El registro Messiniense de la isla de Mallorca (archipiélago Balear, Mediterráneo occidental). Revisión e interpretación.

The Messinian record of the Majorca island (Balearic archipelago, Western Mediterranean). Review and interpretation

B. Morey¹

¹Doctorat en Història, Història de l’Art i Geografia. Departamento de Geografía. Universitat Illes Balears. Cra de Valldemossa Km. 7’5. Palma (Illes Balears) E-07122 Spain. Email: bernatmoreycolomar@yahoo.es. ORCID ID: http://orcid.org/0000-0003-0371-6146

IntroducciónTOP

La isla de Mallorca es la mayor zona emergida del archipiélago balear o prolongación de las Sierras Béticas hacia el centro del Mediterráneo occidental (Fallot, 1922; Gelabert, 1997; Fig. 1) La isla es una combinación de horsts, plataformas miocenas y grabens rellenos de materiales postectónicos y estructurados por la orogenia alpina.

El registro postectónico de la isla abarca desde el Serravalliense hasta la actualidad (Gelabert, 1997; Morey, 2016a) Para las plataformas miocenas postectónicas (un tercio de la superficie emergida de la isla, Fig. 1) se desconocen estudios que individualicen un registro postortoniense anterior al cierre de la comunicación atlántica semejante el documentado en buena parte del Mediterráneo occidental (Montenat, 1990; Tent Manclús, 2003; Hilgen et al., 2000; Krijgsman et al., 1994, 1999; Van Assen et al., 2006; Corbí et al., 2016) Ello se debe tanto a la falta de bioindicadores planctónicos (registro muy litoral; Mateu, 1982; Álvaro et al., 1984; Simó & Ramón, 1986) como a la falta de más estudios cronoestratigráficos (Robledo, 2005).

A nivel global el Tortoniense finaliza con un enfriamiento climático y regresión marina asociada (Haq et al., 1987; Aguirre, 2003; Agustí et al., 2006; Van Couvering et al., 2006; Tent Manclús et al., 2008; Le Roux, 2012) La transgresión marina posterior, ya messiniense, se significa en aguas mediterráneas con la entrada de foraminíferos planctónicos como Globorotalia miotumida (Jenkins), Globorotalia mediterranea (Catalano & Sprovieri) o Globorotalia conomiozea (Kenett) (Hilgen et al., 2000; Sierro et al., 1993; Krijgsman et al., 1994; Corbí, 2010; 2017; Corbí & Soria, 2016).

Los trabajos de catalogación y caracterización llevados a cabo en el patrimonio Paleontológico de Mallorca documentan un significativo registro litoral-mareal entre los ciclos restringidos finitortoniense y finimessiniense (Morey & Mas, 2009; Morey 2016b) En base a este registro, considerado messiniense, se pretende (objetivos):

Contexto geológico para el postectónico de MallorcaTOP

La isla de Mallorca es la parte menos distendida del arco balear (Giménez et al., 2007) El período distensivo actual se inicia en el Serravalliense (13-11Ma) y se manifiesta con fallas y fracturas que afectan tanto a la estructura alpina como a las plataformas tortomessinienses adosadas al relieve emergido (Pomar et al., 1983; Benedicto, 1994; Silva et al., 2005; Morey; 2016a y b) En estas plataformas se documentan complejos arrecifales y carbonatados que por situación pueden ser tanto tortonienses como messinienses (Pomar et al., 1983; Pomar & Ward, 1991; 1994; Morey, 2016b).

La crisis finimessiniense con regresión marina asociada (Cierre Corredor Bético-6.18 Ma. Cierre definitivo-5. 99 Ma. Pérez Asensio et al., 2012. Krijgsman et al., 1999) se manifiesta en el registro estudiado con sedimentación de carácter restringido y facies Lagomare (Morey & Mas, 2009; Morey & Forteza, 2015; Mas, 2015) El registro tortomessiniense estudiado se observa en parte superado por la transgresión marina pliocena y fosilizado por sistemas dunares, playas y aluviones pliocenos y cuaternarios (Cuerda, 1987; Morey, 2008; Morey 2016a).

Materiales y métodosTOP

La catalogación del patrimonio Paleontológico de Mallorca ha supuesto la batida sistemática de los 3600 Km2 de la isla (5 recorridos/ Km2 entre 2006 y 2016) a partir de los mapas Topográficos Nacionales 1: 25000 y de los mapas geológicos del proyecto MAGNA 1:50.000.

Las coordenadas y altura para cada LIP (Palaeontological Site; Morey 2016a y b) se fijan con los modelos GPS Garmin eTrex Summit HC, Topo España V.3.0, BCN 1:25.0000 y modelo MDT25-Datum Eur. 1950 y programas Google Earth-QUICKBIRD y IDEIB. http:/ideib.Caib.es/visualitzador.jsp. (Fig. 1; Tabla 1).

Se seleccionan los LIPs y perfiles estratigráficos con registros comprendidos entre la superficie erosiva con la que finaliza el Complejo Arrecifal Tortoniense y el inicio de la transgresión marina Pliocena (Pomar et al., 1983; Fornós, 1983; Pomar, 1991; Pomar & Ward, 1991; 1994; Robledo, 2005; Morey & Mas, 2009; Mas, 2015; Morey, 2011; 2016a y b. Fig. 2) A continuación estos se describen de forma sintética y ordenada.

La identificación de las distintas unidades estratigráficas se realiza a partir los estudios de Pomar et al. (1983), Fornós (1983), Álvaro et al. (1984) o Simó & Ramón (1986).

La correlación entre paleofacies (ver Tabla 2) se aborda desde la integración de estas en secuencias de depósito donde el Sintema o ciclo estratigráfico básico se entiende como cuerpo rocoso limitado por discontinuidades significativas a nivel regional (Chang, 1975; Salvador, 1984; Tent Manclús, 2003) Este sistema de correlación es similar al aplicado en registros mediterráneos coetáneos y a priori semejantes (Mioplioceno italiano, Rovieri et al., 2001; Neógeno de la cuenca del Segura, Tent Manclús, 2003; Corbí, 2010; 2017; Corbí et al., 2016).

La ordenación estratigráfica propuesta se observa o propone coherente con la interpretación faunística y paleoambiental realizada en base a los estudios de Mateu (1982), Anadón (1989), Levy (1984), Lacour et al. (2002), Guerra Merchán et al. (2008), Cuerda (1987), Corbí & Soria (2016) o Corbí (2017) entre otros.

El registro estudiado se adapta a los modelos glacioeustáticos propuestos a nivel global y para el Messiniense mediterráneo por Haq et al. (1987), Krijgsman et al. (1994, 1999), Hilgen et al. (2000) o Le Roux, (2012).

Resultados. Descripción sintética de los perfiles estratigráficosTOP

Cuenca de Palma. Perfiles de Bellver, Ardiaca y Porto PiTOP

BellverTOP

467336-4374596. 100-140 m. Fig. 3.

a) 34m. Limolitas masivas beiges con Globigerinoides obliquus (Bolli) Tortoniense.

b) 6m. Margas ocres con grandes ostreidos (Crassostrea sp.) y aluviones rosados.

c) 70cm. Calcarenita-lumaquela de gasterópodos (Turritela sp.) y Borelis melo (Fichter & Moll).

ArdiacaTOP

(468838-4382368. 25m) Según Mas & Fornós (2012) Fig. 4.

a) Calizas arrecifales (9m visibles) con Porites sp. y Tarbellastraea sp.

b) 2-3m. Margas ocres bioturbadas con restos de pectínidos (Fm. Margas Bonanova).

c) 1-2m. Calcarenitas y oolitas. (Fm. Calizas Santanyí).

d) 1m. Calizas oscuras/negras recristalizadas. (Fm. Calizas Pont d´Inca).

e) Margas planctónicas beige con Globorotalia sp. Plioceno.

Porto Pi-Caló dels GrellsTOP

467453-4377520. Según Fornós et al. (1991) y el trabajo de campo se observan:

a) 2m. Bioconstrucción arrecifal coronada por estromatolitos-superficie erosiva. Fig. 5

b) 10m. Calcarenitas, calcilutitas y calciciltitas blanco amarillas bioturbadas con fauna marina infracircalitoral (Ostrea sp., Pecten sp. Fig. 5) Facies Fan delta.

c y d) Ritmita de conglomerados, limos rosados, arcillas y margas con ostreidos.

e) 4-2m. Calizas oolíticas.

f) Sistemas dunares pleistocenos.

Porto Pi-Entrada y faroTOP

469053-4337523. 0-15m. Perfil inédito (Fig. 5).

a) 4 m. Brechas, limos y bioconstrucciones arrecifales. Restos de rodófitos y balánidos.

b) 2-3m. Calcarenitas y calizas estromatolíticas con laminación planar. Margas blancas con cerítidos y cardítidos (1-2m).

c) 2m. Bioconstrucción-arrecife de poliquetos.

d) 2-4m. Caliza oolítica dura sin macrofósiles.

e) 3-5m. Calizas diagenizadas recristalizadas oscuras. Fm. Calizas Pont d´Inca.

f) Sistemas dunares pleistocenos.

Antiforme de Son SeguíTOP

Registro de final de cuenca (Benedicto, 1994) referente para el finimioceno de la isla (Morey, 2013. Fig. 6; Fig 7) Se describen los perfiles de Son Sineu-Ermita, Rafal y Son Tano (Morey & Mas, 2009; Morey & Forteza, 2015).

Son Sineu (4853004-4388200. 210m) -Ermita (4850004-4385750. 325m)TOP

a) 2m. Margas y arcillas blanco-grises con Pecten praescabrisculus (Kilian).

b) 10m. Margas y calizas blancas con Cardium sp. Domos estromatolíticos cilíndricos y métricos con ripples de corriente.

c) 1-1.5m. Bioconstrucción de serpúlidos, vermétidos y ostreidos.

d) 1.5-3m. Caliza oolítica cementada. Moldes de moluscos mesoinfralitorales como Turritela sp., Conus mercatii (Brocchi) o Anadara diluviani (Lamarck).

e) 2-5m. Calcarenita-lumaquela de cardítidos juveniles.

f) 1-2m. Trottoir-concentración de vermétidos.

g) 2-3m. Domos estromatolíticos laminados (estructura planar) Lutitas blancas y grietas de desecación.

h) 50cm. Lumaquela de pectínidos, tellínidos y abundantes ostreidos bien conservados.

i) 10-50cm. Lutitas laminares duras con moldes de milimétricos hidróbidos, bitínidos y raros cerítidos (Potamides sp.) y cardítidos.

j) 20-30cm. Lutita compacta. Lumaquela de Cardium sp. con valvas unidas -ambiente de baja energía- y cerítidos litorales (Tympanotonos, Potamides sp.).

Son Tano (485460-4389500. 220-310m)TOP

g/h) 10-15m. Margas blancas y domos estromatolíticos con restos de yeso selenítico, cardítidos y cerítidos mal conservados.

i/j) 1m. Calizas negras densas diagenizadas y recristalizadas. Calizas Pont d´Inca.

k) 5-10cm. Concentración de ostreidos (Ostrea edulis. Linnaeus) extrapolable a h-Son Seguí.

Son Sineu-RafalTOP

220 m. Registro buzado 30º continuando los perfiles anteriores.

k) 2-3m. Margas blancas y lumaquela de cerítidos bien conservados.

l) 2m. Calizas estromatolíticas laminadas.

m) 50cm. Conglomerados con cantos calcáreos y de sílex de matriz lutítica gris-verdosa (materia orgánica) Moldes de moluscos en mal estado de conservación (uniónidos. Congeria sp. Fig 7) Superficie erosiva.

n) 50-15cm. Margas y lutitas lacustres blancas y grises (2 niveles) caráceas, ostrácodos (Cyprideis torosa. Jones), foraminíferos bentónicos (Elphidium sp., Ammonia sp.) y moldes de moluscos (Scutellastra sp. Limnocardium sp. Fig. 7) Facies Lagomare.

-. Superficie erosiva.

ñ) 15m. Margas amarillas bioturbadas con Amusium sp. y foraminíferos planctónicos.

Plataforma carbonato arrecifal de LlucmajorTOP

Sureste de la isla (Fig. 1), 0-100m., Perfiles de Cap Blanc y Morería-Ses Olles (Fig. 8).

Cap Blanc (488800-4782000)-Cala Pi. (48820-4357200)TOP

Sector de Cap Blanc de Pomar & Ward (1991) Sector de Cala Pi (Unidad carbonatada-Complejo Terminal) de Simó & Ramón (1986) y observación propia.

a) 60m. Complejo arrecifal. Calcilutitas y margas con Heterostegina sp., rodófitos y Halimeda sp. Facies arrecifales.

b) 5-10m. Facies de Complejo Terminal. Lagoon, calcarenitas y oolitas. (A. Fig. 8).

c) 30m. Dunas y playas pliocenas y pleistocenas.

Morería-Ses OllesTOP

Perfil descrito de forma parcial por Simo & Ramon (1986) y Mas & Fornós (2012). Interpretación propia (477800 -4782000 -70 m).

a) 10-12m Calcilutitas y margas beiges con Heterostegina sp. Amusium sp.

b) 5-10m. Caliza algales con rodófitos y Halimeda sp.

c) Lutitas y margas blancas con cerítidos y cardítidos. Calcilutitas amarillas con pectínidos y equínidos.

d) 5m. Superficie erosiva. Facies estromatolíticas. Calizas Pont d´Inca.

e) 50cm. Facies Lagomare con Limnocardium sp. (Fig. 8).

f) 10m. Margas con foraminíferos planctónicos y Amusium sp.

g) 20m. Playas de cantos rodados y dunas pliocenas y cuaternarias.

Cuenca de CamposTOP

Subsidente de las plataformas de Llucmajor y Porreres (Morey, 2011). Perfil del litoral de Sa Ràpita continuado en el interior (Serralt, Fig. 9, 0-25m).

Sa Ràpita-AmaradorTOP

Según Morey (2011). Fig. 9 A y B (0-25m).

a) 2-3m. Calcarenitas con laminación estromatolítica planar y moldes de lamelibranquios. Paleokarst. Superficie erosiva-discordancia T/M.

b) 30cm. Limos y margocalcáreas verdes (Fig. 9A) con moldes de Tellina sp.

cd) 3-4m. Calizas oolíticas con estratificación cruzada, restos estromatolíticos y superficie erosiva. Discontinuidad finimessiniense.

SerraltTOP

436300-4999500. Según Mas & Fornós (2006) y Morey (2011), Fig. 9C.

d) 3-5m. Calizas negras recristalizadas y diagenizadas. Fm. Calizas Pont d´Inca. Restos de margas blancas y ocres con cerítidos mal conservados.

e) 4-5m. Margas grises con ostreidos, ostrácodos y foraminíferos bentónicos. Plioceno.

Plataforma de LlevantTOP

Sector sur y central estudiado por Fornós (1983) y Robledo (2005), (300Km2, 0-35m) Fig. 1. Perfil propio ordenado incluyendo localidades repartidas en los sectores no estudiados (Coordenadas Tabla 1, Fig. 10):

a) 2-11m. Facies arrecifales (talud y frente arrecifal. Robledo, 2005) con Porites sp. y rodofíceas (Lithothamnium sp.). Ritmitas de limos rojos y calcarenitas.

b) 2m. Conglomerados, brechas de matriz calcarenítica y rudstone de moluscos (ostreidos), equinodermos (Scutella sp.) y Borelis melo (Fichter & Moll).

Superficie erosiva.

c) y d) 3-4m. Calciciltitas bioturbadas con grandes ostreidos. Concentraciones de pequeños ostreidos o cerítidos (5-10cm) Limos y arcillas verdes. Fig. 10.

e) 5-3m. Calcarenitas con rizoconcreciones y Saccostrea sp.

f) 3-7m. Facies estromatolíticas de estructura -planar y columnar. Oncolitos.

g) 15m. Calcarenitas marinas con estratificación cruzada. Grainstone oolítico blanco (sand shoal) muy pobre en microfósiles. Sedimentación litoral mareal.

h) i) 7-10m. Unidad estromatolítica. Ostrácodos y miliólidos. Ritmitas de limos rojos y calcarenitas con Conus mercatii (Brocchi) y Anadara diluviani (Lamarck).

j) 3-5m. Calizas micríticas negras, densas, diagenizadas y recristalizadas con sílex.

Mioceno centralTOP

Perfil propio a partir de las localidades de Sineu-SI. (145m), Ruberts-RU. Costes Son Palou-CSP, Ca´s General-G y Sencelles-Terrer Blanc-TB (Coordenadas. Tabla 1) Sobre las calcarenitas mesoinfralitorales con Borelis melo (Fichter & Moll) del Tortoniense de Sineu o Pina (Pomar et al., 1983; Morey, 2016a y b. Fig. 11 y 12) se observan:

a) 2m. Margas y arcillas blancas y rosadas (RU).

b) 2-3m Concentración de ostreidos (Ostrea edulis. Linnaeus) de matriz calcarenítica brechada y margosa blanca beige y con Borelis melo (Fichter & Moll) (RU. SI).

c) 1-2m. Calcarenitas duras cimentadas con moldes de moluscos balánidos, tellínidos, cerítidos y escasos Conus sp. y Turritela sp. RU. SI.

d) 1-2m, Margas y arcillas ocres y blancas con cardítidos y cerítidos (1-2m) CSP. Se.

e) 2m. Domos estromatolíticos métricos. Calcárea oolítica. CSP. TB.G. Discontinuidad/superficie erosiva M. Margas ocres, arcillas verdes y aluviones-limos rojos continentales (50cm) CSP. TB.

f) 2m. Calizas negras recristalizadas (Fm. Pont d´Inca) CSP. TB.G. TB.

g) m) 50cm. Facies Lagomare o similares. Margas y calcilutitas beiges con Amusium sp. y foraminíferos planctónicos. G. TB.

Paleoambientes documentadosTOP

A continuación, se detallan los paleoambientes documentados, ordenados desde hemipelágicos hasta terrestres:

a) Registros plantónicos hemipelágicos de salinidad normal con Globigerina mediterránea (Catalano & Sprovieri) (Mateu, 1982).

b) Registros infralitorales. Margas y calcilutitas con cerítidos y pequeños ostreidos como Ostrea edulis (Linnaeus) o Neopicnodonte navicularis (Bracchi) Depósitos de abanico externo o plataformas rocosas infralitorales (Jiménez et al., 1991; Rivas et al., 1999; Lacour et al., 2002).

c) Registro mesoinfralitoral de salinidad -normal. Foraminíferos bentónicos (Amphistegina sp. Nonion sp.), acumulaciones de algas Halimeda sp., vermétidos, corales y moluscos (Conus sp., Persitistrombus sp. Cuerda, 1987; Morey, 2008).

d) Registro mesoinfralitoral de plataforma interna con concentración de nutrientes. Acumulaciones de ostreidos (Jiménez et al., 1991; Brasier, 1980).

e) Registro de costa baja-lagoom litoral propio de llanuras mareales. Facies de manglar (con aportación de agua dulce) y estromatolíticas (salobrares con influencia marina).

f) Registros sujetos a grandes cambios de salinidad (Cardium sp. Levy, 1984; Concentraciones de hidróbidos y cardítidos. Morey & Forteza, 2015) o de transito marino-continental con Ammonia sp., Elphidium sp., ostrácodos (Cyprideis sp., Loxoconcha sp.) y gasterópodos (Potamides sp., Tympanotonos. Fig. 7).

g) Registros brakish-oligohalinos con ostrácodos y fauna de moluscos singular (facies Lagomare. Congeria sp., Scutellastra longicosta (Lamarck), Limnocardium sp., Melanoides sp., Melanopsis sp. Morey & Mas, 2009; Morey & Forteza, 2015. Fig. 7).

h) Lagunas interiores hipohalinas con diatomitas de sílex y oncolitos.

DiscusiónTOP

Interpretación estratigráficaTOP

El Messiniense marino mediterráneo presenta dos ciclos sedimentarios principales (Van Assen et al., 2006; Montenat, 1990; Tent Manclús, 2003; Corbí, 2010; 2017; Corbí et al., 2016):

En el registro de Mallorca aparece un tercer Sintema o MIII-Lagomare no siempre presente en todos los registros. Se analiza y justifica cada Sintema.

Sintema MI. Transgresión marina messiniense y ciclo bentónico-litoral (Fig 13)TOP

La transgresión marina messiniense se expresa en aguas mediterráneas con la entrada de foraminíferos planctónicos como Globorotalia miotumida (Jenkins) o Globorotalia. Mediterránea (Catalano & Sprovieri) (Hilgen et al., 2000; Sierro et al., 1993; Krijgsman et al., 1994; Corbí & Soria, 2016).

En el Mioceno de Mallorca Mateu (1982) documenta la entrada de Globorotalia mediterranea (Catalano & Sprovieri) en sondeo (Albufera) sobre los – 230m. bajo 5m de evaporitas azoicas con yeso y 25m (de -183m. a -158m.) de margas planctónicas con Globorotalia margaritae (Bolli & Bermúdez) correspondientes ya a la transgresión marina pliocena.

Colom (1985) para la cuenca de Palma (Sondeos 22 y 40) sitúa un episodio con Globorotalia mediterranea (Catalano & Sprovieri) sobre molasas con Borelis melo (Fichter & Moll) -Tortoniense-y margas grises sapropélicas con yesos todo bajo nuevas evaporitas finimessinienses. Sin embargo, este ciclo litoral-mareal entre dos ciclos restringidos post tortonienses no se manifiesta siempre ni lo hace de igual manera. Tampoco Corbí (2010) en la cuenca del Segura o Martínez del Olmo (2012) en el Golfo de Valencia diferencian siempre registros litorales de salinidad normal sobre superficie erosiva T/M. Ello puede ser debido al hecho de solaparse los hitos restringidos finitortoniense y messinienses debido a erosión o a la no deposición del ciclo litoral intermedio Messiniense I.

En el registro de Mallorca y según influencia del orógeno alpino se identifican en este estudio hasta 4 secuencias sedimentarias (MIa. MIb. MIc. MId) entre los hitos restringidos fini tortoniense (T/M) y pre plioceno o finimessinense (MSC).

MIa. Registro con clara influencia torrencial y poca influencia marina. Grabens de Alcúdia y Palma (Mateu, 1982; Colom, 1985).

MIb. Complejo Terminal-Fm. Calizas de Santanyí (Porto Pi, Plataforma de Llevant, Son Seguí. Pomar et al., 1983; Fornós & Pomar, 1982; 1983; Morey & Forteza, 2015) Secuencia mayoritaria en el registro mallorquín y extrapolable a la propuesta de Montenat (1990) para el Messiniense marino de la Península Ibérica al comprender:

Este registro litoral mareal (sedimentación grano decreciente, exposición subaérea, bipolaridad de corrientes, fauna mesolitoral abundante y poco diversa. Pomar et al., 1983; Fornós, 1983; Fornós & Pomar, 1983) argumenta la interpretación de Pomar et al. (1983), Simó & Ramón (1986) o Morey (2016b) que contemplan estas facies como anteriores al cierre de la comunicación atlántica (crisis de salinidad) frente a la propuesta de Mas & Fornós (2012) o Mas (2015) que las contemplan coetáneas a la crisis. Ello es debido a:

MIc. Fm. Margas Bonanova. (Pomar et al., 1983) Margas beiges bioturbadas entre ritmitas de conglomerados y limos con fauna infracircalitoral (ostreidos, pectínidos. Fig. 5) Registro propio de zonas distendidas de la plataforma carbonato arrecifal con importante aportación continental (Bellver, Porto Pi-Caló dels Grells. Fig. 3. Fig. 5).

La unidad evoluciona a construcciones de -serpúlidos, oolitas (Calizas de Santanyí. Fig. 5; Fig. 10) y nuevas formaciones estromatolíticas. Esta secuencia es similar a la documentada en el registro messiniense de Melilla (Van Assen et al., 2006. Complejo carbonatico marginal) allí con ritmita de margas y diatomitas, arrecifes de Halimeda sp. y Porites sp. (6. 64-6. 58Ma) y registro restringido (6. 58-5. 96 Ma).

También Martín et al. (1999) para la Cuenca de Sorbas o Corbí (2010) y Corbí et al. (2006) en la cuenca del Segura documentan un registro similar (Fm. Calizas la Virgen) con:

Esta unidad se interpreta bien como pulsación regresiva en áreas de influencia terrígena marginal (aún fosilizada por vermétidos y oolitas. Porto Pi. Pomar et al., 1983. Fig. 5) bien como respuesta a la crisis de salinidad messiniense-MSC (Mas & Fornós, 2012; Mas, 2015) Estas distintas interpretaciones pueden sobrevenir al confundirse los registros de las regresiones marinas finitortoniense y finimessiniense. La diferenciación entre estas y los ciclos transgresivos asociados (interpretados messiniense y plioceno) se observa en los registros de Son Seguí (Fig. 7), Costes Son Palou (Fig. 11), Porto Pi (Fig. 5) y en los sondeos 22 y 40 de Colom (1985).

En Porto Pi-Caló dels Grells resulta difícil contemplar esta unidad como respuesta a la MSC al mostrar un registro marino infralitoral claro con Pecten sp. y Neopicnodonte navicularis (Bracchi) bajo calizas oolíticas mareales y nueva unidad estromatolítica-Calizas Pont d´Inca ya finimessiniense (Fig. 5).

En el registro de Bellver por el contrario esta unidad (Fm. Margas Bonanova. Pomar et al., 1983) parece reflejar la regresión T/M (limos y conglomerados sobre registro tortoniense) y la posterior transgresión marina messiniense (ostreidos. Unidad de cerítidos y turritélidos. Fig. 3).

Md. Calcarenitas y margas blancas y ocres con ostreidos, moldes de cardítidos y cerítidos. Registro propio del centro-norte de la isla (Costes Son Palou, Ruberts, Sencelles. Fig. 11) observado entre facies mesoinfralitorales tortonienses (Borelis melo (Fichter & Moll), Lithothamnium sp. y potentes unidades estromatolíticas (Calizas Pont d’Inca. Fornós, 1983; Morey & Mas, 2009) Registro extrapolable a Mc con importante aportación sedimentaria procedente de los relieves emergidos (facies proximales).

Sintemas MII y MIII. Crisis de Salinidad Messiniense (MSC)TOP

El complejo carbonato-arrecifal de Cap Blanc finaliza bruscamente cerca de los 6 Ma (Pomar, 2012) coincidiendo con el cierre de la comunicación atlántica (Krijgsman et al., 1994; Pérez Asensio et al., 2012) Este conjunto coralino de Cap Blanc se observa en la cercana Cala Pi coronado por una unidad carbonatada (Simó & Ramón, 1986. Fig. 8) Pomar (2012) no aclara si su datación (6 Ma) corresponde a la unidad carbonatada o a otra unidad coralina (¿inferior o coetánea?).

En todo el registro estudiado las primeras superficies erosivas tras el ciclo litoral mareal-MI se sitúan sobre el conjunto oolítico. (Calizas Pont d´Inca. García Yagüe & Muntaner, 1968; Pomar et al., 1983; Fornós, 1983; Fornós et al., 1991; Mas, 2015).

La secuencia finimessiniense más completa se puede seguir en el Antiforme de Son Seguí (Morey & Mas, 2009; Morey & Forteza, 2015; Morey 2013. Fig. 6. Fig. 7).

En el perfil de Son Sineu sobre estromatolitos tubulares, calcarenitas y oolitas con Conus mercatii (Brocchi), Anadara diluviani (Lamarck) y arrecifes de vermétidos y pequeños cardítidos (sedimentación mareal extrapolable a Porto Pi I. Fig. 5) se observan estromatolitos planares, grietas de desecación y superficie erosiva con diatomitas laminadas lagunares y calizas recristalizadas. El registro sigue con lagoon hipersalino con acumulación de hidróbidos, Cardium sp. y Tympanotonos (Fig. 7) El conjunto se combina (posición no clara) con concentraciones de ostreidos, margas blancas con cerítidos y episodio brackish con fauna paratethyana (ciclo Lagomare. Fig. 7).

El ciclo restringido termina con conglomerados en matriz dura gris-verdosa y nueva fauna paratethyana (Fig. 6; Fig. 7)-superficie erosiva-y posterior registro referente para la transgresión marina Pliocena (Morey & Mas, 2009; Morey 2016b).

Este registro finimessiniense de Son Seguí se puede definir siguiendo las propuestas de Krijgsman et al. (1999) o del CIESM (2008) como un registro de cuenca marginal al comprender facies de predesecación y desecación, facies lagunares autóctonas y registro litoral-Lagomare-Sintema MIII bajo nueva superficie erosiva y el claro registro de la transgresión marina pliocena (Morey & Mas, 2009).

Nomenclatura. Propuesta de revisiónTOP

Siguiendo las recomendaciones de la International Subcommission on Stratigraphic Classification (ISSC) y de la International Union of Geological Sciences (IUGS. Salvador, 1994) se mantiene la nomenclatura Fm. Calizas de Santanyí/ Fm. Margas de la Bonanova (Pomar et al., 1983) para el Sintema MI-Messiniense I (facies litorales mareales entre los episodios regresivos T/M y MSC. Localidades tipo. Porto Pi y Cala Santanyí (Fig. 5; Fig. 10).

Para el Sintema MII se mantiene el nombre de Fm. Calizas Pont d’Inca a partir de los registros referentes de Porto Pi y Rafal-Son Seguí (Fig. 5; Fig. 7).

Para el Sintema MIII se propone el nombre de Fm. Margas y conglomerados de Rafal-Son Seguí frente a la propuesta de Mas (2013)-Fm. Ses Olles al ser el registro de Rafal-Son Seguí más completo, claro, rico en fauna y por consiguiente más informativo (Morey & Forteza, 2015; Morey 2016a y b).

Interpretación paleoambientalTOP

Los registros plantónicos de salinidad normal sólo se documentan en los grabens (Mateu, 1982; Colom, 1985). En superficie su posición es ocupada por ambientes infra-circalitorales con cerítidos y pequeños ostreidos como Ostrea edulis (Linnaeus). Estos paleoambientes se observan a continuación de la superficie erosiva T/M (Messiniense-MI. Bellver, Porto Pi, Morería, Cala Santanyí, Sineu. Fig. 3; Fig. 5; Fig. 8. Fig. 10. Fig. 11) o bien sobre registro finimessiniense (Lagomare. Plioceno I. Son Seguí. Fig. 7). En cada caso significan transgresión marina.

El registro messiniense continua con registros litorales de plataforma interna e influencia continental (turbidez) y concentraciones de ostreidos típicas de estos ambientes como definen Jiménez et al. (1991), Lacour et al. (2002) o Brasier (1980).

En la mayoría de los perfiles (Fig. 10; Fig. 11) se observa una evolución hacia ambientes mesoinfralitorales de salinidad normal (manglar) o de lagoon tropical (estromatolitos).

Los manglares post superficie erosiva T/M (considerados messinienses en este estudio) se diferencian de los considerados Tortonienses (facies arrecifales internas. Pomar et al., 1983; Pomar & Ward, 1991) en que se los considerados messinienses se observan estratificados, sin restos de corales (o con fragmentos muy rodados. Robledo, 2015) y con abundancia de rizoconcreciones y moldes de cardítidos y tellínidos.

Las facies estromatolíticas finitortonienses muestran morfologías tubulares Tipo LLH-S, o SH propias de ambientes de alta energía (Logan et al., 1964; Arenas & Pomar, 2010. Fig. 5. Fig. 7. Fig. 12) mientras los estromatolitos finimessinienses-MII muestran morfologías planares (sin influencia mareal) con abundantes grietas de desecación y fauna propia de registros salobres o sujetos a grandes cambios de salinidad como foraminíferos bentónicos (Elphidium sp. Ammonia sp. Bagkley, 2000; Goubert et al., 2001), ostrácodos y moluscos (Potamides sp. Cardium sp. Fig. 7. Fig. 12) Estos paleoambientes se combinan con otros típicos de lagunas litorales hipohalinas o más proximales con hidróbidos, bitínidos y niveles de sílex (Morey & Mas, 2009; Morey & Forteza, 2015. MII. Fig. 7).

Los moldes de hidróbidos documentados (Fig. 7) son de morfología similar a los citados por Royo (1922) o Jodot (1954) para los lagos y ambientes marinos continentalizados del cenozoico de la Península Ibérica y de la cuenca del Ródano.

Los gasterópodos Potamides sp. o los Tympanotonos (Fig.7. MII) son propios de estuario o de lagoon hipersalino (Anadón, 1989; Plaziart, 1982) mientras Cerastoderma glaucum (Brugière) ocupa registros de agua más dulces (mar Báltico) o muy saladas (Levy, 1984).

El tercer ciclo messiniense-MIII-Lagomare se significa con registros brackish-oligohalinos con ostrácodos y fauna de moluscos singular (Congeria sp., Scutellastra sp., Limnocardium sp. etc. Morey & Mas, 2009; Morey & Forteza, 2015. Fig. 7).

De la existencia de facies coralinas y de alga Halimeda sp. messiniensesTOP

En el Messiniense del Mediterráneo occidental se citan frecuentes arrecifes de corales y de alga Halimeda sp. (Esteban & Giner, 1980; Dabrío et al., 1981; Santisteban et al., 1992; Braga & Martín, 1996; Martín et al., 1999; Bosellini et al., 2001; Braga et al., 2009; Corbí, 2010; Martínez del Olmo, 2012) En el registro mallorquín en caso de existir nunca se han diferenciado de sus homólogos tortonienses.

En el perfil de Morería las facies con Halimeda sp. se sitúan justo por debajo del registro finimessiniense (Fig. 8) mientras en la plataforma de Llevant (Fig. 10) las facies coralinas alternan con facies del Complejo Terminal (Fornós, 1983; Robledo, 2005) La mayoría de estas facies (últimas facies del registro. Fig. 10) podrían ser messinienses por posición estratigráfica.

Otros fragmentos arrecifales y las molasas blancas del norte de la isla (Muro, Ariany) se citan propias de plataforma interna messiniense (Barnolas, 1991) pero no se observan corales en registros similares como Porto Pi o Son Seguí. Si se observan en Ardiaca (Fig. 4) por debajo de un MI poco potente y un ciclo MII claro. Tampoco se documenta con claridad que facies de Cap Blanc (arrecifales u oolítico-carbonatadas. Fig. 8) data Pomar (2012) en los 6 Ma.

Sin prueba concluyente se opta por situar el grueso de la plataforma arrecifal coralina postorogénica de la isla y bajo superficie erosiva T/M como tortoniense (Esteban, 1979; Pomar et al., 1983; Robledo, 2005) y contemplar algunos de los parches arrecifales y de Halimeda sp. sobre esta y en las plataformas comentadas como posibles messinienses (Tabla 3).

Interpretación del registro finimessiniense de MallorcaTOP

La interpretación del finimessiniense de Mallorca se enfrenta, como otros registros marginales mediterráneos coetáneos, a la dificultad de ignorarse tanto la profundidad del mediterráneo messiniense como la naturaleza y la edad de las evaporitas de cuenca profunda respecto de las presentes en las cuencas marginales (Bagkley, 2000; Aguirre, 2003; Aguirre & Sánchez-Almazo, 2004; Goubert et al., 2001; Martínez del Olmo, 1996, 2012; Soria et al., 2007; 2008; Maillard et al., 2014; Driussi et al., 2015) .

Frente a propuestas que contemplan para la MSC desecaciones de más de 1500 m (Hsü et al., 1973; Clauzon et al., 1996) o de sólo de entre 200 a 600 m y sin desecación total (Nesteroff, 1973; Martínez del Olmo, 1996, 2012) un registro litoral elevado respecto de la cuencas internas como el mallorquín no permite documentar una posible desecación marina completa (Morey, 2015) El finimessiniense estudiado aún siendo depositado sobre estructura emergida ha experimentado subsidencia y distensión de más de 300 m en los grabens (Alcúdia. Mateu, 1982) así como elevación hasta los 325 m (Antiforme de Son Seguí. Morey & Forteza, 2015; Morey, 2016a).

Algunas de las pruebas aludidas para justificar una desecación mediterránea profunda durante la MSC (cañones submarinos, sedimentación Lagomare a 700m de profundidad. Soria et al., 2007; 2008; Martínez del Olmo, 1996; 2012. Taviani et al., 2007. Maillard et al., 2014) podrían ser originadas en buena parte por esta misna distensión que se continua en el Plioceno y Pleistoceno tanto en el arco balear como en parte del Mediterráneo Occidental (Stanley et al., 1974; Palancres & Maldonado, 1983; Giménez et al., 2007; Morey, 2016b).

Tampoco se ha demostrado la existencia de un mar finimioceno profundo y continuo entre la Península Ibérica y el archipiélago Balear. El registro de mamíferos local de edad serravalliense (post episodio subsidente local langhiense. Mein & Adrover, 1982; Adrover et al., 1984) y el posterior registro de Cala Morlanda con Myotragus palomboi (Bover et al., 2010; Mas et al., 2018) entre limos y calizas tortomessinienses (Fig.10) evidencian la existencia de más de una comunicación miocena entre Mallorca y el continente anterior a MII. La subsidencia posterior y la poca profundidad actual entre el archipiélago balear y la península ibérica (600-700 m. Acosta et al., 2002; Driussi et al., 2015) aventuran posibles comunicaciones archipiélago-continente durante el enfriamiento climático T/M no contempladas en otros estudios sobre el poblamiento del archipiélago (Bover et al., 2010; Mas et al., 2018. Fig. 14).

Interpretación de la Fauna Lagomare de Rafal-Son SeguíTOP

La fauna Lagomare de Rafal-Son Seguí se encuentra en mal estado de conservación, pero se observa similar a la presente en el registro coetáneo mediterráneo (Esu com. personal. Morey & Mas, 2009; Cipollari et al., 1999; Esu, 2007; Esu & Girotti, 2008; Abazzi et al., 2008; Taviani et al., 2007; Harzhauser & Manic, 2004; Guerra Merchán et al., 2008; Soria et al., 2007, 2008) y con biodiversidad semejante (Morey & Forteza 2015-15 taxones distintos. Fig. 7) El registro de Rafal-Son Seguí con diversas facies locales y marginales para estas edades podría reforzar una evolución para esta fauna no tan dependiente del Parathetys y si de aportaciones de agua dulce de ríos como el Ebro y Ródano (reactivación de lluvias. Agustí et al., 2006; Krijgsman et al., 2004. Fig. 14) Las larvas de estos moluscos oligoalinos son transportadas por aves zancudas entre el barro de sus patas llegando a recorrer unos 1000 Km (700 millas) antes de que mueran (Darwin, 1869 -ed. 2011-. Pag.479).

De la disposición del registro messiniense.TOP

La distribución del registro estudiado sigue los mismos condicionantes morfotectónicos que la estructura sobre la que se depositan (ESE-WNE; SSW-NNE; S-N; SSE-NNW. Morey, 2016a; 2016b) Esta ordenación observada también para las Sierras Béticas y Golfo de Valencia se explica por la evolución de la estructura basal y por la rotación de bloques tectónicos e isostasia local (Medialdea et al., 1996, Estrada et al., 1997).

ConclusionesTOP

La catalogación y valoración sistemática del patrimonio Paleontológico se observa útil en registros como el Mioceno postectónico mallorquín por lo que supone de localización de nuevos perfiles significativos y la ordenación y revisión de los ya conocidos. Para el registro finimioceno de la isla ello ha supuesto:

La transgresión marina messiniense (entrada de Globorotalia mediterranea. Catalano & Sprovieri) se manifiesta con un nuevo ciclo litoral mareal entre los registros restringidos finitortoniense y finimessiniense. La individualización de estos tres sintemas messinienses (MI-Fm. Calizas de Santanyí; MII-Calizas Pont d’Inca y MIII-Lagomare. Fm. Margas y conglomerados de Rafal-Son Seguí) y su ordenación en consonancia con ciclos glacioeustáticos a nivel global posibilita la extrapolación del registro messiniense de Mallorca a registros mediterráneos coetáneos.

El finimessiniense documentado, típico de cuenca marginal, aporta nuevas perspectivas para interpretar la crisis de salinidad finimessiniense y el poblamiento finimioceno del archipiélago. La interpretación paleoambiental en función de la proximidad al relieve estructurado refuerza la ordenación estratigráfica propuesta y documenta la distensión que experimenta el arco balear desde el Serravalliense (Fig. 14).

AGRADECIMIENTOSTOP

Al Doctor D.G. X. Pons y a los revisores anónimos, por sus comentarios en la mejora del trabajo. A Miquel Frontera y Noemi Forteza por su ayuda en la preparación del material fotográfico y paleontológico.

ReferenciasTOP