 a 14. 1923 Spiriferina obtusa Oppel: Jiménez de Cisneros, p. 41, lám. 6, figs.

19-20. Material.- Un ejemplar bien conservado, otro medianamente.

SS

LÁMINA 1

Fig. 1 (A-B-C-D). Liospiriferina rostrata (Schlotheim) morfo alpina. Ejemplar: CI-CC.102.

Fig. 2 (A-B-C-D). Liospiriferina obtusa (Oppel). Ejemplar: CI-CC.015.

Fig. 3 (A-B-C-D). Linguithyris aspasia (Meneghini). Ejemplar: CI-CC.091.

(A= Vista dorsal, B =Vista ventral, C =Vista lateral, D =Vista anterior). Fotografías: Foto-Video MOYA «Taller de la Imagen». Novelda.

56

Descripción.- La especie presenta una área de dispersión muy extensa en­contrándose en todo el Lías Medio mediterráneo.

SIGLA

CI-CC.015 CI-CC.083

ANCHO

15 (11, 7)

TABLA 11

LARGO

21,6 16

ESPESOR

15,3 12,8

A/L

1,44 1,36

E/L

1,02 1,09

Descripción.- Conchas de talla media, biconvexas, más anchas que lar­gas. Comisura lateral recta, algo desplazada hacia la valva ventral. Comisura anterior monoplegada. La línea cardinal es recta. V al va dorsal con pliegue bien visible y ventral con profundo seno.

La valva dorsal es bastante convexa con el máximo espesor hacia el cen­tro de la concha. El contorno es oval transverso; el deltírio es triangular, las interáreas ventrales están bastante desarrolladas. El umbo está poco incurva­do. La ornamentación consiste en finas líneas de crecimiento. Orden Terebratulida Waagen, 1883. Suborden Terebratulidina Waagen, 1883. Superfamilia Terebratu/acea Gray, 1849. Familia Tchegemithyridae Tchorszhevsky, 1972. Subfamilia Lobothyridinae Makridin, 1964. Género Lobothyris Buckman, 1917.

Diagnosis: Cfr. Cooper, 1983, p. 103. Lobothyris aff. gozzanensis (Parona, 1880) (Lám. 2 Fig. 6 A-B-C-D).

1880 Terebratula gozzanensis Parona, p. 12, tav. 1, fig. 8. 1900 Pygope gozzanensis (Parona): Bose & Schlosser, p. 184, taf. 17, figs.

5, 9 y 10. (Con sinonimia). Material.- Once especímenes medianadamente conservados, y fragmentos

de otros seis.

TABLAIII (DIMENSIONES EN mm)

SIGLA V.v. V.d. A. -E. A/L E/L P.

CI-CC.028 25 22,1 20,4 12,6 0,81 0,50 12 CI-CC.060 18,5 16,4 15,3 9,7 0,82 0,52 11 CI-CC.048 21,5 19,8 18,5 11,6 0,90 0,56 12,5 CI-CC.062 16,5 15 13,5 8,8 0,81 0,53 10,5 CI-CC.119 23,1 20,8 17 12,9 0,73 0,55 12 CI-CC.009 15,3 13,9 13 8,9 0,84 0,57 8,3 CI-CC.034 20 18,4 16,7 11,4 0,83 0,57 9,5 CI-CC.036 19 17 15,2 9,5 0,8 0,5 10,3 MGSB44780.50 24,3 22,1 20,1 13,0 0,82 0,53 11,5 MGSB44780.51 19 17,5 16 9,9 0,84 0,52 9 MGSB44780.52 21,8 20 18,7 11,4 0,85 0,52 (10,5)

57

LÁMINA 11

Fig. 4 (A-B-C-D). Securina partschi (Oppel). Ejemplar: CI-CC.150.

Fig. 5 (A-b-C-D). Securina securiformis (Gemmellaro). Ejemplar: CI-CC.028.

Fig. 6 (A-B-C-D). Lobothyris aff. gozzanensis (Parona). Ejemplar: CI-CC.028.

(A= Vista dorsal, B =Vista ventral, C =Vista lateral, D =Vista anterior). Fotografías: Foto-Video MOYA «Taller de la Imagen». Novelda.

58

Descripción.- Conchas de talla media, biconvexas, de contorno ovala­do a ligeramente subpentagonal, más largas que anchas. La comisura lateral es recta. La comisura anterior surcoplegada. El máximo espesor se encuentra hacia el centro de la concha. El umbo es de erecto a suberecto.

El foramen es de tamaño mediano y circular, permesotirido a mesotirido. La concha es lisa, aunque presenta finas líneas de crecimiento.

Caracteres internos (tres observaciones).- Hay una apófisis cardinal, cón­cava en sección y muy poco desarrollada. No hay cavidad umbonal. Las pla­cas cardinales, muy cercanas a la valva, son cóncavas y en su evolución mues­tran un gran desarrollo horizontal. Los dientes, poco robustos, se implantan muy oblícuamente y su sección es lingüiforme. Las fosas dentales son profun­das y estrechas. Las bases crurales forman un ángulo casi recto con las placas cardinales. En su desarrollo adquieren formas sigmoidales (en sección), ate­nuándose progresivamente las placas cardinales. Las ramas crurales ya inde­pendientes de las placas cardinales son relativamente cortas relacionándose con las apófisis crurales, inclinadas unos 20° y algo curvadas. El resto de los ca­racteres internos no se han podido comprobar por estar destruido el braquidio en los ejemplares estudiados.

Justificación de la determinación.- Los caracteres internos reseñados, destacando la disposición de las placas cardinales y de las bases crurales son suficientes para una segura determinación genérica. Respecto de la específica, los ejemplares estudiados muestran una gran semejanza con la especie gozza­nensis Parona, 1880, en su aspecto externo. Pero dado que desconocemos los caracteres internos de la especie de Parona y puede ser un caso de homoemor­fismo, preferimos la determinación específica indicada con el aff. La sinoni­mia citada sólo tiene un valor indicativo.

Familia Nucleatidae Schuchert, 1929. Género Linguithyris Buckman, 1918.

Diagnosis: cfr. Muir Wood, 1965, p. H802. Linguithyris aspasia (Meneghini, 1863). (Lám. 1 Fig. 3 A-B-C-D).

1880 Terebratula aspasia Meneghini: Canavari p. 336, lám. l. 1900 Terebratula aspasia Meneghini: Bose & Schloser, p. 181. 1923 Pygope (vel Glossothyris) aspasia Meneghini: Jiménez de Cisneros

p. 20, lám. 3, fig. 4. 1962 Glossothyris aspasia Meneghini: Jarre, p. 85, pl. J, figs. 1 a-d (con

sinonimia). Material.- Ocho especímenes medianamente conservados, así como otros

cuatro incompletos. Descripción.- Conchas de talla pequeña a media, biconvexas, inequival­

va, más ancha que larga, contorno de subcircular a oval transverso. Comisura lateral recta. Comisura anterior surcada. La valva ventral más convexa que la dorsal, en la valva ventral a partir del umbo, comienza a elevarse una cresta redondeada en dirección a la parte frontal que es la que forma el pliegue de la comisura anterior. Umbo fuerte, incurvado, foramen circular, pequeño y permesotirido; del foramen arrancan dos crestas angulosas que delimitan sen-

59

TABLA IV (DIMENSIONES EN mm)

SIGLA V.v. V.d. A. E. A/L E/L

CI-CC.085 12,9 9 15,1 9,5 1,17 0,73 CI-CC.002 11,7 10,5 15 9 1,28 0,76 CI-CC.100 9,5 8,5 10 6,9 1,05 0,72 CI-CC.025 9,6 7,4 11,9 7,1 1,23 0,73 CI-CC.007 10,9 8,8 14,9 8,4 1,36 0,77 CI-CC.091 14,9 11,3 18 10,5 1,20 0,71 CI-CC.079 15,6 11,4 (18, 7) 11,8 1,19 0,75 MGSB44781.1 12,9 10,9 13,8 10,0 1,06 0,77

das áreas cóncavas. El máximo espesor se encuentra desplazado hacia la parte anterior.

Caracteres internos (una observación parcial por no conservarse la totali­dad del braquidio).- Apófisis cadinal muy corta y de sección cóncava. Pla­cas cardinales apoyadas en bases cardinales muy amplias y robustas. Sección de las placas débilmente cóncavas y afiladas internamente. Dientes lingüifor­mes implantados muy oblícuamente, poco robustos, en fosas relativamente poco definidas.

Justificación de la atribución. Se ha inscrito en Linguithyris, utilizando la diagnosis recopilada por Muir W ood, destacando como propios del género las crestas del umbo, que arrancan del foramen y presencia de apófisis cardinal.

Aunque la distinción entre Linguithyris y Nucleata no es muy clara, tal como parece opinar Cooper (1983, p. 39) al incluir con reservas aLinguithyris en la familia Nucleatidae, se ha respetado la asignación a Linguithyris en espe­ra de más datos y de la revisión del material tipo. Voros (1983a) citaLinguith­yris aspasia.

Distribución.- La especie abarca todo el Plienbachiense del área medi­terránea.

Suborden Terebratellidina Muir Wood, 1955. Superfamilia Zeilleriacea Allan, 1940. Familia Zeilleriidae Allan, 1940. Género Securina Voros, 1983.

Diagnosis: Cfr. V oros, 1983b, pp. 23-24. Securina cf. securijormis (Gemmellaro, 1871). (Lám. 2 Fig. 5 A-B-C-D)

1891 Waldheimia securijormis Gemmellaro: Di Stefano, Tav. IV, figs. 6-7. 1900 Waldheimia securiformis Gemmellaro: Bose & Schlosser, p. 187,

taf. XVII, fig. 17. 1983 Securina securiformis Gemmellaro: Voros, p. 23, fig. 20. Material.- Seis especímenes medianamente conservados y otros ocho in­

completos.

60

Fig. 3.- (Arriba). Secciones seriadas de Lobothyris aff. gozzanensis. Ejemplar: MGSB 44780.52. (Abajo). Secciones seriadas de Linguithyris aspasia. Ejemplar: MGSB 44781.1.

En ambos casos distancias acumulativas en mm desde el umbo ventral. Domerien­se de La Romana (Alicante).

El trazo que separa las diferentes series equivale a 5 mm.

61

TABLA V (DIMENSIONES EN mm)

SIGLA ANCHO LARGO ESPESOR AIL E/L

CI-CC.050 23,3 24 15,5 1,03 0,66 CI-CC.037 23,2 21,1 13,6 0,90 0,58 CI-CC.021 19,2 (19,1) 11,3 0,99 0,58 CI-CC.043 16,6 15 11,4 0,90 0,68 CI-CC.066 15 15,4 9,9 1,02 0,66 CI-CC.039 15,6 14 9,3 0,89 0,59

Descripción.- Conchas de talla pequeña a media, biconvexas, equival­vas, de contorno triangular, generalmente más largas que anchas, el máximo espesor se encuentra desplazado hacia la región umbonal, la máxima anchura se sitúa en la parte anterior. Comisura lateral recta. Comisura anterior recti­marginada. Umbo erecto. Foramen pequeño y circular, mesotirido. La con­cha es lisa, aunque presenta débiles líneas de crecimiento.

Observaciones.- No se ha podido comprobar la totalidad de los carac­teres internos ya que los ejemplares examinados tenían roto el braquidio a ni­vel de las ramas crurales. Por todo ello se ha expresado con un cf. la determi­nación específica.

Distribución.- Sinemuriense y Pliensbachiense del área mediterránea (V o­ros 1983b).

Securina partschi (Oppel, 1861). (Lám. 2 fig. 4 A-B-C-D).

1861 Terebratula partschi Oppel, p. 538, lám. 10, fig. 6. 1895 Waldheimia partschi Oppel: Fucini, p. 74, lám. 7, fig. 20. 1900 WaldheimiapartschiOppel: Base Schlosser, p. 188, lám. 27, fig. 15. 1919 Zeilleria partschi Oppel: Jiménez de Cisneros, p. 346. Material.- Tres especímenes bien conservados y tres fragmentos.

TABLA VI (DIMENSIONES EN mm)

SIGLA ANCHO LARGO ESPESOR A/L E/L

CI-CC.150 26,1 22,4 20,1 0,85 0,76 CI-CC.098 26,4 21 19,1 0,79 0,72 CI-CC.011 21,5 20 15,5 0,93 0,72

Descripción.- Conchas de tamaño medio a grande, biconvexas, de con­torno triangular, equivalvas, globosas, más largas que anchas, el máximo es­pesor se encuentra localizado hacia el centro de la concha.

Comisura lateral recta. Comisura anterior rectimarginada. Umbo erecto. Foramen pequeño y circular, mesotírido, la máxima anchura se encuentra si-

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tuada en la parte anterior. La concha es lisa, presentando finas líneas de creci­miento.

Observaciones.- Caracteres internos no observados, debido a que las con­chas encontradas están huecas y recristalizadas.

AGRADECIMIENTOS

Agradezco al Dr. J. C. Braga de la Universidad de Granada la determinación de los ammoni­tes enviados y su situación estratigráfica. Al Dr. Sebastián Calzada del Museo Geológico del Se­minario de Barcelona por su inestimable ayuda y la lectura crítica del manuscrito. Al Departa­mento de Geología de la Universidad de Alicante por la ayuda prestada. Al taller de Imagen (F. Moya) por la realización de las fotografías. A mis compañeros y amigos la ayuda prestada en la realización de este trabajo.

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Mediterranea Ser. Geol. (1988}, n. a 7. Pag. 65-77

IS THE «VENTIAN» A REAL STRATIGRAPHIC STAGE?

ABSTRACT

por MARfA TERESA ALBERDI (1)

FRANCESCO PAOLO BONADONNA (2)

The «Ventian», term described by Aguirre et al. (1976), needs a better definition of its upper and lower boundaries. A detailed geological, stratigraphical and paleontological analysis of the localities of Venta del Moro, Sahabi, Casino and Baccinello V3, comparing them with other for­mer and latter ones in time, indicate that the « Ventian» could very well represent fauna no longer Turolian and not yet Ruscinian and therefore should be limited in time regarding the described by its authors. Its base should be directly overlying the last evaporitic episodes of the Upper Mes­sinian (sensu Ruggieri et a/, 1969) and therefore younger than 6.5 MA (datum given by the aut­hors of the «Ventian») while its upper limit should coincide with the beginning of the Ruscinian fauna. Two possibilities can be stated for the stratigraphical succession, one in which the base of the «Ventiam> still corresponds to the Upper Messinian and another in which the «Ventiam> is considered the beginning of the Pliocene. The possible «Ventian» stratotype, in this case, that in our opinion is the most realistic, should be established on the Sahabi deposit due to its great faunistic variability and its well defined geological and stratigraphical situation.

RESUMEN

El Ventiense, termino acufiado por Aguirre et al. (1976) necesita una mejor definici6n de su limite inferior y superior. Un ancilisis detallado de la geologia, estratigrafia y paleontologia de las localidades de Venta del Moro, Sahabi, Casino y Baccinello V3, comparada con otras anterio­res y posteriores en el tiempo indican que el Ventiense bien podria representar una fauna ya no Turoliense y todavia no Rusciniense. Por ello deberia ser limitada en el tiempo con respecto a lo dicho por sus autores. Su base deberia estar directamente apoyada sobre Ios ultimos episodios evaporiticos del Mesiniense superior (sensu Ruggieri et al., 1969) y por tanto mas joven de 6,5, MA; mientras ellirnite superior deberia coincidir con el inicio de la fauna rusciniense. La sucesi6n estratigrafica puede plantearse con dos possibilidades: una hip6tesis en la que la base del Ventien­se corresponde al Mesiniense superior y su termino al Plioceno no Rusciniense. Otra hip6tesis con­sidera el Ventiense como el inicio del Plioceno y no a caballo entre el Mioceno y el Plioceno. El estratotipo del Ventiense, en su caso, deberia establecerse sobre el yacimiento de Sahabi por tener este una gran variedad faunistica y una situaci6n geol6gica y estratigrafica bien definida.

KEY WORDS: Ventian, Miocene/Pliocene boundary, Lowermost Pliocene, Baccinello V3, Casino, Sahabi, Venta del Moro.

(1) Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC-Jose Gutierrez Abascal2, 28006 Madrid (Spain).

(2) Dipartimento di Scienze della Terra, Via Santa Maria 53, 56100 Pisa (Italy).

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INTRODUCTION

In 1976 Aguirre et al. proposed a new mammal zone, the «Ventian» for the transition forms between the Turolian s.s. levels and the Early Pliocene ones; in this mammal zone they included also the forms of the Lower Messi­nian levels. In the stratigraphic schemes there is a gap between the Turolian faunas and the Ruscinian ones; this empty space cannot be filled by the last Turolian faunas or by the first Ruscinian ones. With regard to this assertion we can quote Hurzeler & Engesser (1976); these authors emphasize, in the lig­nitiferous Baccinello series, the great difference between the V2 fauna (about 8 MA) and the V3 one with Hipparion. In the point of view of Aguirre et al. (1976) and Alberdi et al. (1977) the «Ventian» comprises the Librilla and Crevillente-6 faunal deposits that are deposits with typical Turolian fauna for the presence of more primitive forms of concudense-mediterraneum type Hypparion and Gorafe 1 level, already Ruscinian (Ruiz Bustos et al., 1984).

We think that the stratigraphic value of «Ventian» has to be better defin­ed; that is, it is necessary to fix a time span more restricted and with more exactly fixed temporal boundaries.

DISCUSSION

Between the end of Tortonian and the general Pliocene transgression in the Mediterranean basin, the geologic history is represented by a quick succes­sion of events in a very short time span; that is between 7 MA (a little before the Tortonian-Messinian boundary) and 5 MA (a little after the Miocene­Pliocene boundary). Ruggieri (1966, 1967) stands out a particular tectonics that begun in the Upper Tortonian and it was charactherized by two crises separa­ted by a pause period: the first crisis took place at the end of the Tortonian, the second one at the end of the Lower Pliocene. In this period, between 7 and 5 MA, there were many lacustrine basins in the Mediterranean basin, in which the lignite was made up easily, basins due probably to the tectonics which cut away the connexion between the sea and some coastal basins (fig. 1) and to the strong wetness that not allowed the formation of evaporites but, on the contrary, supported the luxuriant growth of the vegetation. We think that the Gravitelli (Messina) basin, the lower lacustrine cycle of the Casino (Siena) and the V1 and V2 levels of Baccinello series (Grosseto) may be assigned to this phase.

The Gravitelli deposit had a fauna that cannot be contrasted as now it is lost; its stratigraphy is very clear and it was well described (see Seguenza, 1902; Ruggieri et al., 1969). The fauna seems to have some contradictory ele­ments, regarding taxonomy not as faunal association, as in the case of the mas­todon and the hippopotamus. The two quoted mastodons should correspond to one only type (Kotsakis, 1987, p. 73); according to the Seguenza's plates, both may correspond only to Zygolophodon. The hippopotamus may corres­pond to the Arenas del Rey and Venta del Moro ones.

The faunas V1 and V2 of the Baccinello series, described by Hurzeler & Engesser (1976), are of Middle Turolian age according to the presence of Va­lerymys aff. vireti, Apodemus sp. and to the age of V2level (8 MA). The lo-

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fig. 1. (from Trevisan, 1952, fig. 4)-Sketch of Cecina river mouth-Chianti Mounts from Torto­nian (A) until the present (D): A) the Tortonian ingression is yet begun: on the continent it is possible to see some lakes testified by lignitiferous clays; B) the sea fills the Cecina Basin; C) Maximum of Pliocene transgression; D) the present topography.

wer lacustrine cycle of the Casino seems to be a lack of fauna, but Lazzarotto & Sandrelli (1977) quote a tooth of Dipoides problematicus that, according to Azzaroli and Mein (in Lazzarotto & Sandrelli, 1977, p. 7 51) is «una fauna indicativa del Turoliano (Tortoniano superiore-Messiniano inferiore)».

Dipoides problematicus is also quoted by Morales (1984) in the Venta del Moro deposit, but the author stands out that this fossil needs a detailed study. We can add, to solve this contradiction, that a feature of this deposit, as in general of this mammal zone, is the coexistence of ancient and younger faunas (Aguirre et al., 1973; Robles et al., 1974; Morales, 1984).

After this phase, probably during the tectonic stasis before mentioned, a small marine ingression took place, the Sahelian ingression sensu Ruggieri et al. (1969), largely testified in all the western mediterranean area. Ruggieri et al. (1969, p. 182) quote the Gravitelli faunallevel as «sottostante ad un live-1/o marino saheliano seguito a sua volta da livelli di tripoli» (fig. 2). The con­clusion of these authors is to consider the Sahelian as a marine substage of

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fig. 2. Stratigraphical sketch of Gravitelli deposit (drawn on Seguenza, 1902, Ruggieri et al., 1968) - S = pre-neogenic substratum. A = sandstone and conglomerate without fossil. L = lacustrine clays (lignitiferous at the top with quartzitic sand layers interlayered; these clay beds are the beds from which the Gravitelli fauna comes). M = marine clays (Sahe­lian sensu RUGGIERI). T = tripoli. G = gypsum levels. P = marine limestones, marly clays and sands, Pliocene.

the Messinian, followed by an evaporitic-continental portion always Messinian in age.

This general geologic succession seems to be also in the Casino series: here there is a lower high tectonized lacustrine level of Upper Tortonian age (the lower lacustrine level, Lazzarotto & Sandrelli, 1977) and an upper lignitiferous lacustrine cycle, in unconformity on the last one; in this upper cycle the fauna is not a typical Turolian fauna (Alberdi, 1986). The Hipparion form is more evolved than the Turolian forms and, furthermore, de Giuli et al. (1983) quote the presence of Tapirus arvernensis that is considered as a Pliocene fossil. The Hipparion, on the scarce remains examined in detail, may be Hipparion cfr. crassum (Alberdi, 1988; Alberdi & Bonadonna, 1987). At last, Lazzarotto & Sandrelli (1977, fig. 5), almost in a dubitative way, consider this upper cycle

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fig. 3. (from Lazzarotto & Sandrelli, 1977, fig. 5)-Sketch of tectonic evolution of Casino Basin from the Upper Tortonian until to the Lower Pliocene. 1) Lower Messinian after the sedi­mentation of lower lacustrine complex; 2) Lower Messinian-Upper Messinian: scheme of the folding of lower lacustrine complex; 3) Lower Pliocene: Ffl = fluvio-lacustrine con­glomerate; Ls = upper lacustrine complex; Li = lower lacustrine complex.

of Pliocene age (fig. 3); the marine sediments overlying the upper lacustrine deposit of the Casino are considered by Gandin (1967) Pliocene in age, but not of the beginning from the Lower Pliocene.

In the Baccinello lignitiferous series (fig. 4) there are not geological evi­dences of a sedimentary unconformity between the V2 and V3 levels; Hurzeler & Engesser (1976) stand out that between the two levels there is a total faunis­tic turnover, and Engesser (1983) considers the V3 fauna as a transition fauna between the Miocene and the Pliocene. From all the fauna of the V2 level, in the V3 level only Antracomys major remains, and, furthermore, the V3 level has an european faunal feature in contrast to of the V2 fauna! association. In all the deposits of Grosseto area two forms of Hipparion are quoted (sp I and sp 11) but the analysis of the remains offers a very homogeneous scene, that is, we think is only one type. The analysis of all this material is really very difficult: in fact regarding the upper dentition all the examined fossils of this region are very similar to Hipparion crassum, while regarding the lower denti­tion are more similar to the Venta del Moro form, Hipparion sp I sensu Alber­di & Morales (1981); finally, regarding the postcranial skeleton they corres­pond to forms of larger size than the Venta del Moro ones.

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~ fig. 4. Stratigraphical scheme of Baccinello V3 mammal deposit. The series is constituted by clays,

lignitiferous clays with intelayered sandy-gravel levels in the continental part of it, and by a succession of conglomerate, sand and clays in the marine one; between marine series and continental one it is possible to note a clear stratigraphical discordance due to a transgression.

Overlying the V3 level there is a transgression of Pliocene age with Glo­borotalia margarita (Lorenz, 1968) folowed by a a continental level with ro­dents Ruscinian in age (Hurzeler & Engesser, 1976); but the V3 fauna, accor­ding to Azzaroli (1980, p. 212), is attributed, as the upper lacustrine cycle of the Casino, to «Pliocene injeriore (Rusciniano)» for the presence of Tapirus.

In the south Mediterranean region, apart from the quotation of Sahelian in Algiers and Oran areas (see the discussion in Ruggieri et al., 1969, ps. 176-179), there is the Sahabi series (Lybia) constituted, from the bottom to the top, by a bioclastite (patch reef) Upper Miocene in age according to De Henzelin & El-Arnauti (1982, 1984, 1987) (it could be the Sahelian transgression) follow­ed by a gypsum formation underlying continental layers of Lower Pliocene age (BOAZ et al., 1987).

The climatic researches based on botanical studies (Deschamps & Maes, 1987), stands out for this last portion of Sahabi series a hot and dry climate, with strong seasonal oscillation (from 50 °C to -7 °C) and with the dry very long season; the area, always according to botanical researches, had to be neigh­bouring the sea or near to a large river. The fauna of these continental levels of the. Sahabi series shows fossil forms that suggest a Latest Miocene age ac­cording to some elements and an Earliest Pliocene age according to some others. But in all the revision of the Sahabi fauna (Boaz et al. 1987) no author speaks

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of Ruscinian age for it; Bernor & Pavlakis (1987) stand out that the faunal data of Sahabi suggest only an Earlier Pliocene age.

Another deposit of this period in the Mediterranean basin is the Venta del Moro deposit (Valencia) on which Aguirre et al. (1976) set up the «Ven­tian». Its geological succession, according to the description found in the iterature, is not clearly defined, particularly regarding the bottom and the top of the deposit (fig. 5).lt is made up by lenses of lignitiferous marly clays with uncertain relations with the lateral and underlying formations (Libro Guia, Ro­bles et al., 1975, fig 5). The faunal association is constituted, as mentioned before, by some less evolved forms of Uppermost Miocene and by more evolv­ed elements of Earliest Pliocene age. This fauna is totally completely correlat­able with the Sahabi fauna, where the geological and stratigraphic situation is, on the contrary, well defined.

fig. 5. Stratigraphical sketch of the Venta del Moro deposits (from Robles e(a/., 1974, fig. 6, redrawn) a = clay marls with detrital interlayered layers, lignitiferous beds with abundant fauna; b = clay marl with scarce fauna; c = sandstone; d = clay with floral molds; e = gravel with interlayered fine (el) and coarse (e2) sand levels.

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TABLA 1

CONTINENTAL STAGES MARINE STAGES

VILLAFRANCHIAN PIACENZIAN p L

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On the basis of the exposed before, it is possible to affirm that the faunas of the Venta del Moro, the Sahabi, the Casino and the Baccinello V3 deposits represent a faunal association that is not Turolian but not yet Ruscinian in age. The mammal zone «Ventian» of Aguirre et al. (1976), in our opinion, can be limited in the time in respect of the time span of these authors. Its bed is di­rectly on the last evaporite episodes of Upper Messinian age (sensu Ruggieri et al., 1969), that is younger than Tortonian-Messinian boundary (6.5 MA) while its top corresponds to the beginning of the Ruscinian levels. One first hypothesis of a stratigraphic scheme for the discussed events may be as in the Table 1.

In case of stating the « Ventian» stratotype we think that the more suita­ble deposit is the Sahabi one, better than Venta del Moro or Baccinello V3; in fact in the first there is a very large faunal variety, not verified in Baccinello V3, and a clear stratigraphic succession (fig. 6), not verified in Venta del Moro.

We think, from this point of view, that it is possible to suggest a second stratigraphic hypothesis that, in our opinion, is more suitable; that is to consid­er the « Ventian» as the beginning of Pliocene for the continental stratigraphy, as the Zanclean is for the marine one (table 2) and not as a transitional stage between the Miocene and the Pliocene.

This stratigraphical hypothesis it is not in contradiction with the geologic and stratigraphical data that we know. In fact the stratigraphic knowledge for the deposits attributed to the « Ventian» does not suggest a clear Miocene attrib­ution, while the data of the Sahabi and of the Casino, that in our opinion may represent very well the « Ventian», seem to be more inclined towards this se­cond stratigraphic hypothesis.

Furthermore the climate datum that can be obtained by the sedimentolo­gic, floristic and faunistic data (either for the Sahabi deposit or for the Venta del Moro one) suggests a less dry period than the one that usually corresponds to the formation of evaporite deposits. This less dry climate may have stopped the evaporites formation and may be correlatable to the beginning of the Plio­cene transgression. This last event will have its maximum testified by the deep

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fig. 6. Stratigraphical sketch of Sahabi deposit (from De Heizelin & El-Arnauti, 1982, 1987, re­drawn). M = sandy bioclastite with patch reefs (MR); gastropods, madreporaria, echi­noids, vertebrata (sirenian and cetaceans); Sahelian (?)sensu Ruggieri et al., 1969. P = dark sand and clay interlayered with lattices of gypsum crystals; dessication craks with gypsum monocrystals; fossils very rare or absent. Upper Miocene (Messinian). T = sands with abun­dant marine fauna with strong bioturbation; shell beds and lumachelles with many rewor­ked gypsified fossils from formation M. U-1 = sands, clay lenses and clay balls; the lower contact is transitional from T; the bulk of Sahabi fauna comes from this formation; silici­fied wood partially in situ are also found. U-D = fossil dune sand. U-2 = interbedded sands, clays, porous dolomites and dolomitic crusts; marine facies are found interbedding in the middle part. U-3 = obliquely laminated and gypsic sands, clays and sa1;1dy clays; channels filled by coarse sands with land mammal bones. V-1 = medium to coarse/grai­ned sands with clay lenses and clay balls; fossil bones are scarce and rolled, but silicified wood are abundant. V -2 = sands with gipsum rootcasts. Z = fossil soil and reworked con­cretions capping the Sahabi formation.

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sea deposits that are now directly overlyng the Messinian evaporites. This sit­uation may be explained very well if we think of the strong erosive action of a transgression that cuts away the first Pliocene shallow sea sediments deposi­ted directly on the evaporites. They remain, on the contrary, only where the transgression arrived at the end of its cycle, and for this reason they represent the maximum, in a topographical sense, of the transgression.

ACKNOWLEDGEMENTS

The authors intend to thank proff. L. Trevisan, A. Lazzarotto and F. Sandrelli for their kind permission to use the figures 1 and 3; ms. T. Montero for typing the manuscript and mr. J Arroyo for the drafting. The work is partly executed with Grant M.P .1. 600/o (Bonadonna 1985) and in the C.N.R./C.S.I.C. scientific interchange.

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Mediterránea Ser. Geol. (1988}, n.o 7. Pág. 79-93

ESTUDIO MINERALÓGICO DE MATERIALES DETRÍTICOS DEL TERCIARIO DE LA UNIÓN (MURCIA)

por MANUEL POZO RODRÍGUEZ* y ÁNGEL MORENO GUTIÉRREZ*

RESUMEN

Se han estudiado materiales detríticos del terciario de La Unión (Murcia), en base a un son­deo que ha cortado una serie litológica de 130 m. de potencia pudiéndose distinguir dos tramos. Uno inferior (38.5 m.) de carácter pelítico compuesto de clorita, cuarzo y ligeros indicios de fel­despato; y uno superior (82 m.) constituido por margas calcáreas cuyos componentes mineralógi­cos son mica, clorita, cuarzo, feldespato y calcita. Ambos niveles incluyen sendas intercalaciones correspondientes a conglomerados polimícticos.

El tramo inferior ha sido especialmente mineralizado estando la asociación metálica consti­tuida por esfalerita, marcasita, pirita, galena y calcopirita. La mineralización aparece fundamen­talmente rellenando fracturas e impregnando poros y fisuras.

El estudio pirolítico de la materia orgánica muestra un bajo poder generador de hidrocarbu­ros para estos sedimentos.

PALABRAS CLAVE: La Unión (Murcia), Terciario, materiales detríticos, sulfuros, materia orgánica.

ABSTRACT

In the tertiary detrital sediments from La Unión (Murcia, Spain), based on the study of a drill hole which cuts through 130 m. of these materials, two stratigraphic units have been establish­ed. The lower member is composed of chlorite, quartz and felspar traces. 1t corresponds to a cla­yey rock. The upper member are calcareous marls with the following mineralogical composition: chlorite, mica, quartz, feldspar and calcite. Both members include severa! polimictic conglomerates.

Lower unit has specially been mineralized with sphalerite, marcasite, pyrite, calchopyrite and galena .. Ore minerals occur filling up fractures, pores and fisures.

The pyrolitic study of organic matter shows a low potential of these sediments as hidrocar­bon source.

KEY WORDS: La Unión (Murcia, Spain), Tertiary, detrital sediments, sulphides, organic matter.

(*) Departamento de Geología y Geoquímica. Universidad Autónoma de Madrid. Ciudad Universitaria de Cantoblanco. 28049 Madrid. Telf. (91)3974817- 08.

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INTRODUCCIÓN

El presente trabajo tiene como objetivo la caracterización mineralógica de niveles detríticos correspondientes a materiales terciarios de la zona de La Unión (Murcia). El estudio se ha llevado a cabo sobre un sondeo con testigo continuo que ha atravesado una serie litológica de 130 m. de potencia. Se des­cribe la mineralogía de la serie así como la asociación metálica que ha minera­lizado estos materiales. Dado que la presencia de materia orgánica es común en toda la serie y, según el estudio petrográfico, especialmente abundante en el tramo inferior se ha caracterizado la misma mediante el uso de una técnica pirolítica tipo «Rock-eval».

MARCO GEOLÓGICO

En líneas generales, la Sierra de Cartagena está formada por materiales pertenecientes dos grandes conjuntos tectónicos recubiertos por terrenos neó­genos y cuaternarios. Estos conjuntos son, de base a techo: el complejo Nevado­Filabride (compuesto principalmente por formaciones mesometamórficas), y el complejo Alpujárride (compuesto de formaciones meso y epimetamórficas).

El distrito minero de La Unión está situado al este de la zona Bética. De acuerdo con Oen, Fernández y Manteca (1975) la Unidad Nevado-Filábride en este distrito está constituida por dos series. Una inferior, mesometamórfi­ca, formada por micaesquistos, cuarcitas, anfibolitas y niveles de mármoles. Y una superior, epi a mesometamórfica, con un nivel inferior de micaesquis­tos granatíferos y cuarcitas, otro intermedio de mármoles cipolinos, y uno su­perior de micaesquistos sericíticos y cuarcitas. La serie inferior es presumible­mente paleozoica y la superior triásica y/o permotriásica (Egeler y Simón, 1969). Ambas series pueden representar un basamento paleozoico y una cobertera me­sozoica. Para Pavillon (1969a, 1972) la serie inferior corresponde a un subs­trato paleozoico y la superior a una serie transgresiva, también de edad paleo­zoica separadas por una discordancia angular Caledoniana.

La serie alpujárride se compone también de dos unidades. La unidad in­ferior consiste en una serie epimetamórfica de filitas y cuarcitas permotriási­cas y de calizas dolomíticas triásicas que localmente presentan una secuencia de esquistos negros y verdes con mármoles. La unidad superior se caracteriza por una alternancia de filitas y cuarcitas permotriásicas y de calizas dolomíti­cas triásicas.

Para Pavillon (1969a, b, 1972) el manto Alpujarride de La Unión está com­puesto de una secuencia continua de edad triásica discordante con un basa­mento mesometamórfico paleozoico que comprende un substrato y una serie transgresiva. Por otro lado Espinosa et al. (1974) incluyen también la serie nevado-filabride inferior como un basamento paleozoico del mando Alpuja­rride.

Sobre la superficie erosionada del Alpujarride se ha depositado una se­cuencia de margas, margas arenosas y conglomerados de edad Mioceno medio (Pavillon, 1972) o Mioceno superior (Allabert, 1973). Estos sedimentos mio­cénicos se han visto afectados por intrusiones volcánicas lo que permite afir­mar que éstas se emplazaron entre el Mioceno superior y el Plioceno (Guar­diola, 1972; Fuster et al., 1952 y Pavillon, 1972).

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MATERIALES Y MÉTODOS

La ubicación de la serie litológica estudiada se muestra en la Fig. l. En base a la existencia de carbonatos se han podido diferenciar dos tra­

mos cuyas características se describen a continuación de base a techo. - Tramo inferior: Se compone de 38.5 m de materiales siliciclásticos de tonos grises a verdo­

sos, en general muy oscuros, con tamaños en los que predominan los términos aleurítico-arcillosos que se disponen con cierta laminación. La existencia de intercalaciones samíticas de esqueleto denso confiere a estos materiales estruc­turas bandeadas. De forma puntual intercalaciones de conglomerados polimíc­ticos silíceos. Destaca la existencia de fenómenos de removilización, así como la presencia de opacos en algunos niveles.

- Tramo superior: Está constituido por 82 m de materiales detríticos mixtos con carbonatos

y terrígenos, de tonos grises a verdosos, amarillentos a techo. Estos materiales presentan textura variable con predominio de los términos aleurítico-arcillosos, siendo frecuente la existencia de intercalaciones samíticas de mayoro granulo­metría y esqueleto denso, originándose interdigitaciones. Localmente presenta conglomerados polimícticos silíceo-calcáreos. En los niveles superiores desta­ca la existencia de fenómenos de bioturbación (lámina IIA) y oxidación, mien­tras que en la zona inferior del tramo predominan los fenómenos de removili-

PLIOCENO Y CUATERNARIO

~U. Intermedia

fEm U. Nevado-Fil

1::§3U.Aipujorride ~Subbetico ind.

ALPUJ ARRIDE

NEVADO- FILABRIDE

MAR MEDITERRANEO

1 Km.

Figura 1.- Esquema geológico de la zona y ubicación del sondeo estudiado (LU). Cartografía de detalle tomada de Oen et al. (1975).

81

zación con abombamientos y estructuras mecánicas en función de la compe­tencia de los materiales.

El estudio mineralógico se ha efectuado mediante difracción de Rayos-X en la fracción total e inferior a 20 J.tm. La fracción inferior a 20 J,tm. Se ha obtenido mediante sedimentación según el método de Karlsson et al. (1968), elaborándose los correspondientes agregados orientados. En las muestras se han efectuado los tratamientos convencionales de solvatación con etilenglicol (Brunton, 1955) y calcinación a 550 °C. En la cuantificación de los minerales presentes, tanto en la fracción total como en la inferior a 20 J,tm., se han utili­zado los poderes reflectantes de Schultz (1969) y Barahona (1974). En el estu­dio microscópico, dado el carácter carbonático de algunas muestras, se ha usado la tinción con rojo de Alizarina-S para identificar la calcita según el método de Warne (1962).

RESULTADOS

Estudio mineralógico

Después de realizar una observación detallada macroscópica de los testi­gos de sondeo se han seleccionado un total de diez muestras para llevar a cabo el estudio mineralógico. La descripción mineralógica se hace de forma separa­da para cada uno de los tramos que componen el sondeo.

Las figuras 2 y 3 reflejan, respectivamente, la evolución mineralógica de la fracción total e inferior a 20 J.tm. dentro de la columna litológica.

Tramo inferior: Este tramo constituido por lutitas aleuríticas con una intercalación basal

de pudingas polimícticas. Se trata de materiales pelíticos inmaduros, con pasadas arenosas, forma­

dos por granos angulosos-subangulosos, generalmente mal seleccionados, y con matriz arcillosa (lámina la).

Los componentes elásticos más gruesos de la roca están constituidos por cuarzo aliotromorfo de pequeño tamaño, a veces policristalino; clorita en cris­tales y agregados grandes; indicios de feldespato potásico, muy alterado; y de moscovita, así como esporádicos fragmentos de rocas metamórficas.

La matriz de la roca compuesta por clorita constituye el 70 a 900Jo del to­tal de la muestra. Suele estar impregnada de materia carbonosa, normalmente dispersa, que microscópicamente parece más abundante en la base del tramo donde en formas hilachadas toma un aspecto laminado englobando, a veces, acumulaciones de terrígenos de morfología lenticular (compactación).

La brecha polimíctica incluida dentro del tramo corresponde a una sefita inmadura y heterogranular, mal seleccionada, con cantos subredondeados en pasta arcillosa de composición clorítica (Fig. 4, LU-9). El esqueleto está for­mado por cuarzo y fragmentos de rocas metamórficas, observándose además trazas de yeso autígenico, óxidos de hierro y materia orgánica diseminada en la matriz.

De una manera general se observa que el cuarzo, con contenidos entre el 35-70%, decrece cuantitativamente hacia el techo del tramo, alcanzando suma-

82

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MINERALOGIA DE LA

FRACCION TOTAL

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Figura 2.- Evolución de la mineralogía de la fracción total a lo largo del sondeo.

83

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MINERALOGIA DE

FILOSILICATOS EN LA

FRACCION <._ 20 JJ-

LEYENDA

P----1 Mica

l) G•..!'l Clorita

Figura 3.- Evolución de la mineralogía de los filosilicatos en la fracción 20 IJ.ffi. a lo largo del sondeo.

84

LAMINA 1

530J..(

120 J.1

67 o u F .......---. 190 u

Lámina 1: Tramo inferior Foto A: Opacos entre material detrítico grosero y material fino con abundante materia orgánica

(L. D. 1 1). Foto B: Pirita aliotromorfa (L. P. 1 1). Foto C: Fragmento de roca metamórfica con opacos (L. D. + ). Foto D: Marcasita (m), galena (g) y esfalerita (s). (L. P. 1 1). Foto E: Opaco (marcasita) rellenando una fractura en material samítico (L. D. 1 1). Foto F: Fractura con relleno de marcasita (L. P. 1 1).

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LAMINA 11

720u 260u

450u 20u

Lámina U: Tramo superior Foto A: Huella de bioturbación con material más grosero en su interior (L. D. 1 1). Foto B: Fisura con relleno de marcasita en la matriz de la pudinga polimíctica (L. P. 1 1). Foto C: Cantos redondeados de mármoles en pasta argilítico-carbonatada (L. D.+). Foto D: Colonias de pirita framboidal dispersas en material samítico (P). (L. P. 1 1). Foto E: Foraminíferos en material samítico-calcítico. Foraminíferos (F), calcita (C), porosidad

secundaria (bioturbación) (P). (L. D. 1 1). Foto F: Detalle de pirita framboidal. (L. P. 1 1).

86

LU 7

MUESTflA

o TOTAL

lct Cl

o Cl Cl

l)

Q

Cl

Cl

Q

J

LU 9

MUESHIA TOTAL

Cl

Q

LU-10

< 20)J

Cl

Cl

Figura 4.- Difractogramas mas representativos correspondientes al tramo inferior. Muestras 7 (LU 7), 9 (LU 9) y 10 (LU 10).

yor porcentaje en el nivel conglomerático, presentándose tanto en clastos indi­·viduales como en fragmentos de rocas metamórficas.

Los filosilicatos se presentan en porcentajes que varían entre 30-65 OJo. El estudio de difracción de rayos X de la muestra total así como de la fracción < 20 Jlm pone de manifiesto que la clorita es el único filosilicato presente (Fig. 4). Petrográficamente se han detectado indicios de micas con tamaños muy superiores a las 20 Jlm lo que justifica que no se observen en la fracción estudiada. Lo mencionado indica que la clorita se dispone fundamentalmente en la pasta, si bien existe evidencia petrográfica de su presencia como compo­nente de la fracción elástica de mayor tamaño.

Tramo superior: Se diferencia del tramo inferior, antes descrito, por presentar una mine­

ralogía más variada en la que destaca la presencia de calcita, observándose así

87

mismo un mejor desarrollo en cuanto a contenido y distribución de los feldes­patos.

Litológicamente corresponde a margas calcáreas aleuríticas a samíticas, en función del tamaño de grano, conteniendo intercalada una pudinga poli­míctica.

Mineralógicamente está formada por granos angulosos o angulosos­subangulosos, generalmente mal seleccionados, de tamaño variable que va desde arcilla-aleurita a aleurita-arena fina, dominando los términos más groseros en el techo del tramo.

La matriz de la roca, que viene a representar entre un 50 y un 900Jo de la composición total de la misma, es fundamentalmente carbonática (calcita) con participación arcillosa (clorita). Puntualmente se pueden encontrar zonas con cementación silícea.

El esqueleto de la roca está constituido por cuarzo en granos irregulares, a veces idiomorfos, subidiomorfos o en agregados policristalinos, que presen­tan extinciones ondulantes y que a veces se encuentran reemplazados por car­bonatos. El feldespato potásico no supera el 50Jo de la mineralogía total de la roca ubicándose, frecuentemente alterado, a techo del tramo. La moscovita y la clorita se presentan en cristales grandes, que no suelen tener orientación preferente, y la calcita como bioclastos. También aparecen fragmentos de ro­cas metamórficas.

Los óxidos de hierro suelen aparecer asociados a opacos y se concentran de forma abundante en algunas zonas formando bandas ferruginosas.

La materia orgánica, generalmente dispersa, se concentra a veces en ele­mentos morfológicos. En el techo del tramo se presenta en formas hilachadas dando un aspecto bandeado a la roca y englobando granos del esqueleto y len­ticulas. En estas últimas la materia orgánica se adapta a la morfología de la misma englobándola.

La pudinga polimíctica ubicada en este tramo está formada por cantos redondeados-subredondeados de tamaño superior a 1 mm cementados por una pasta carbonática y micácea (lámina IIC). Presenta una textura sefítica homo­génea, heterogranular e inmadura. El esqueleto está constituido por cuarzo con frecuentes formas idiomórficas que suelen presentar corrosiones por carbona­tos; feldespato potásico escaso y alterado; clorita y moscovita en cristales gran­des y fragmentos de rocas metamórficas.

Destaca el elevado contenido en calcita (650Jo) debido a la presencia de cantos de mármol que es el componente predominante del esqueleto. La mate­ria orgánica es escasa y dispersa.

En todo este tramo se han observado morfologías esféricas (foraminífe­ros), placas carbonáticas redondeadas que posiblemente pertenecen a placas de equínidos y fragmentos fibrosos que podrían corresponder a algas (lámi­na IIE).

Los filosilicatos, clorita y mica, se presentan en contenidos que varían en­tre 25-450Jo. El estudio de la fracción menor de 20 ~m (Fig. 5) pone de mani­fiesto el predominio de la clorita que en algún nivel puede representar el 1 OOOJo de esta fracción. Esto concuerda plenamente con el estudio petrográfico en el que se observa que las micas se disponen preferentemente en las intercalacio­nes de mayor granulometría, mientras que la clorita predomina en la pasta, si bien también se ha observado en agregados grandes ligados al esqueleto.

88

L U 2

MUESTnA TOTAL

,'1

Cl

Cl M

Cl

M

LU-2

<20)-J

Cl

LU-4

Muestra Total

Figura 5.- Difractogramas más representativos correspondientes al tramo superior. Muestras 2 (LU 2) y 4 (LU4).

Estudio metalogénico

En el estudio microscópico realizado con luz reflejada se ha observado una asociación formada por pirita, marcasita, galena, esfalerita y calcopirita.

La mineralización se encuentra ubicada principalmente en el tramo infe­rior del sondeo. Aparece fundamentalmente rellenando fracturas (lámina 1, E y F), a veces acompañándose con cuarzo, e impregnando tanto poros como fisuras. La mineralización es también abundante en la intercalación sefítica que atraviesa este tramo encontrándose relacionada con la matriz de la misma o reemplazando a los clastos que engloba (lámina IC).

En el tramo superior la mineralización es poco abundante en compara­ción con el tramo inferior, ubicándose principalmente en las fracturas de la pudinga polimíctica que aparece intercalada en el mismo (lámina IIB). Los clas-

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tos contienen únicamente pirita aliotromorfa de pequeño tamaño con bordes corroidos y alterados a oxihidróxidos de hierro.

La presencia de pirita framboidal es común a todo el sondeo (lámina Ild y f). Los framboides aparecen frecuentemente agrupados dando lugar a estruc­turas tipo «pyritknollen». También se presenta dicho sulfuro en granos alio­tromorfos y en cristales idiomorfos de hábito cúbico (lámina lB).

Marcasita y esfalerita, que junto a la galena se encuentran fundamental­mente rellenando fracturas, son los sulfuros más abundantes (lámina ID). La marcasita suele ser masiva mientras que la esfalerita se presenta principalmen­te en forma granuda pudiéndose distinguir cristales idiomorfos, con abundan­tes reflexiones internas cuando rellena fracturas. La galena es generalmente granuda con aspecto aliotromorfo si bien puede presentarse en cristales idio­morfos. Finalmente, la calcopirita es muy escasa detectándose sólo indicios ais­lados.

Teniendo en cuenta las relaciones presentes entre los distintos sulfuros se puede establecer el siguiente orden de cristalización: pirita-calcopirita-esfalerita­galena-marcasita.

Los óxidos, hematites y goethita, se localizan fundamentalmente en el te­cho del sondeo.

1 CLORITA ~

1 CUARZO

PIRITA • C ALCOP IR.

ESFALER.

GALENA

MARCAS !T.

HEMATITES

Figura 6.- Sucesión metalogénica.

Caracterización de la materia orgánica

•

1

1 1

1

1

1

1

1 ~ 1

~: • La presencia de materia orgánica es constante a lo largo de los dos tramos

de la serie aunque resulta más abundante en el tramo inferior y, si bien suele aparecer de forma dispersa, se concentra especialmente en algunas zonas co­mo es el caso de las muestras 8 y 1 O que se han seleccionado para tratar de caracterizarla.

90

El estudio se ha llevado a cabo mediante la utilización de una técnica pi­rolítica tipo «rock-eval» mediante el empleo de un «oil show analyzer». El mé­todo se basa primeramente en una rápida pirólisis de la muestra bajo atmósfe­ra inerte comprendiendo las siguientes fases:

--'- Volatilización a baja temperatura (90 °C), durante dos minutos de los hidrocarburos gaseosos hasta el C

7• Corresponde al parámetro S0 •

- Volatilización a mayor temperatura (250-300 °C), durante tres minu­tos, de los hidrocarburos líquidos. Corresponden al parámetro S1•

- Cracking del kerógeno entre 300 y 600 °C. Corresponde al paráme­tro s2.

Posteriormente se realiza una combustión en aire a 600 °C, durante cinco minutos, para determinar el contenido del carbono orgánico residual por de­tección del co2 procedente de la combustión.

Como tratamiento previo las muestras han sido molidas a un tamaño de 0.5 mm.

Se han obtenido los siguientes resultados:

MUESTRA

8 10

o o

0.28 0.29

0.27 0.24

S0, S1 y S2 se expresan en mg. hidrocarb./g. de roca.

T máx.

455 479

T. O. C.

0.25 0.30

T max. = temperatura máxima de desprendimiento de hidrocarburos (0 C). T. O. C. = Carbono orgánico total (o/o). l. H. = Indica de hidrógeno.

DISCUSIÓN FINAL

l. H.

108 80

De los resultados obtenidos se deduce un ambiente con deposición de ma­teriales heredados procedentes del desmantelamiento de los complejos Nevado­filábride y Alpujárride que han dado lugar a materiales grauváquicos. Así, los cantos de rocas metamórficas, cuarcitas y mármoles, que con formas redon­deadas constituyen el esqueleto de las brechas polimícticas, aparecen represen­tados en distintos niveles dentro de la columna estratigráfica en la zona de La Unión. Los mármoles se encuentran tanto en la serie Nevado-filábride inferior como en la superior, mientras que la presencia de cuarcitas, que es más gene­ralizada, aparece en ambas series, Nevado-filábride y Alpujárride.

Desde el punto de vista mineralógico, mica, cuarzo y feldespato se pue­den considerar minerales heredados. El carbonato, si bien tiene en parte este origen, otra fracción del mismo se puede considerar como un componente en­dogénico como pone de manifiesto la existencia de calcita ligada a bioclastos y como componente de la pasta.

La presencia de clorita parece ser consecuencia de los procesos de altera­ción hidrotermal que han sufrido estos materiales y que acompañaron a la de­posición de los sulfuros. Dentro de la serie estudiada, la mayor abundancia de clorita corresponde precisamente al tramo inferior que es el más afectado por el proceso mineralizador. Las secciones mayores de dicho mineral apare­cen siempre asociadas a zonas de mayor concentración de sulfuros. Estas ob-

91

servaciones están de acuerdo con Arribas (1983), según el cual la cloritización es un fenómeno de alteración que ha afectado a casi todas las rocas de la zona y que tiene un carácter más bien regional.

La existencia de pirita framboidal, ligada preferentemente a los materia­les más finos, así como la existencia de materia orgánica, indican unas condi­ciones reductoras en las que la acción de bacterias sulforreductoras juega un papel importante. La deposición de la paragénesis metálica, formada por piri­ta, calcopirita, esfalerita, galena y marcasita, se realiza en filoncillos, acompa­ñándose con cuarzo, impregnando fisuras o reemplazando a clastos metamór­ficos en las brechas polimícticas. La sucesión metalogénica se muestra en la fig. 6.

La disposición de la mineralización nos induce a pensar en un origen epi­genético de la misma, lo que está mucho más de acuerdo con las ideas de Oen, Fernández y Manteca (1975) que consideran como epigenético-hidrotermales las mineralizaciones de los sedimentos miocénicos de La Unión y no con la hipótesis singenética-sedimentaria defendida por Pavillon (1969a, 1972).

El estudio piro lítico de la materia orgánica pone de manifiesto los siguientes hechos:

- Si bien el contenido en materia orgánica, medido en OJo en Corg., es bajo para considerar una generación importante de hidrocarburos en estos se­dimentos, se puede considerar suficiente para crear una fase geoquímica re­ductora importante como lo atestigua la presencia de pirita framboidal.

- Teniendo en cuenta los valores de la temperatura máxima y del índice de hidrógeno se puede considerar un kerógeno entre tipo II y III. Es decir un kerógeno de muy baja relación H/C con un posible origen mixto continental y marino.

- El grado de madurez de la materia orgánica, en función de los valores obtenidos para la temperatura máxima, se sitúa entre la zona de generación de hidrocarburos y la zona de gas.

92

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Mediterránea Ser. Geol. (1988), n.o 7. Pág. 95-105

DEPÓSITOS PERIGLACIALES EN LA VERTIENTE SEPTENTRIONAL DE LA SIERRA DE LÚJAR. IMPLICACIONES NEOTECTÓNICAS

por M. GUTIÉRREZ ELORZA* y A. ESTÉVEZ**

RESUMEN

En la vertiente septentrional de la Sierra de Lújar afloran depósitos cuaternarios antiguos, colgados varias decenas de metros sobre los cauces actuales. Están representados por encostra­mientos que configuran morfológicamente un paleorelieve bien conservado, y por grezes litées subyacentes. En esta nota se discute el origen y significado de estos depósitos periglaciales que llegan a alcanzar cotas relativamente bajas, dada la latitud del sector estudiado y su escasa distancia -sólo 20 km- de la costa mediterránea. Se plantea la hipótesis de un hundimiento importante en tiempos recientes, asociado a las fallas que jalonan el Corredor de las Alpuja­rras.

PALABRAS CLAVE: Cuaternario, depósitos periglaciales, Neotectónica, Cordillera Bé­tica.

ABSTRACT

In the northern side of Sierra de Lújar outcrop ancient quaternary deposits overhanging severa) tens of meters the present river system. They are represented by hardened crusts, mor­fologically constituting a well preserved paleotopography, and by underlying grezes litées. In this paper we discuss the origin and meaning of these periglacial deposits occurring at rather low heights, considering the latitude of the surveyed area, located, in the other hand, at hardly 20 km from the mediterraneam coast. We put forward the hypothesis of a significant subsiden­ce in recent times, related to the fault system of the Alpujarras Corridor.

KEY WORDS: Quaternary, periglacial deposits, Neotectonics, Betic Chain.

(*) Dpto. de Ciencias de la Tierra, Cátedra de Geomorfología, Facultad de Ciencias, Uni­versidad de Zaragoza.

(**) Dpto. de Geología, Facultad de Ciencias, Universidad de Alicante.

95

l. INTRODUCCIÓN

El macizo rocoso de la Sierra de Lújar, perteneciente al conjunto Alpujá­rride, se alza al S de la Sierra Nevada de la que lo separa la alineación del co­rredor de las Alpujarras, por el que discurren fallas E-W que han actuado des­de el Mioceno medio y superior como normales y con salto en dirección (Fig. 1 ).

La estructura alpina del sector es bastante complicada (Estévez et al. 1985) y a ella se superpone el efecto de las deformaciones recientes entre las que des­tacan las fallas E-W del corredor antes mencionadas, además de otras trans­versas de direcciones NW-SE y NE-SW (Sanz de Galdeano, 1983; González de Vallejo et al., 1983; Sanz de Galdeano et al., 1984). En este sector aparecen especialmente en el ángulo NE de la Sierra de Lújar y relieves próximos, y a lo largo del curso bajo del río Guadalfeo, al W de dicha sierra.

Los materiales miócénicos marinos afloran de modo discontinuo en los alrededores de Orgiva y al W de Lanjarón, donde llegan a ser cabalgados lo­calmente por el sustrato situado en el borde N del corredor. Materiales conti­nentales, pertenecientes al Cuarternario más o menos antiguo, están represen­tados por encostramientos con desarrollo de pisolitos vadosos y espeleotemas que calan en derrubios calcáreos de piedemonte y en las calizas y dolomías al­pujárrides, hasta el punto de obliterar la estratificación, los contactos de los materiales del sustrato y la propia estructura de los carbonatos de la secuencia alpujárride, dando a la ladera N una apariencia de estructuración sencilla con falsos buzamientos de los carbonatos según la pendiente topográfica. Estas acu­mulaciones cuaternarias al aparecer en la mayoría de los casos fuertemente en­costradas, configuran morfológicamente un paleorrelieve bien conservado, co­mo consecuencia de su gran resistencia a la erosión. Se reconocen típicos mo­delados de valles de fondo plano y en cuna y las laderas corresponden a paleovertientes regularizadas. Asimismo pertenecen al Cuaternario los depósi­tos observados en algunos puntos de la vertiente N con estructqra de grezes litées, objeto de la presente nota. Todos estos depósitos se observan gracias al fuerte encajamiento de la red fluvial, de modo que los barrancos de esta vertiente, como el del Alhayón, que discurren, en muchos casos, sobre los an­tiguos valles de fondo plano y en cuna, dejan colgados los depósitos encostra­dos y las grezes litées hasta varias decenas de metros sobre el cauce actual.

Finalmente, los materiales más recientes corresponden a los depósitos ac­tuales de ladera y a los aluviones del río Guadalfeo, estos últimos especialmen­te representados a partir de la confluencia con el río Trevélez, donde aparecen restos de terrazas colgadas en torno a las 460 m y los 400 m, además del depó­sito aluvial actual.

2. DESCRIPCIÓN DE LOS DEPÓSITOS DE LADERA

El estudio de los depósitos de ladera de la vertiente septentrional de Sierra de Lújar permite diferenciar una secuencia en los mismos, distinguiéndose, desde las más antiguas a las más modernas, las siguientes acumulaciones:

- Depósitos de grezes litées. Aparecen en afloramientos dispersos, que corresponden con frecuencia a canteras para áridos abiertas recientemente en las carreteras de Orgiva-Albuñol (Kms. 26,7 y 28,4) y Orgiva-Torvizcon (Km.

96

9 • o 1000 2000m.

1 G:]J 5

Fig. 1.- Cartografía geológica del sector N. E. de la Sierra de Lújar. Leyenda: 1) Complejo Nevado-filábride. 2) Formación carbonática de la unidad de los Pelaos. 3) Formación basal de filitas y cuarcitas de la unidad de los Pelaos. 4) Formación basal de filitas y cuarcitas de la Unidad del Escalate. 5) Micasquistos del manto de Murtas. 6) Neógeno y Cuaternario. 7) Superficies de corrimiento. 8) Fallas inversas. 9) Situación de los de­pósitos periglaciales descritos.

97

1.- Greze litée. Km 28,4 carretera Orgiva-Albuñol.

98

2.- Cantera de grezes litées. Km 1, 7 carretera Orgiva-Torvizcón.

3.- Depósitos de grezes litées de la cantera de la fotografía 2.

99

4.- Detalle de los depósitos de grezes litées. Obsérvese el lavado del depósito y la presencia de grandes bloques en alguno de los niveles. Cantera de la fotografía 2.

1, 7) (fotografías 1 y 2). Se localizan respectivamente a 800, 860 y 600 m. Los niveles estratificados de clastos de mayor tamaño están desprovistos de ma­triz. Por lo general tienen una buena clasificación (fotografía 1) (centil = 30 cm; mediana = 20 cm), aunque a veces el aspecto es de groize con bloques de gran tamaño intercalados (fotografías 3 y 4). Los niveles de material fino contienen carbonato pulverulento. La composición es variable dependiendo del área de procedencia (cuarcitas, calizas, etc.) La potencia máxima es de 6 m (Km. 17 de la carretera de Orgiva-Torvizcón).

- Depósitos de costra bréchica. Se disponen fosilizando las grezes litées (Km. 6, 4 de la carretera de Orgiva-Torvizcón). Se trata de clastos angulosos de ladera fuertemente cementados por carbonato. Su aspecto, en ocasiones, es oqueroso y se reconocen también algunos horizontes laminados y una estra­tificación, más o menos desarrollada, paralela a la ladera. La costra es discon­tinua tanto lateral como verticalmente. La potencia máxima visible es de 5 m. Estas costras bréchicas tapizan la mayoría de las laderas de la vertiente norte de Sierra de Lújar regularizándolas y se las reconoce fácilmente en las incisio­nes fluviales por desarrollar una neta cornisa con voladizo.

- l)epósitos recientes y funcionales. Se trata de materiales de ladera que fosilizan a los anteriores y que no están cementados. Sobre las cuarcitas y mi­casquitos se desarrollan depósitos sueltos con predominio de finos, con rube­facción esporádica que afecta incluso al sustrato. En las filitas los clastos son de tonos grises con gran abundancia de finos y, a veces, aparecen estratifica­dos. En los taludes, al pie de los cantiles calizos, se desarrollan canchales fun-

100

cionales y algunos canales de avalancha. También se reconoce algún desliza­miento reciente, desencadenado como consecuencia de la construcción de ca­rreteras.

3. ORIGEN Y SIGNIFICADO DE LOS DEPÓSITOS PERIGLACIALES

a) Costra bréchica

Los depósitos de ladera de costra bréchica se reconocen en numerosos pun­tos de Europa. En la Cordillera Ibérica oriental han sido señalados por Calvo et al. (1983) y Calvo (1987). En las Béticas indican su presencia García-Rossell y Pezzi (1978), y, más recientemente, Díaz del Olmo (1986) efectúa una des­cripción de las mismas en el Subbético externo occidental.

Los clastos constituyentes de la brecha se originan por procesos de crio­clastia, argumento que soporta también la morfología periglacial que acom­paña a las costas bréchicas.

La génesis temporal de la cementación de los gelifractos es controvertida. Para algunos autores las costras no parecen contemporáneas con el origen del depósito, sino con una etapa posterior más cálida, interglacial o interestadial, desarrollada después de la dinámica crionival (Mercier y Vogt, 1974; Bastin et al. 1975), en la que los carbonatos se disuelven y penetran en el depósito circulando tanto vertical como horizontalmente y precipitando. Mercier y Vogt (197 4) indican también el desarrollo de una actividad algal.

Con posterioridad Vogt (1977, 1984) propone un origen para la precipita­ción del carbonato contemporáneo con el desarrollo de los procesos de hielo­deshielo. La vegetación acidificante existente y las bajas temperaturas facili­tan la movilización de los carbonatos. Las disoluciones penetran entre los geli­fractos y precipitan como consecuencia de la congelación, que al producirse aumenta la concentración paulatinamente hasta llegar a la sobresaturación. A este origen criogénico añade Vogt (1984) precipitaciones de carbonato, menos importantes, debidas a la circulación de disoluciones como consecuencia de etapas de deshielo y otras cristalizaciones producidas con posterioridad a la desaparición del suelo helado.

Aunque a estas costras se le ha atribuido edades concretas por correlación (Cuaternario medio - Riss III, García-Rossell y Pezzi, 1978), en el momento actual no hay argumentos fehacientes que permitan su datación. Además, es­tas costras de ladera, tan abundantes en los países ribereños mediterráneos, es posible que se hayan generado durante diferentes etapas frías, por lo que su correlación puede resultar baldía.

b) Grezes litées

Estos depósitos denominados también ébou/is ordonnés por autores fran­ceses y stratified slope deposits en la literatura de habla inglesa, son acumula­ciones de ladera estratificadas en las que alternan capas de material anguloso grueso con otras de tamaño fino. Estos clastos se originan claramente por geli­vación.

El problema fundamental que presenta la interpretación de estos depósi­tos es la génesis de la estratificación. Para algunos autores (Guillien, 1951; Dylik,

101

1960 y Washburn, 1979, entre otros) después de una acumulación de gelifrac­tos en la ladera tiene lugar una fusión de neveros y el agua generada produce una eluviación de las partículas finas. Esta hipótesis nival también es soporta­da por Soutade (1975) y Francou (1988) en grezes litées funcionales, aunque estos autores parten de apilamientos de coladas de crioclastos u hojas de soli­fluxión, respectivamente. Esta hipótesis implica claramente que las grezes li­tées son indicadores de nivación, en el sentido de Embleton y King (1975).

Otro origen es el propuesto por Journaux (1976) en el que se indica la pre­sencia de permajrost. El agua subterránea emigra hacia el frente de la helada y el agua de fusión estival no percola en el pergelisol, produciéndose un movi­miento solifluidal del material y una eluviación del mismo. El autor señala que estos procesos pueden producirse también en un suelo estacionalmente helado y el suministro de agua puede provenir incluso de fusión nival y de lluvias.

Por otra parte, las grezes litées indican condiciones de expansión glacial, aproximación máxima a una etapa de glaciación (Guillien, 1964). Para Lautri­dou (1984), en Dewolf (1988), se depositan al comienzo de una era periglacial, antes de que el frío severo paralice la actividad morfológica.

De todo ello se deduce que las grezes litées van unidas a acumulaciones crionivales (procesos de nivación) o a suelos permanente o estacionalmente he­lados.

4. DISCUSIÓN SOBRE LA PRESENCIA DE DEPÓSITOS PERIGLACIALES EN LA SIERRA DE LÚJAR

Los principales autores que se han ocupado del estudio de los procesos y formas periglaciales en la Península Ibérica señalan que existe una elevación hacia el Sur dellí~ite inferior de los fenómenos periglaciales (Tricart, 1966; Brosche, 1978 a y b). Troll (1969) indica que el límite inferior de los suelos ordenados funcionales es de 2.600 m. en los Pirineos y de 3.100 en las Béticas.

Asimismo se observa que los depósitos de grezes litées en los Pirineos se encuentran, los más bajos, en torno a 750-800 m (Peña, 1983), mientras que en la Cordillera Ibérica se desarrollan por encima de los 1.100 m en el Urbión (Thornes, 1968) y en el Moncayo (Pellicer, 1980), y de los 1.200 m en la Sierra de Albarracín (Thornes, 1968). En la Cordillera Bética, donde cabría esperar­los a mayor cota, estos depósitos han sido citados en numerosos lugares, pero con una gran variación en cuanto a altitud. Así, Díaz del Olmo (1981) los en­cuentra a 600 m. en la Sierra del Tablón en el área subbética oriental; García Rossell y Pezzi (1978) sitúan estas acumulaciones por encima de 800 m. en las Béticas y, finalmente, Gómez (1980) indica su aparición en cotas superiores a 1.350 m. en la Alta Alpujarra oriental (Sierra Nevada).

En el caso concreto de las grezes litées de la Sierra de Lújar, se hace muy difícil suponer que estas potentes acumulaciones, observadas entre 860 y 600 m, se hayan generado a tales niveles altitudinales en un área localizada, además, a sólo 20 Km de la costa mediterránea. Si se han originado a alturas superio­res, como parece desprenderse de lo anteriormente expuesto, hay que pregun­tarse a qué cota se formaron y cuáles son las causas de su localización actual a tales cotas. Estimamos que alturas en torno a los 1.300-1.400 m son valores ajustados con la elevación altitudinal que experimentan los fenómenos peri-

102

glaciales hacia el sur de la Península. El mecanismo de situación de los depósi­tos de grezes litées a cotas tan bajas hay que buscarlo en la neotectónica y, más concretamente, en el hundimiento del bloque de Sierra de Lújar en épocas recientes. Esto supone un salto de falla (o conjunto de fallas sintéticas) en la vertical de varios centenares de metros. En este sector, habría que situar las fallas más importantes entre el centro y el borde N del corredor de las Alpuja­rras en la vecindad del contacto entre los complejos Nevado-Filábride y Alpu­járride, ya que es obvio que los materiales que constituyen las distintas unida­des del mando de Lújar (Estévez et al., 1985), aunque falladas, sobrepasan ha­cia el N el cauce del río Guadalfeo.

En resumen, parece que la única explicación de los hechos observados de­be buscarse en la evolución neotectónica de la región al S de Sierra Nevada. Este sector habría pasado desde el final del Mioceno por una etapa de rápida surrección, que habría permitido la formación de los depósitos periglaciales cuaternarios. Seguidamente se habría producido una fuerte subsidencia de los materiales alpujárrides, aprovechando superficies próximas al contacto con los del complejo Nevado-Filábride, que trajo a sus cotas actuales los depósitos des­critos.

Otro problema importante se deriva de la edad de las grezes litées, que, caso de conocerse, permitiría establecer tasas de hundimiento. Pero en el mo­mento actual no existen datos que permitan una aproximación cronológica. Podemos admitir que, al igual que para otros depósitos periglaciales de la Pe­nínsula, su edad debe ir ligada a las glaciaciones del Riss o del Wurm y muy difícilmente a épocas anteriores. En consecuencia, parece razonable suponer velocidades de hundimiento del orden de varios milímetros por año en el en­torno de la Sierra de Lújar.

103

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Mediterránea Ser. Geo/. (1988), n. 0 7. Pág. 107-143

HIPPARION MEDITERRANEUM ROTH & WAGNER, 1855 (PERISSODACTYLA, MAMMALIA7 DEL YACIMIENTO DE

TUROLIENSE INFERIOR DE CREVILLENTE (ALICANTE, ESPAÑA)*

por MARÍA TERESA ALBERDI** y PLINIO MONTOYA***

RESUMEN

Se realiza un análisis comparativo, desde un punto de vista morfológico y morfométrico, de la población de Hipparion de Crevillente (Alicante) con otras poblaciones Europeas. Se sitúa ta­xonómicamente como Hipparion mediterraneum Roth & Wagner y se incluye en el Morfotipo 2 (Alberdi, en prensa) que infiere una edad Turoliense inferior para esta localidad.

PALABRAS CLAVE: Hipparion, Turoliense inferior, Crevillente, Alicante, España.

ABSTRACT

This paper deals with the morphological and morphometrical study of Hipparion from Cre­villente (Alicante), and its comparison with material from other European localities. It is determi­ned as Hipparion Mediterraneum Roth & Wagner, and it corresponds to Morphotype 2 (Alberdi, in press) inferring an lower Turolian age for the fauna of this locality.

KEY WORDS: Hipparion, Lower Turolian, Crevillente, Alicante, Spain.

INTRODUCCIÓN

El presente trabajo consiste en el estudio descriptivo y taxonómico de Hip­parion de la localidad de Crevillente (Alicane) así como sus implicaciones de orde bioestratigráfico. Como ocurre en la mayoría de los yacimientos con Hip­parion, éste representa un alto porcentaje del total de la fauna obtenida en el mismo, alrededor de un 4007o.

(*) Este trabajo ha sido posible, en parte, gracias a la subvención de la IVEI (lnstitució Va­lenciana d'Estudis i Investigació) 1987 recibida por uno de los firmantes (P.M.).

(**)Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, José Gutiérrez Abascal, 2. 28006-MADRID (España).

(***) Departamento de Geología. Fac. Ciencias Biológicas, Univ. de Valencia, Dr. Moli­ner, 50. 46100-BURJASSOT, Valencia.

107

Los primeros niveles con mamíferos fósiles en Crevillente fueron encon­trados por Montenat a principios de los años 70 con motivo de la realización de su tesis doctoral sobre el Neógeno y Cuaternario del Levante español.

Montenat y Crusafont (1970) citan una lista faunística de un nivel con ma­míferos en el área de Crevillente. A este yacimiento lo llaman Aspe y sus coor­denadas son X = 2° 54' 10", Y = 38° 17' 15". Basándose en los rasgos arcai­cos de Hipparion (varios dientes aislados) datan el yacimiento como Turolien­se inferior, cerca del límite Vallesiense-Turoliense, y algo superior a Masía del Barbo (Teruel).

Posteriormente, Montenat (1973), en su Tesis, cambia la denominación del yacimiento por la de Crevillente.

Más recientemente Dé. Bruijn et al. (1975) estudian las faunas de Roedo­res de los yacimientos de Crevillente citando hasta seis afloramientos (CR1 a CR6).

En cuanto a Hipparion, Alberdi (1974, p. 109) estudia el escaso material existente (4 dientes adultos y un fragmento distal indistinto de Me o Mt II o IV) y explica que la talla de los dientes entra dentro de la variabilidad de Con­cud y Piera, si bien la morfología de los dientes superiores es más próximo a H. mediterraneum de Piera que a H. concudense de Concud. Debido a la escasez y deterioro del material, apunta la mayor semejanza con el primero dejándolo como Hipparion sp.

Recientemente, en 1985, fue descubierto un nuevo yacimiento del que se ha obtenido un buen número de restos fósiles tanto de Hipparion (cuyo estu­dio es el objeto de la presente nota) como de otros mamíferos (Alcalá et al. 1987).

El nuevo afloramiento se halla situado muy cerca del yacimiento citado por Montenat y crusafont (1970), Montenat (1972) y Aguirre et al. (1974). Su hallazgo fue posible gracias a las labores de desmonte efectuadas en la zona que dejaron ver en uno de los bancales la superficie del nivel fosilífero.

Este yacimiento coincidiría, según Freudenthal (comun. verbal) con el pun­to fosilífero CR2 de De Bruijn et al. (1975).

MATERIAL Y MÉTODO

El material estudiado procede, en parte, de las colecciones particulares de Pedro Mora Morote, José Ramón Juan Sala y Manuel Iñesta Aleo lea a quie­nes agradecemos desde aquí la cesión desinteresada del material para su estu­dio, el resto procede de la colección de uno de los firmantes (P.M.).

La restauración del material fósil se ha llevado a cabo en el Laboratorio del Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC.

El material objeto de este trabajo así como el que se extraiga en futuras campañas de excavación quedará definitivamente depositado en los siguientes Centros: Sección de Paleontología del Museo Histórico Municipal de Novelda (Alicante), Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC (Madrid) y Museo Paleontológico de Valencia.

El método utilizado en este trabajo consiste en compaginar el elaborado por Alberdi (1972, 1974) y las recomendaciones subsecuentes a la «Hipparion Conference» celebrada en Nueva York (noviembre de 1981) Eisenmann et al.

108

(1988). Algunas dimensiones de las utilizadas en el primero son difíciles de ajus­tar con los del segundo para un estudio comparativo; así, se han obtenido al­gunas diferencias significativas en el análisis estadístico, que no son tales, en cuyo caso se han contrastado y evaluado en detalle los resultados. El número de restos no es suficiente para permitir su análisis.

Todas las dimensiones van expresadas en milímetros.

CONSIDERACIONES TAFONÓMICAS

Aunque hay un trabajo en curso sobre la tafonomía de este yacimiento, vamos a señalar algunos aspectos de tipo indicativo.

En general, el material fósil de este yacimiento se presenta disgregado. La mayoría de los dientes se encuentran aislados y de los huesos largos se conser­van preferentemente fragmentos de epífisis. También, disponemos de varios fragmentos no identificables así como otros que pueden corresponder a cabe­zas de fémur, apófisis de vértebras, etc., que no vamos a considerar en este trabajo ya que no aportan argumentos sobre taxonomía ni en cuanto al núme­ro mínimo de individuos (restos escasos). Lo mismo ocurre en relación a los incisivos. No se dispone de restos craneales.

Si bien estos datos podrían indicar un transporte del material fosilizado, el hallazgo de algunas asociaciones óseas, bien de series dentarias de un mismo individuo o incluso del esqueleto apendicular nos indicarían un menor trans­porte para algunos restos, es decir, un transporte diferencial. Se puede pensar que en la formación del yacimiento, han intervenido aportes sedimentarios con restos faunísticos más o menos «in situ» y otros procedentes de zonas más ale­jadas. Por otra parte algunas piezas están totalmente alteradas superficialmente, lo cual puede presuponer que han estado a la intemperie antes de quedar ente­rradas.

Como ejemplo de asociación de restos correspondientes a un mismo indi­viduo podemos reseñar los siguientes ejemplares:

a) Los restos CR2-522 a 529, CR2-545 y CR2-551 a 561 corresponden a las series superiores derecha e izquierda, serie inferior izquierda entera y dere­cha con P2-MI' así como las dos petrosas, cinco incisivos y dos caninos de un mismo individuo, que por la talla de estos últimos corresponderían a un ma­cho (Lámina 1, Fig. la, 1 b, le, ld, le).

b) Los restos CR2-294, CR2-326 a 328, CR2-337-338 y CR2-432-433 co­rrespondientes todos a la pata anterior izquierda, constituida por: 1 metacar­po 111 (Me 111) entero, articulaciones proximales de los Me 11 y IV, primera falange del dedo 111, magnum, lunatum, unciforme y trapezoide. (Lámina 11, fig. 1).

HIPPARION MEDITERRANEUM (ROTH & WAGNER, 1855)

Sinonimias: ver Alberdi (1974) y Koufos (1987). Tipos: ver Alberdi (1974) y Koufos (1987). Localidad tipo y otras localidades: ver Alberdi (1974) a la que hay que

añadir la localidad de Crevillente que representa la segunda cita de esta especie en España.

109

110

LAMINA 1.- Restos fósiles de Hipparion mediterraneum Roth & Wagner, procedentes de Crevillente (Alicante).

Figura 1.- Asociación de restos correspondientes a un mismo individuo. la: serie superior derecha e izquierda P2-M3 6CR2-559, CR2-558, CR2-527, CR2-529, CR2-555, CR2-556, CR2-5577. lb: serie inferior derecha P2-Ml (CR2-523, CR2-524, CR2-551, CR2-525), e izquier­da P2-M3 (CR2-522). le: incisivos superiores derechos(?) 11-13 (CR2-552, CR2-553, CR2-sn); incisivos in­ferior izquierdo (?) 13 (CR2-526); incisivo inferior derecho (?) 12 (CR2-545). ld: 2 fragmentos de petrosas, derecha e izquierda (CR2-560, CR2-561). le: 2 caninos, superior e inferior del lado izquierdo(?) corresponden a un individuo 0'.

Figura 2.- Astrágalo derecho (Cl-273). 2a: vista anterior. 2b: vista posterior. 2c: vista medial.

Figura 3.- Primera falange del tercer dedo (CR2-621). 3a: en vista posterior. 3b: en vista anterior.

Figura 4.- Segunda falange del tercer dedo (sn). 4a: en vista posterior. 4b y 4c: en vista anterior.

111

112

LÁMINA 11.- Restos fósiles de Hipparion mediterrciizeum Roth & Wagner, procedentes de Crevillente (Alicante).

Figura 1.- Extremidad anterior izquierda correspondiente al mismo individuo. Consta de los si­guientes huesos: Mclll (CR2-326), Mcll (CR2-338), MciV (CR2-328), l. a falange dedo 111 (CR2-327), magnum (CR2-433), lunatum (CR2-432) unciforme (CR2-337), trape­zoide (CR2-2947.

Figura 2.- Metatarso 111 derecho (CR2-Al). 2a: vista articulación proximal. 2b: vista anterior.

Figura 3.- Metacarpo 111 izquierdo (Cl-133). 3a: vista articulación proximal. 3b: vista anterior.

Figura 4.- Calcáneo derecho (CR2-325). 4a: vista lateral. 4b: vista medial. 4c: Vista anterior o dorsal.

113

Nivel estratigráfico: ver Alberdi (1974) y Koufos (19S7). Diagnosis: ver Alberdi (1974) y Koufos (19S7). Material estudiado: se relaciona a continuación, especificando su situa­

ción anatómica con el fin de obtener el número mínimo de individuos (NMI).

TIPO DE PIEZA

Incisivos definitivos Incisivos juveniles Caninos Dientes deciduales sup.

Dientes deciduales inf.

Dientes yugales sup.

Dientes yugales inf.

Sínfisis inferior Esqueleto postcraneal:

Húmero Radio Navicular del Carpo (escafoide) Lunatum Unciforme Trapezoide Magnum Me 111 Cintura pélvica Rótulas Tibias Calcáneo Astrágalo Navicular

N. 0 DE EJEMPLARES

44 (sup. e inf. indistintos) 11 (idem) S (50" y 39)

3 series (ld12i) 11 DP2 (6d 5i) 263-4 (16d 10i)

6 DP2 (2d 4i) 15 DP3 (7d Si) 4 DP3-4 (2d 2i) 2 DP4 (ld 1i)

4 series (2d 2i) 17 P2 (2d 10i) 24 p3-4 (12d 12i) 43 M1

-2 (22d 21i)

13M3 (7d 6i) 5 series completas (2d 3i) 3 series incompletas (2d 1 i)

17 p2 (7d 10i) 43 P3-4 (21d 22i) 4S Mt-2 (26s 22i) 12M3 (4d Si)

1 (fragm. sin dientes)

3 frag. distales (2d li) 3 frag. distales (2d 1 i)

1 (-li) 1 (-1i) 1 (-li) 1 (-1i) 4 (1d 3i) 3 (1d 2i) 2 enteros 1 fragmento 2 (1d li) 3 (2d 1i) 1 entera 5 (3d 2i) 7 (3d 4i) 6 (2d 4i)

114

N.o MÍNIMO DE INDIVIDUOS

30" 29

6 S 4 S 1 1 2

10 6

11 7

3 2

10 11 13 S 1

2 2

1 1 1 1 3 2 1 1 2 3 4 4

TIPO DE PIEZA

Cuboides Ectocuneiforme Mt 111 Extremidades distales Me 111 y Mt 111 indistintas Me IV Mcll Mt IV Mt 11 Extremidades distales metápodos laterales l. a Falange 111 2. a Falange 111 l. a Falange lateral 2. a Falange lateral Sesamoideos Petrosas

N. 0 MÍNIMO N. 0 DE EJEMPLARES DE INDIVIDUOS

3 (ld 2i) 2 3 (2d li) 2 4 (2d li + 1 frag.) 1 entero 2

3 1 (-li) 2 (-2i) 3 (-3i) 1 (ld-)

6 (indistintos) 5 « 8 « 4 « 3 « 3 « 7 «

1 2 3 1

Totales número de ejemplares 457 NMI 15 adultos y 9 jóvenes

DESCRIPCIÓN

La descripción del material está basada, principalmente, en los restos den­tarios y esqueléticos bien conservados.

Dientes superiores: Se dispone de 2 series dentarias del mismo individuo aisladas entre sí, por lo que no tenemos datos del maxilar. Dientes de talla me­dia; premolares mayores que molares en talla; plegamiento medio en las fose­tas, con moda 6 en la parte distal de la prefoseta, pudiendo alcanzar 11 y 13 pliegues en dicha zona P34 y M1-2 respectivamente (Figs. 1, 2 y 3); bucle disto­lingual en la prefoseta bien marcado, aislado sólo esporádicamente; pliegues caballino con moda en 2, tanto en premolares como en molares (M3 en 1), bien definido en los degastes 11 y 111, disminuyendo en relación al desgaste (Figs. 4, 5 y 6). La confluencia de fosetas sólo se observa en P2, y representa el350Jo del total (5 de 14); la prefoseta abierta predomina en P2 (35, 70Jo), sólo esporá­dicamente en P3-4 (1 de 29) y M1-2 (1 de 35), independiente del estado de des­gaste del diente. El protocono, de forma oval y relativamente pequeño, con cierta tendencia a redondearse, se une allofo en un grado avanzado de desgas­te (inferior a 24 mm de altura) con un total de 38,40Jo; en M1-2 sólo 1 de 40, y a una altura inferior a 20 mm. No se observa ningún protocono rizado. La forma de hipocono varía desde subtriangular y más bien pequeño y estrangu­lado a redondeado, abierto y sin estrangular, en relación inversa al grado de desgaste del diente. Igualmente ocurre con los senos hipoconales distal y el lin­gual, ambos más pronunciados en premolares que en molares. La dimensiones y parámetros correspondientes a la dentición superior se expresan en las tablas 1, 2, 3, 4 y 5.

115

20

15

10

5

o

A. pref. - 4

D. pref. -

A.posf. -

D.posf. 3 16

2

3

5

3 4

9

5 11

4 -

5

8

5

6

A. pref. ········ ·········· Anterior prefoseta D. pref. --- Distal prefoseta A. pos f.------ Anterior posfoseta D. posf. -·-Distal posfoseta

N Número de la muestra

M Moda

J ~ I ~ 1

6 7 8 9 10 11 12

4

8 5 2 4 2

2 3

13 N

29

29

29

- - - - - - 29

M

4

6

4

Figura 1.- Frecuencias totales de los pliegues de las fosetas en P3•4 de H. mediterraneum, de

Crevillente (Alicante). (abcisa, número de pliegues; ordenadas, número de ejemplares).

M1-2

20

15

10

5

- .... _"'O

o 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 N M

A. pref. 1 3 7 4 1.1 4 3 1 - - - - - - - 34 4

D. pref. - - - - 2 5 12 7 2 6 - - - - - 34 6 -A. pos f. - - 1 6 3 11 8 5 - 1 - - - - - 35 5 -D. pos f. 2 10 18 5 - - - - - - - - - - - 35 2

-

Figura 2.- Frecuencias totales de los pliegues de las fosetas en M1-2 de H. mediterraneum, de

Crevillente (Alicante). (Idem. fig. 1).

116

PLIEGUES FOSETAS - MODAS Y RECORRIDOS

o 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

A. Pref. ~------~~~----~

D. Pref. ~----~[][]~------------------~

A. Posf.

D.Posf.~

A. Pref.I-----------[J}=}------- --1

D. Pref. 1-----{~I~J---------t

A. Posf. r-------- -[IL}-----------~

o. Posf. r------C[fr---1

Figura 3.- Modas y recorridos con respecto a los pliegues de las fosetas en P34 y M1•2 de H. me­

diterraneum, de Crevillente (Alicante).

117

PLIEGUE CABALLINO P3

-4

20

15

10

5

~ o 1 2 3 4 5 >5 N

g o 1 - - - - - 1

1 o - 9 - - - - 9

11 o 1 4 1 - - - 6

111 o 2 4 1 - - - 7

IV o 1 1 4 - - - 6

V o - - - - - - -

T lr% 5 18 6 - - - 29

Figura 4.- Frecuencias totales de los pliegues caballinos en P34 de H. mediterraneum, de Cre­villente (Alicante).

118

PLIEGUE CABALLINO M1-

2

20

15

10

5

¿gz o 1 2 3 4 5 >5 N

g 6 1 2 - - - - 9

1 4 6 11 1 - - - 22

11 o - 1 1 - - - 2

111 o 2 3 - 2 - - 7

IV o 1 5 - - - - 6

V o - - - - - - -

T ~ 10 22 2 2 - - 46

Figura 5.- Frecuencias totales de los pliegues caballinos en M'·2 de H. mediterraneum, de Cre­villente (Alicante).

119

PLIEGUE CABALLINO M ODA S Y RECORRIDOS

o 2 3 4 5 >5

Figura 6.- Modas y recorridos con respecto a los pliegues caballinos en P3-4 y M1

-2 de H. medi­

terraneum, de Crevillente (Alicante).

120

.........

1

N

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111

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7)

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Dientes inferiores: Disponemos de 5 series dentarias inferiores, algunas con restos de mandibula (CR2-220 y CR2-274) que corresponden al mismo in­dividuo (relativamente joven, entre desgaste I y II). En base a los restos de mandíbulas que se conservan, podemos deducir que éstas son más bien robus­tas en relación a la talla de la dentición. Si las comparamos con la mandíbula CR2-522 (correspondiente a un individuo viejo, desgaste dentario entre IV y V) podemos evaluar las diferencias morfológicas y morfométricas, basándo­nos en la dentición, entre individuos jóvenes y viejos. Está clara la disminu­ción de la talla y simplificación de la morfología en relación a la edad. Si bien ésto es una característica general de las formas de Hipparion, no siempre se puede constatar. (Ver Tabla 5; Lámina I, figura lb). La talla dentaria es me­dia, con acusada diferencia entre premolares y molares, mayores los primeros. Ectostílido sólo en dientes deciduales. Protostílido bien desarrollado enlama­yoría, excepto en P2 (nunca se observan en este diente); multiplicado en un porcentaje reducido, 3 de 43 en P3-4, 2 de 48 en Ml-2 y ninguno en M3; la mayoría llegan aislados hasta la superficie donde quedan bien destacados; en grados avanzados de desgaste pueden quedar unidos al protocónido forman­do un pequeño repliegue en el borde del mismo (por ejemplo en P3-4: 4 de 43 están unidos a una altura inferior a 30 mm). Pticostílido ligeramente mar­cado, más en premolares que en molares y nunca muy acusado. El esmalte in­terno suele estar rizado, más en premolares que en molares. Este plegamiento suele disminuir con el desgaste. El lazo metacónido-metastílido es ligeramente alargado con los bucles del metacónido y metastílido estrechados en la base constituyendo una morfología muy típica, que con el desgaste se va acortando y redondeando. En un grado de desgaste pequeño, el metastílido es algo más anguloso que el metacónido. El valle bucal es marcado y penetra en la superfi­cie del diente llegando a contactar con el valle lingual; ésto suele estar más acen­tuado en molares que en premolares, si bien en estadios avanzados de desgaste se observa tanto en uno como en otros. Las dimensiones y parámetros de los dientes inferiores se dan en las tablas, 5, 6, 7, 8 y 9.

125

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HIPSODONTIA

Tanto en dientes superiores como inferiores jóvenes (estado de desgaste germen) se puede obtener el índice de hipsodontia que nos indica la mayor o menor altura de los dientes en los distintos géneros de Hipparion y que consi­deramos un carácter evolutivo importante (Alberdi, 1972, 1974, en prensa, Sen et al. 1978; Forsten, 1981, 1982). En general los premolares son menos hipso­dontos que los molares. Al corresponder esta población a un Hipparion de ta­lla media, la hipsodontia también es media. Como en el resto de los caracteres morfométricos, analizamos este índice conjuntamente para P3 y P4 por un la­do y M1 y M2 por otro, tanto en superiores como en inferiores. Obtenemos dos índices (1 y 2) según utilicemos la longitud mesio-distal en superficie oclu­sal o a 1 cm de la base (Tabla 10). Como se puede observar el índice de hipso­dontia de este Hipparion se sitúa próximo al de las formas de talla media del Turoliense (Consud, Los Mansuetos, Piera, Pikermi) y alguna del Vallesiense como es el caso de H. primigenium melendezi de Los Valles de Fuentidueña (Alberdi, 1974, 1981).

ESQUELETO POSTCRANEAL

El esqueleto postcraneal está prácticamente representado en su totalidad. Los huesos largos, en general, conservan sólo las epífisis, excepto: metacarpo III (Me III) (2 ejemplares enteros), metatarso III (Mt III) (1 ejemplar entero) y una tibia izquierda. Estos corresponden a un Hipparion de talla media no muy robusto, y entran de lleno en la variabilidad que presentan las especies con dichas características, como son H. Concudense (H. c. concudense e H. c. aguirret) de Concud y Los Mansuetos, H. mediterraneum de Piera y algu­nas formas del Vallesiense más pequeñas que las típicas, como es el caso de Hipparion de Los Valles de Fuentidueña (H. p. melendezi Alberdi, 1974, 1981).

Los huesos largos no son gráciles; ello se observa bien en los metápodos, donde el índice de gracilidad es comunmente evaluado, y se detecta un amplio intervalo del mismo (Me III, dos ejemplares con índice de gracilidad (IG) ex­tremo, ver tabla 11 y 12). El mínimo corresponde a una robustez media, simi­lar a las formas turolienses típicas, mientras que el máximo es francamente robusto (IG Me III 12,9-16,5&. Es en las poblaciones de Piera y Pikermi don­de se observa un intervalo del IG muy amplio, similar a éste (tabla 11 y 12). Dermitzakis (1976) analiza una serie de metápodos de Hipparion procedentes de Pikermi (un total de 190) y expone la posibilidad de la existencia de dos especies en dicho yacimiento basándose, precisamente, en esta amplitud del intervalo de las dimensiones de los metápodos. Si bien algunos parámetros se agrupan claramente en dos, el grado de solapamiento es bastante alto en la mayoría. Koufos (1987) estudia en detalle el material de Hipparion de Pikermi y determina dos especies, una grácil, H. mediterraneum, y otra masiva, H. brachypus. En este trabajo no entramos en la discusión de estas dos formas, por exceder de los límites del mismo, y nuestras comparaciones se basan en datos propios (M.T.A.) y en Dermitzakis (1976). Comparando los datos de Hipparion de Piera con estos de Pikermi se infiere que los del primero debe­rían corresponder a la forma más grácil de Pikermi, tanto en talla como en

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gracilidad, si bien Piera también manifiesta un alto grado de variabilidad (ver tablas 11, 12 y 13). En relación a Mt III (2 ejemplares, sólo uno completo) no se puede analizar la variación del 10. En la articulación proximal se observa la pequeña faceta para el cuneiforme, que fue considerada un rasgo primitivo por Pirlot (1956). Alberdi (1972, 1974) observó que es un carácter variable que se presenta siem­pre en mayor o menor proporción aún en formas evolucionadas, y por esto no lo consideramos significativo.

Con respecto al resto del esqueleto postcraneal no se detectan rasgos mor­fológicos significativos que nos puedan ayudar a su evaluación. No obstante reseñamos las dimensiones y parámetros de las piezas más importantes a nivel taxonómico en las tablas 14, 15, 16 y 17, que aportan la documentación exis­tente de las mismas.

Tanto con los parámetros de la dentición como con los del esqueleto post­craneal hemos realizado un análisis estadístico cuantitativo y cualitativo con el fin de evaluar mejor el grado de significación de las diferencias observadas.

Los datos obtenidos, debido a lo reducido de la muestra, sólo se pueden utilizar de manera orientativa en P3-4 y Mh2 superiores e inferiores. Estos per­miten la comparación sólo en el grado de desgaste V (Tables 2, 3, 6 y 8). El análisis de sus parámetros en dichas tablas, tiene la finalidad de poder llevar a cabo posteriores comparaciones con otras poblaciones estudiadas con la misma metodología (Alberdi, 1974, 1981; Koufos, 1987).

DISCUSIÓN

El análisis comparativo de la población de Hipparion de Crevillete se va a establecer con las poblaciones ya conocidas de talla similar, procedentes del Vallesiense: Los Valles de Fuentidueña (Alberdi, 1974, 1981) y del Turoliense: Concud Los Mansuetos, Piera y Pikermi (Alberdi, 1974; Koufos, 1987).

Análisis de la dentición, comparada con las formas Vallesienses

Dentición superior (Cuadro 1, Tablas 1 a 5, Figuras 1 a 6): En base a los datos obtenidos, tanto referentes a la talla como a los carac­

teres morfológicos y al análisis del grado de significación (siguiendo la fórmu­la de Alberdi, 1972, 1974), inferimos en relación a la talla, en términos globa­les, una gran similitud en la dentición del Hipparion de Crevillente con la den­tición del de Los Valles de Fuentidueña (Alberdi, 1981, Tablas 1 a 4, figs. 1 a 6). Sin embargo los caracteres morfológicos de los dientes superiores difie­ren de éstos. Concretamente el pliegue caballino en M1-2 y en los pliegues me­siales de las prefosetas en PP y MM, y en general el intervalo del plegamiento de las fosetas de PP y MM está más desplazado hacia los máximos de Crevi­llente que en Los Valles de Fuentidueña. El porcentaje de confluencia de fose­tasen P2 superior es mucho más elevado en Los Valles de Fuentidueña que en Crevillente (780Jo y 35,7% respectivamente). El protocono es más pequeño en Crevillente y su unión al protolofo es ligeramente menor en proporción pero en un grado de desgaste más joven.

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482

Dentición inferior (Cuadro 1, Tablas 5 a 9): En los dientes inferiores de los Valles de Fuentidueña, el ectostílido puede

observarse esporádicamente como un rudimento en la base, mientras que nun­ca lo encontramos en la forma de Crevillente. El protostílido se presenta en un alto porcentaje, tanto en nuestra población como en Los Valles de Fuenti­dueña, pudiendo estar en Crevillente multiplicado, dato que no se ha observa­do en Los Valles de fuentidueña. Este estílido se encuentra unido al protolofo en Los Falles de Fuentidueña en una proporción muy elevada, observándose tanto en PP como en MM, mientras que en Crevillente sólo se detecta en PP (ejemplo en P 3_4 9,30Jo unidos en Crevillente y 34,6% en Los Valles de Fuen­tidueña (Alberdi, 1981).

Análisis de la dentición, comparada con las formas Turolienses

Dentición superior (Cuadro 1): En relación a las poblaciones del Turoliense, próximas en talla a la forma

que nos ocupa como son las de Concud, Los Mansuetos, Piera y Pikermi, se aprecian diferencias más acusadas respecto a las formas de Teruel que a las formas de Piera y Pikermi. Con referencia a esta última detectamos unas va­riaciones en la talla que parecen más el resultado de las distintas edades de di­chas poblaciones. Las poblaciones representadas en los yacimientos de Piera y Pikermi son más jóvenes que la de Crevillente. Dichas diferencias en las di­mensiones no van acompañadas de las diferencias en los caracteres morfológi­cos, como son: el pliegue caballino, los pliegues de las fosetas, la confluencia de las fosetas, la forma del protocono, así como su unión al protolofo y la forma del hipcono en los dientes superiores, que presentan semejantes distri­buciones o porcentajes en las tres poblaciones discutidas. Dentro de las peque­ñas diferencias entre una y otra, analizadas más arriba, nuestra población se sitúa para unos caracteres más cerca de Piera y para otros de Pikermi (Cuadro 1). Teniendo en cuenta que las diferencias entre la forma de Piera y la de Pi­kermi son mínimas y se deben en parte, a la distinta representación de los res­tos de una y otra población, podemos deducir, en base a los dientes superio­res, que la forma de Crevillente corresponde a la de Piera y Pikermi (Hippa­rion mediterraneum).

Dentición inferior (Cuadro 1): En los dientes inferiores, la discusión es similar, siendo mayores las dife­

rencias de la forma objeto de este estudio con las de Teruel que con las de Pie­ra y Pikermi, tanto en ectostílido, protostílido, pticostílido, etc., como en lo referente a la morfología general del doble lazo metacónido-metastílido (Cua­dro 1).

HIPSODONTIA (Tabla 10)

En relación a la hipsodontia, tanto en dientes superiores como en inferio­res, este índice es próximo al de Los Valles de Fuentidueña, Piera y Pikermi, si bien en los dos últimos sólo disponemos de dientes superiores para su com-

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ESQUELETO POSTCRANEAL (Tablas 11 a 17)

Los restos del esqueleto de la población que nos ocupa, presentan unas diferencias más acusadas con las poblaciones analizadas que la dentición. To­das ellas corresponden a hippariones de talla media. La población de Los Va­lles de Fuentidueña es claramente más pequeña en la talla de todos los huesos analizados, excepto en la longitud de los huesos largos, que es mayor: Me III y Mt III. Su índice de gracilidad fue utilizado para definir H. p. melendezi (Alberdi, 1974, p. 58). En la tabla 11 se obtienen dos IG (1 y 2) según se utili­cen para su cálculo las longitudes 1 ó 2 de los correspondientes metápodos (Eisenmann et al., 1988).

El análisis comparativo de la talla del esqueleto con el resto de las pobla­ciones, detecta una disminución constante de la misma, no demasiado acen­tuada. Su dirección es Piera--+Concud-+Los Mansuetos, excepto la longitud má­xima de Mt III que es mayor en Concud. A su vez las poblaciones de Hippa­rion de Piera y Pikermi presentan diferencias entre sí (al igual que se observa en la dentición), pero éstas son debidas a la distinta representatividad cualita­tiva y cuantitativa de los restos. Analizando las diferencias y semejanzas del esqueleto postcraneal de las poblaciones de Crevillente, Piera y Pikermi (prin­cipalmente Me III, Mt III, astrágalo, calcáneo y l. a y 2. a falange del dedo III de los cuáles disponemos material fósil suficiente en las tres localidades), inferimos que la población de Crevillente es muy próxima a Piera y Pikermi (ver tablas 11 a 17 de este trabajo y comparar con Alberdi, 1972, 1974). Como en el caso de la dentición, al realizar un análisis detallado de ellas, observamos que en unos caracteres nuestra población de estudio es más próxima a Piera y en otros a Pikermi, dependiendo de la distinta representatividad de una y otra. Por ejemplo, en el caso de los Me 111 de Crevillente, el índice de gracili­dad manifiesta el mismo intervalo que los de Pikermi, mientras que con res­pecto a Piera, éste intervalo es mucho mayor (ver tabla 11). En un futuro, si se obtiene una representación más numerosa de los metápodos de Crevillente, podremos evaluar mejor la variabilidad e incluso inferir las condiciones del medio donde vivían estos animales (Eisenmann et Guerin, 1984).

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CONCLUSIONES

El análisis de la morfometría y morfología de la población de Hipparion de Crevillente indica la semejanza de esta forma con Piera y Pikermi (ya de­tectada por Alberdi, 1974), sin entrar en la discusión de las dos formas de.Hip­parion de Pikermi (Koufos, 1987). Se ha realizado su comparación con las for­mas similares en talla del Turoliense de Europa (Concud, Los Mansuetos, Pie­ra y Pikermi. Ver Alberdi, 1974; Dermitzakis, 1976; y datos propios), tanto en lo referente a los caracteres de la dentición como del esqueleto postcraneal.

Situamos a nivel taxonómico estos restos como Hipparion mediterraneum Roth & W agner. Esta representa la segunda cita de H. mediterraneum en la Península Ibérica. Curiosamente esta especie se encuentra sólo en el entorno mediterráneo donde parece ser un inmigrante oriental, que no consigue aden­trarse en la Península, lo que confirma la hipótesis de Alberdi (1974, p. 131) sobre la expansión de H. mediterraneum desde el Penedés hacia el sur, en lo referente a esta área.

Debido a que Hipparion es un género significativo a nivel bioestratigráfi­co (Alberdi, 1972, 1974, en prensa; Gabunya, 1975; Sen et al. 1978; Forsten, 1980; Alberdi y Morales, 1981, entre otros) la presencia de Hipparion medite­rraneum en el yacimiento de Crevillente permite situar esta fauna en el Turo­liense inferior y relacionarla con las faunas de Piera (Penedés, España) y Pi­kermi (Grecia).

Basándonos en la síntesis realizada recientemente por Alberdi (en prensa) éste se incluiría en el Morfotipo 2 de amplia distribución en el Turoliense de Eurasia y África.·

AGRADECIMIENTOS

Queremos agradecer a D. Daniel Fenoll Maciá, dueño del terreno, por las facilidades que nos ha dado en todo momento para la realización de las excavaciones.

A los señores D. Pedro Mora Morote, D. José Ramón Juan Sala y D. Manuel lñesta Alcolea, la cesión desinteresada de gran parte del material aquí estudiado.

Al Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, en cuyos Laboratorios se realizaron los dis­tintos tratamientos del material: la restauración, por Dña. Blanca Gómez Alonso y Dña. Paloma Gutiérrez del Solar; y las fotografías, por Mariano Bautista. El Sr. José Arroyo elaboró los dibu­jos y Dña. M. a Teresa Montero mecanografió el texto.

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