Nombre de la Unidad: Es Barraca.

Rango de la Unidad: Formación.

Antecedentes: Los primeros estudios de los materiales de esta unidad enfocaron sus esfuerzos básicamente en el contenido micropaleontológico (Fallot, 1922; Colom, 1935, 1966, 1970, 1980; Colom & Dufaure, 1962). Posteriormente, la unidad fue descrita desde el punto de vista litoestratigráfico (Álvaro et al. 1984a) y sedimentológico (Barnolas & Simó, 1984). En el trabajo de Álvaro et al. (1984a) se le asignó, informalmente, la categoría de Formación. Más tarde fue definida formalmente por Álvaro et al. (1989) como Miembro calizas de Es Barraca, dentro de la Formación carbonatada de Sóller (Fig. 2). Recientemente ha sido objeto de nuevos estudios detallados de carácter estratigráfico, sedimentológico, bioestratigráfico y cicloestratigráfico (Sevillano et al., 2019; 2020a, b).

Secciones de referencia o estratotipo: La localidad tipo se encuentra en la Sierra Norte de Mallorca, concretamente en el predio “Casas de Es Barraca” situado en la carretera MA-2130 entre las localidades de Inca y Lluc (coordenadas: 39º47’26’’N, 2º53’40’’E; Fig. 1C). En esta sección la unidad tiene un espesor de 185 m (Sevillano et al., 2019), visibles en su mayor parte a lo largo del talud de la carretera (Fig. 3a) y en sus últimos tramos en la parte alta de la ladera, con una excelente calidad de afloramiento y continuidad sedimentaria. Su parte superior resulta afectada por una pequeña falla que repite parte de la serie.

Aspectos regionales: Esta unidad carbonatada aflora en los dos dominios paleogeográficos definidos en la isla de Mallorca (Sierra Norte y Sierras de Levante; Figs. 2 y 3c) conformando, junto con las unidades dolomíticas del Rhaetiense y Hettangiense (formaciones Felanitx y Mal Pas, respectivamente), la base de los principales relieves montañosos. El límite inferior se sitúa en el cambio litológico con las dolomías y brechas dolomíticas infrayacentes de la Formación Mal Pas (Fig. 3b). El límite superior es una discontinuidad estratigráfica que muestra, en el dominio de Sierra Norte, un cambio neto a las facies margosas de la Formación Sa Moleta (Fig. 3d). En el dominio de Sierras de Levante, esta discontinuidad a techo de las calizas de la Formación Es Barraca está representada por un hardground ferruginoso poco desarrollado sobre el que se observan diferentes sucesiones estratigráficas (ver a, b, c en la Fig. 2): (a) en el sector sur de este dominio (sección MAI, Figs. 1C y 2), el techo está representado por una superficie de hardground con costra ferruginosa (hg-0, Fig. 2), sobre el que se deposita un tramo de poco espesor (~ 5-6 m) de calizas someras peloidales-oolíticas-oncolíticas con grandes foraminíferos y cierta influencia siliciclástica (limo y arena fina de cuarzo), cuya edad se ha situado alrededor del límite Sinemuriense superior-Pliensbachiense inferior (biozona C1 no basal de Septfontaine, 1984; Sevillano et al., 2020a). A techo de este tramo se reconoce otra discontinuidad estratigráfica marcada por una superficie irregular con desarrollo de un nuevo hardground tapizado por una fina costra ferruginosa y ocasionalmente con cantos aislados de cuarcita de tamaño centimétrico (hg-1, Fig. 2). Esta unidad identificada sobre la Formación Es Barraca está aún por definir desde el punto de vista formal; (b) en el sector noreste (secciones CU y SH, Figs.1C y 2), sobre la discontinuidad de techo de la Formación Es Barraca, marcada por una superficie irregular con relieves decimétricos y bioturbada, se apoyan las calizas encriníticas de la Formación Es Cosconar del Pliensbachiense superior-Toarciense basal, reconociéndose una laguna estratigráfica que abarca desde la parte más alta del Sinemuriense hasta el Pliensbachiense inferior (Fig. 2); (c) finalmente, más al este de dicho sector (sección CA, Figs.1C y 2) la discontinuidad del techo de la Formación Es Barraca viene marcada por una superficie erosiva sobre la que se desarrolla un hardground tapizado por una costra ferruginosa bien desarrollada (HG, Fig 2). Sobre éste se depositan facies nodulosas con ammonites de edad Bajociense inferior de la parte alta de la Formación Gorg Blau (Fig. 2) (Sevillano et al., 2019, 2020a; Rosales et al., 2021), lo que implica, en este sector, la existencia de una importante laguna estratigráfica, que abarcaría desde la mayor parte del Sinemuriense superior (biozonas B y C1 de Septfontaine, 1984; parte media-superior de la Formación Es Barraca) hasta el Aaleniense (tramo superior de la Formación Gorg Blau) (Sevillano et al., 2020a; sección CA, Figs. 1C y 2).

Edad: Sinemuriense inferior (no basal)−Sinemuriense superior (base de la Biozona C1 de foraminíferos bentónicos de Septfontaine, 1984) (Sevillano et al., 2020a). La ausencia de macro y microfauna de interés bioestratigráfico en la base de la Formación Es Barraca hace difícil una datación precisa de su límite inferior. Sin embargo recientemente Sevillano et al. (2020a) establecen, en base a la distribución de foraminíferos bentónicos, que esta unidad comprende las biozonas A, B y base de C1 de Septfontaine, 1984, sugiriendo que la base de la unidad es Sinemuriense inferior no basal. Este trabajo permite además situar con mayor precisión el límite superior de la unidad en la parte más alta del Sinemuriense superior, concretamente en la base de la Biozona C1, marcada por la primera aparición de Orbitopsella aff. primaeva (Henson) junto con Lituosepta recoarensis Cati (Sevillano et al., 2020a). Según estos autores (Sevillano et al., 2019, 2020a) la Formación Es Barraca no alcanza en Mallorca el Pliensbachiense inferior en ninguno de sus dominios, aserción que aceptamos en este trabajo.

Descripción: La unidad presenta espesores variables entre ~100 y 230 m. Aflora en capas de orden centimétrico a métrico, generalmente con base y techo planos y netos (Figs. 3a y c), que en ocasiones presentan bioturbación abundante. Está constituida por calizas, con una gran variedad de facies sedimentarias, que Sevillano et al. (2019) describen detalladamente y agrupan en 7 asociaciones de facies representativas de diferentes ambientes de plataforma carbonatada somera y que se organizan en tres estadios. El tramo inferior de la unidad o Estadio 1 (Sevillano et al., 2019), con espesores variables entre 58 y 126 metros, se caracteriza por el predominio de facies perimareales y submareales someras. Está constituido por brechas de cantos planos, conglomerados de cantos negros, laminitas microbianas y calizas estromatolíticas con laminaciones crenuladas o paralelas y evidencias de exposición subaérea (porosidad fenestral, tepees y/o huellas de desecación) y grainstones intraclásticos-peloidales-oolíticos. Estas facies perimareales alternan con paquetes de mudstones de lagoon restringido, niveles decimétricos a métricos de grainstones oolíticos y/o peloidales, y finalmente mudstones-wackestones bioclásticos y wackestone-packstones oncolíticos-peloidales con algas dasycladáceas y abundantes foraminíferos, que se hacen más presentes en la parte superior del tramo. El tramo intermedio o Estadio 2, muestra importantes cambios de espesor, disminuyendo éste considerablemente desde el dominio de la Sierra Norte (~80 m) hacia las Sierras de Levante (~10-20 m) (Sevillano et al., 2019). Está constituido por facies submareales en general fangosas. En la sección tipo, este tramo comienza con la aparición de varias capas de orden métrico con slumps y abundante bioturbación, ricas en espículas de esponjas y con presencia de calciesferas, ostrácodos y foraminíferos planctónicos. Hacia techo este tramo intermedio presenta paquetes masivos y potentes de mudstones muy bioturbados, que en ocasiones contienen finos intervalos de packstones-wackestones peloidales con laminación interna centimétrica a milimétrica, y entre los que se intercalan niveles decimétricos a métricos de wackestone-floatstones bioclásticos y wackestone-packstones bioclásticos-oncolíticos-peloidales. Finalmente el tramo superior de la unidad o Estadio 3 (Sevillano et al., 2019) presenta notables diferencias en cuanto al tipo de facies entre los dominios de la Sierra Norte y las Sierras de Levante. En la Sierra Norte el tramo (~20-50 m) muestra facies tanto matriz-soportadas como grano-soportadas caracterizadas por presentar influencia siliciclástica. Se trata de grainstones finos limosos bioclásticos-peloidales y bien clasificados, calcilimolitas y mudstones, packstones peloidales y grainstones oolíticos-peloidales, todos ellos con estratificación cruzada y/o laminación tractiva muy fina a fina y gradación interna. Alternando con las facies anteriores se encuentran paquetes tabulares de orden métrico formados por grainstones de intraclastos y cantos redondeados (algunos de hasta 5 cm) que alternan con niveles wackestones-packstones intraclásticos-oolíticos-peloidales, con poca grano-clasificación y sin orientación interna. Finalmente se reconocen niveles nodulosos, de potencia decimétrica, formados por margas y margocalizas con fauna abundante de plataforma externa (bivalvos, gasterópodos, braquiópodos y crinoides). En las Sierras de Levante el tramo superior (~50-80 m) muestra de nuevo facies perimareales y de tipo bahamiano que alternan con calizas submareales fangosas, ricas en bivalvos, algas calcáreas y foraminíferos bentónicos, representativas de condiciones de plataforma interna somera.

Interpretación del medio sedimentario: Esta unidad representa una plataforma carbonatada en la que se identifican diferentes tipos de facies correspondientes a ambientes y subambientes variables, desde llanuras de marea y plataforma interna (lagoon restringido, barras internas y shoals, y lagoon abierto) hasta plataforma media y externa (Sevillano et al., 2019).

Nombre de la Unidad: Sa Moleta.

Rango de la Unidad: Formación.

Antecedentes: Esta unidad ha sido tradicionalmente estudiada en diferentes afloramientos de la Sierra Norte, fundamentalmente por su interés paleontológico y bioestratigráfico centrado en su abundante fauna de braquiópodos y, en menor medida, en la presencia de ammonites (La Marmora, 1835; Haime, 1855; Hermite, 1870; Fallot, 1922; Colom, 1942, 1970; Escandell & Colom, 1958a). En estos trabajos Colom se refiere a la unidad como “margas amarillentas del Lias medio”. Álvaro et al. (1984a) individualizaron la unidad por primera vez definiéndola, de manera informal, como “Formación Sa Moleta”. Posteriormente, Álvaro et al. (1989) la definen formalmente como Miembro Margas de Sa Moleta dentro de la Formación carbonatada de Sóller (Fig. 2).

Secciones de referencia o estratotipo: La sección tipo se encuentra en Sa Moleta de Ca s’Hereu, al noroeste de la localidad de Sóller, en la Sierra Norte, (coordenadas: 39º47’04’’N, 2º41’21’’E, Fig. 1C). La sección se sitúa en las proximidades de una antigua cantera localizada cerca de las casas del predio Sa Moleta de Ca s’Hereu, donde la unidad tiene un espesor de ~30 metros.

Aspectos regionales: esta unidad ha sido reconocida fundamentalmente en las unidades tectónicas inferiores de la Sierra Norte, principalmente en el sector central de la misma, donde se localizan los afloramientos clásicos estudiados (Colom, 1935, 1942, 1970): Sa Moleta de Ca s’Hereu (Fig. 1B), Sa Moleta Gran, acantilado frente a S’Illot (próximos a la localidad de Sóller; Fig. 3d), finca de Es Cosconar (municipio de Escorca), Coll de Cals Reis (carretera de Sa Calobra) y en las proximidades de los pantanos del Gorg Blau y Cúber. Esta unidad no se ha identificado en el dominio de las Sierras de Levante, a excepción de algunos afloramientos en Pollença, Alcudia (Sector de Cabo Pinar-Son Fè; Colom, 1946) y en María de la Salut (Hermite, 1879). La atribución de estos últimos afloramientos (ej. María de la Salut) a esta unidad presenta sin embargo, ciertas dudas. El espesor de la unidad se mantiene en torno a los 30 m en los afloramientos próximos a su localidad tipo disminuyendo considerablemente a medida que nos alejamos de esta zona (10 m en el Coll de Cals Reis, 6 m en el pantano de Cúber, Álvaro et al., 1989; 2-3 m en Coll Baix, Alcudia). Muestra un contacto neto y ligeramente ferruginoso con la unidad infrayacente (Formación Es Barraca) y un tránsito neto con las cuarzoarenitas de la unidad suprayacente (Formación Es Racó) (Colom, 1942, 1956, 1970; Álvaro et al., 1989).

Edad: Pliensbachiense inferior (Carixiense inferior, zonas Jamesoni e Ibex), basada en la aparición de los ammonites Uptonia jamesoni (Sowerby) y Polymorphites sp., ambos característicos de la Zona Jamesoni, Subzona Jamesoni, y escasos ejemplares de Tropidoceras (parte inferior de la Zona Ibex) (Álvaro et al., 1989).

Descripción: Está formada por margas de color pardo-amarillento, más arcillosas en la parte inferior de la unidad, que evolucionan hacia margocalizas nodulosas y más bioclásticas en la parte superior. Contienen abundantes braquiópodos, en particular Terebratula davidsoni (Haime), Rhynchonella, Cuersithyris? davidsoni (Haime), Tetrarhynchia dunrobinensis (Rollier) y Gibbirhynchia curviceps (Quenstedt), así como escasos ammonites (Uptonia jamesoni (Sowerby), probables Polymorphites jamesoni (Sowerby), P. densinodus Oppel y Tropidoceras sp.), además de lamelibranquios (Pholadomya, Pecten, Chlamys, Ostrea, Trigonia, Pinna), equinodermos, belemnites y restos de coralarios (Haime, 1855; Hermite, 1870; Fallot, 1922; Colom, 1942; Escandell & Colom, 1958a y 1958b; Álvaro et al., 1989).

Interpretación del medio sedimentario: Las litofacies y el contenido faunístico de la unidad indican que la sedimentación se produjo en un ambiente de plataforma externa con influencia terrígena. Su distribución y potencia irregulares sugieren una sedimentación en surcos o cuencas intra-plataforma. Durante el Pliensbachiense inferior, al inicio de la fase de rifting, se individualizaron pequeñas cuencas intra-plataforma rellenas por el depósito de esta unidad margosa (Barnolas & Simó, 1984; Álvaro et al., 1989).

Nombre de la Unidad: Es Racó.

Rango de la Unidad: Formación.

Antecedentes: Los materiales atribuibles a esta unidad fueron descritos en diferentes trabajos clásicos (Fallot, 1922; Colom, 1935, 1942, 1946, 1956, 1970) hasta que Álvaro et al. (1984a) individualizan la unidad por primera vez y, posteriormente, Álvaro et al. (1989) la definen formalmente como Miembro cuarzoarenitas de Es Racó dentro de la Formación carbonatada de Sóller (Fig. 2).

Secciones de referencia o estratotipo: La sección tipo se localiza en el paraje de Es Racó (coordenadas: 39º47’03’’N, 2º41’17’’E), en el camino que accede a las casas del predio Sa Moleta de Ca s’Hereu, desde la localidad Puerto de Sóller (Sierra Norte, Mallorca) (Fig. 1C). Aquí la unidad tiene 20 m de espesor máximo y se dispone según una secuencia granocreciente en la que areniscas finas (en la base) evolucionan hacia techo hasta areniscas gruesas y microconglomerados con estratificación cruzada, granos y cantos de cuarzo y cuarcita mayormente. Su espesor y distribución en otras secciones es variable e irregular.

Aspectos regionales: Su diferente litología respecto a las unidades infra- y suprayacentes, así como su carácter siliciclástico grosero y tractivo diferente respecto al carácter margoso y carbonatado del resto de los materiales del Jurásico Inferior, hacen que resulte fácilmente identificable. Por ello, a pesar de no tener un gran espesor y presentar una distribución irregular, esta unidad es considerada un nivel guía, de referencia en la isla de Mallorca. En el dominio de la Sierra Norte se dispone inmediatamente encima de la Formación Sa Moleta mediante un tránsito brusco. Su límite superior es también un contacto neto con calizas perimareales seguido rápidamente de calizas encriníticas de la Formación Es Cosconar (Álvaro et al., 1989; Rosales et al., 2018). En las Sierras de Levante los trabajos clásicos (ej. Colom, 1956) no reconocen su presencia. Sin embargo, Álvaro et al. (1989) situaron esta unidad también en este dominio, ya que atribuyeron a la misma un nivel carbonatado con cantos cuarcíticos de distribución muy irregular y con tan sólo 2 a 5 m de espesor, situado directamente sobre la Formación Es Barraca. Sin embargo, recientemente Sevillano et al. (2019, 2020a) en su revisión del límite superior de la Formación Es Barraca en las secciones de las Sierras de Levante no han reconocido la unidad Es Racó (Fig. 2). Estos autores han puesto de manifiesto que los cantos silíceos redondeados, similares a los de la Formación Es Racó, se encuentran diseminados en unas calcarenitas bioclásticas, frecuentemente encriníticas, atribuibles a la Formación Es Cosconar. De modo que en este dominio la Formación Es Cosconar incluiría en su base cantos cuarcíticos, posiblemente retrabajados procedentes de la Formación Es Racó (Sevillano et al., 2019, 2020a).

Edad: Atribuida a la parte alta del Pliensbachiense inferior (Carixiense superior) según Álvaro et al. (1989). La unidad no ha sido datada directamente, se ha atribuido al Carixiense superior considerando su posición estratigráfica entre la Formación Sa Moleta (Carixiense inferior, Zonas Jamesoni e Ibex) (Álvaro et al., 1989) y la Formación Es Cosconar (Domeriense−Toarciense inferior; Zonas Margaritatus, Spinatum y Tenuicostatum) (Rosales et al., 2018). En esta nueva propuesta se acepta esta edad, inferida pero no probada, aunque no se excluye que pudiera aún pertenecer a la parte alta de la biozona de Ibex.

Descripción: Se trata de una unidad siliciclástica, formada por areniscas de grano fino a la base, con granos de cuarzo sub-milimétricos (0,05-1 mm), transparentes y angulosos, que evolucionan en secuencia granocreciente hacia areniscas gruesas y conglomerados con cantos subesféricos principalmente de cuarcita, de aspecto lechoso, que alcanzan tamaños visibles a simple vista (desde 7-8 mm hasta tamaño centimétrico) (Fig. 3e). Estas facies se disponen en estratos de 0,2 a 2 m de potencia y en ellas es abundante la presencia de estructuras tractivas tales como estratificación cruzada en surco. En general la unidad es poco potente y alcanza su máximo espesor en la unidad estructural inferior de la Sierra Norte (Álvaro, 1987; Gelabert, 1997) donde oscila entre los 20 m de su localidad tipo y los 28 m en Es Cosconar.

Interpretación del medio sedimentario: Esta unidad representa una regresión marcada por la entrada brusca de materiales siliciclásticos con características fluvio-deltaicas. El área fuente, de edad varisca o post-varisca con elementos variscos resedimentados, estaría probablemente situada hacia el noroeste (¿Alto del Ebro?; Fig. 1A).

El nuevo esquema estratigráfico propuesto en este trabajo implica la desaparición de la Formación carbonatada de Sóller (Álvaro et al., 1989) y la elevación de los tres miembros que la componen al rango de formación. Por tanto, las tres nuevas unidades litoestratigráficas aquí propuestas (Formación Es Barraca, Formación Sa Moleta y Formación Es Racó) responden en esencia a los mismos cuerpos litológicos definidos previamente como miembros de la Formación carbonatada de Sóller. Sin embargo, este nuevo esquema litoestratigráfico difiere del anterior en (Fig. 2): (1) la falta de equivalencia lateral de estas unidades entre sí y (2) en la existencia de una importante discontinuidad estratigráfica regional en el contacto entre la Formación Es Barraca del Sinemuriense y las unidades suprayacentes del Pliensbachiense inferior (formaciones Sa Moleta y Es Racó), o en su ausencia, del Pliensbachiense superior (Formación Es Cosconar).

Los contactos entre las tres unidades se consideran paraconformidades, ya que separan unidades concordantes entre sí (al menos a escala de afloramiento, Fig. 3d), al mismo tiempo que implican la presencia de una laguna estratigráfica, bien por ausencia de sedimentación o bien por vacío erosional en algunas secciones (ej. Fig. 3c).

La principal diferencia entre el esquema propuesto por Álvaro et al. (1989) y el nuevo esquema litoestratigráfico que aquí se propone es que Álvaro et al. (1989) establecían una correlación lateral entre la parte superior del Miembro calizas de Es Barraca y los miembros margas de Sa Moleta y cuazoarenitas de Es Racó. Sin embargo, como se ha indicado previamente, Sevillano et al. (2019 y 2020a) evidenciaron la ausencia de correlación lateral entre estas unidades a lo largo de los dominios Sierra Norte y Sierras de Levante basándose en: (1) el análisis de facies, (2) la correlación detallada entre diferentes perfiles estratigráficos, (3) el reconocimiento de una discontinuidad regional a techo de la unidad de Es Barraca, y (4) la datación precisa de su techo tanto en la Sierra Norte como en las Sierras de Levante como parte alta del Sinemuriense superior (base de la biozona C1 de Septfontaine 1984; Sevillano et al., 2019, 2020a; Fig. 2). Por tanto, la Formación Es Barraca no alcanzaría en Mallorca el Pliensbachiense inferior en ninguno de sus dominios (Sevillano et al., 2019, 2020a), de manera que no existe una relación o equivalencia lateral entre las calizas de plataforma somera de esta unidad, las facies margocalcáreas de la Formación Sa Moleta y los materiales siliciclásticos de la Formación Es Racó del Pliensbachiense inferior, tal y como habían postulado en el esquema litoestratigráfico previo Álvaro et al. (1989) (Fig. 2).

Por otro lado, en esta nueva propuesta no se han identificado ni la Formación Sa Moleta, ni la Formación Es Racó en el dominio de las Sierras de Levante. Se han revisado atribuciones anteriores de Álvaro et al. (1989) a la unidad de Es Racó, de manera que, de acuerdo con Sevillano et al. (2019 y 2020a) y este trabajo, las calizas bioclásticas con cantos silíceos que se depositan sobre la discontinuidad de techo de la Formación Es Barraca, pertenecen en realidad a la Formación Es Cosconar y no al Miembro cuarzoarenitas de Es Racó como habían interpretado previamente Álvaro et al. (1989), siendo los cantos silíceos, que se encuentran diseminados en una matriz calcarenítica-encrinítica, elementos procedentes probablemente de la Formación Es Racó reelaborados durante la subsiguiente fase transgresiva. Además en este dominio paleogeográfico se han identificado lagunas estratigráficas a techo de la Formación Es Barraca cada vez mayores desde el sector sur hacia el noreste (ver límites de la unidad en a, b y c de la Fig. 2). Se trata por tanto de importantes lagunas estratigráficas (hiatos y/o vacíos erosionales) de diferentes edades, llegando incluso a abarcar en el extremo noreste (sección Cuevas de Artà) desde la base del Sinemuriense superior (Biozona A de Septfontaine, 1984) hasta el Aaleniense (Sevillano et al., 2020a).

Las plataformas carbonatadas someras epicontinentales del Jurásico Inferior, constituidas por secuencias somerizantes de orden métrico y facies perimareales y de tipo bahamiano, como la representada por la Formación Es Barraca de Mallorca, están extendidas ampliamente en los márgenes del Tethys occidental (incluidos los márgenes tethysiano y subboreal de la Península Ibérica; Figs. 4 y 5). Estas plataformas someras se desarrollaron ampliamente en un contexto regional transgresivo a partir del Hettangiense−Sinemuriense inferior y colapsaron por fracturación y hundimiento tectónico, o sufrieron deterioro ambiental o inundación (drowning), entre el inicio del Sinemuriense superior y el Pliensbachiense inferior (ej. Aurell et al., 2002, 2003; Ruiz-Ortiz et al., 2004; Marino & Santantonio, 2010; entre otros). A partir de la base del Sinemuriense superior, y en distintos momentos según bloques o cuencas, las facies se diversificaron hacia medios marinos más abiertos y con faunas relativamente abundantes de braquiópodos y ammonites, coincidiendo con la “crisis lotharingiense” (ej. Lefavrais-Raymond & Lafaurie, 1980; Quesada et al., 2005), mientras que en otros bloques o cuencas continuó la sedimentación marina somera y perimareal (Figs. 4 y 5).

El esquema litoestratigráfico propuesto en este trabajo otorga el rango de formación a cada una de las unidades litoestratigráficas definidas en el apartado anterior y diferenciadas tanto litológicamente como en edad, ya que representan episodios claramente distintos en la evolución sedimentaria de la plataforma carbonatada somera del Jurásico Inferior de Mallorca. En este apartado se analiza su correlación con la estratigrafía definida en otras áreas tanto del margen ibérico del Tethys, como su conexión con el margen subboreal al norte del Macizo Ibérico: Cuenca de Asturias y Cuenca Vasco-Cantábrica (Suárez-Vega, 1974; Valenzuela et al., 1986; Braga et al., 1988; Pujalte et al., 1988; Robles et al., 1989, 2004; Quesada et al., 1991, 1993, 2005; Aurell et al., 2002, 2003), Pirineos (Fauré, 2002), Cordillera Ibérica y Costero-Catalana (Comas-Rengifo et al., 1998, 1999; Bordonaba & Aurell, 2001; Aurell et al., 2003; Gómez et al., 2003; Gómez & Goy, 2004, 2005) y Cordillera Bética (García-Hernández et al., 1979a, b, 1986-87; Vera, 1988; Andreo et al., 1991; Ruiz-Ortiz et al., 2004); así como en relación a otras áreas tethysianas próximas: plataformas de Trento y Friuli al Sur de los Alpes (Masetti et al., 2012, 2016; Preto et al., 2017), plataforma Umbria-Marche de los Apeninos centrales, Sicilia (Di Stefano et al., 2002; Basilone 2009; Marino & Santantonio, 2010; Jenkyns, 2020) y Alto Atlas en Marruecos (Crevello, 1991; Kenter & Campbell, 1991). En todas ellas se describen formaciones litoestratigráficas similares a las definidas para el Jurásico Inferior de Mallorca (Figs. 4 y 5) y más concretamente, para el intervalo Sinemuriense−Pliensbachiense inferior, objetivo principal del presente trabajo (Fig. 2). No obstante, el inicio y finalización de los depósitos de plataforma perimareales y marino someros no siempre son equivalentes en el tiempo, pudiendo existir cierta discrepancia principalmente en la edad de la profundización de la plataforma que da lugar a la finalización de la sedimentación perimareal a marina somera del Jurásico Inferior en las diferentes áreas (Figs. 4 y 5).

En el ámbito más inmediato a la isla de Mallorca, el resto del archipiélago balear, la Formación Es Barraca ha sido descrita en la isla de Cabrera como una potente sucesión (~ 240 m) de calizas micríticas, grainstones oolíticos y peloidales, y calizas con abundantes algas calcáreas y pequeños foraminíferos bentónicos (textuláridos y miliólidos) (Colom, 1980; Arbona et al., 1985). En Menorca, facies equivalentes muy dolomitizadas se atribuyen al Jurásico Inferior (sin más precisión) por su posición estratigráfica, estando separadas mediante un hardground (Bourrouilh, 1973) de niveles margosos con braquiópodos y ammonites de edad Toarciense (Zona Serpentinum y Bifrons; Llompart, 1979, 1980). En Ibiza, las calizas atribuidas al Jurásico Inferior están también muy dolomitizadas y mal caracterizadas. En su techo, un delgado nivel de calcarenitas contiene foraminíferos del Lías medio (Azéma et al., 1979).

En el resto de la Placa Ibérica (margen tethysiano) la Formación Es Barraca se correlaciona con: la Formación Hauts de Narbonne de los Pirineos (Fauré, 2002), la Formación Cuevas Labradas de la Cordillera Ibérica y Costero-Catalana (Goy et al., 1976) y el Miembro inferior de la Formación Gavilán de las Zonas Externas de la Cordillera Bética (Van Veen, 1969). Por otra parte, en el margen subboreal, esta unidad puede ser correlacionada, en facies someras, con el Miembro Superior de la Formación Gijón de la Cuenca de Asturias (Suárez-Vega, 1974) y con las formaciones Villanueva de Puerta y Sopeña de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Robles et al., 2004; Quesada et al., 2005) ambas de edad Sinemuriense inferior; y en facies de plataforma externa, con el Miembro Berrués (Cuenca de Asturias) y la Formación Puerto del Pozazal (Cuenca Vasco-Cantábrica) de edad Sinemuriense superior (Fig. 4) (Suárez-Vega, 1974; Robles et al., 2004; Quesada et al., 2005).

En la vertiente sur de los Pirineos, la Formación Es Barraca tiene su equivalente en la Formación Hauts de Narbonne (Fauré, 2002), formada por facies perimareales organizadas en secuencias somerizantes, con abundantes estromatolitos laminados y brechas de desecación en su parte inferior, y predominio de calizas oolíticas en su parte superior (Fauré, 1984, 2002). El techo de la Formación Hauts de Narbonne viene marcado por un hardground al que se superponen margocalizas con Pecten de edad Carixiense (Fauré, 2002). El mismo autor señala la posible ausencia del Lotharingiense (Sinemuriense superior) en esta vertiente sur de los Pirineos (Fig. 4).

En el ámbito de la Cordillera Ibérica, la Formación Calizas y dolomías tableadas de Cuevas Labradas (Goy et al., 1976) se superpone a la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña (Goy et al., 1976), ésta última equivalente en facies y edad a la Formación Mal Pas definida en Mallorca (Álvaro et al., 1989). El límite inferior de la Formación Cuevas Labradas presenta dudas en su edad situándose según diferentes autores en el Hettangiense superior (biozona S. Gibraltarensis; BouDagher-Fadel & Bosence, 2007) o en el Sinemuriense inferior (Aurell et al., 2003; Gómez et al., 2003; Gómez & Goy, 2005) (Fig. 4). El límite superior de la unidad muestra, en la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Gómez et al., 2003; Gómez & Goy, 2005; Cortés et al., 2009) y en la mitad septentrional de las Cadenas Costeras Catalanas (Gómez et al., 2003), una definición estratigráfica más amplia en cuanto a facies y edad (Gómez et al., 2003, 2019; Gómez & Goy, 2005) que la Formación Es Barraca (Sevillano et al., 2019, 2020a) (Fig. 4). Sin embargo, en la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica y en la parte meridional de las Cadenas Costeras Catalanas, la Formación Cuevas Labradas es comparable, tanto en facies como en edad, con la Formación Es Barraca definida en Mallorca. Su techo está marcado por una superficie de inundación (Aurell et al., 2003; Bosence et al., 2009; Bádenas et al., 2010) sobre la que se dispone la Formación Calizas nodulosas de Río Palomar (Gómez et al., 2003; o Formación Cuevas Labradas Superior según Bordonaba & Aurell, 2001, 2002a y b), cuyo límite inferior, en el corte tipo de Almonacid de la Cuba, se sitúa en el Sinemuriense superior (parte superior de biozona Raricostatum, 198,9 Ma.; Gómez et al., 2003; Gómez & Goy, 2005; Bádenas et al., 2010; Sequero et al., 2017).

En las Zonas Externas, Prebético y Subbético, de la Cordillera Bética, las facies perimareales sinemurienses equivalentes a la Formación Es Barraca, que se presentan dolomitizadas, constituyen el Miembro inferior de la Formación Gavilán (Van Veen, 1969). En el Subbético Interno, donde está mejor preservado de la dolomitización (norte de Vélez Rubio), esta unidad (Miembro M1, según Nieto et al. 1992 y Rey, 1997) contiene Lituosepta recoarensis y en la parte superior L. compressa, biozonas que indicarían una edad Sinemuriense superior−base del Pliensbachiense para el techo de esta unidad (Andreo et al., 1991; Rey, 1993; Nieto et al. 2004; BouDaguer-Fadel & Bosence, 2007).

En el tránsito al dominio Boreal en el norte de la Península Ibérica (margen subboreal, Fig. 4), las unidades equivalentes a la Formación Es Barraca en facies someras están representadas, a su base, por las calizas perimareales del Miembro superior de la Formación Gijón en la Cuenca de Asturias (Suarez-Vega, 1974; Valenzuela et al., 1986) y en la Cuenca Vasco-Cantábrica, por las calizas y dolomías de la Formación Villanueva de la Puerta y su tránsito lateral a facies submareales someras de la Formación Sopeña (Robles et al., 2004; Quesada et al., 2005). Sobre estas facies de plataforma somera progradaron, mediante regresión forzada, las facies de llanura mareal con incisión de canales siliciclásticos fluviales y fluvio-deltaicos de la Formación Río Polla durante el tránsito entre el Sinemuriense inferior y superior, que gradan hacia el noreste a facies submareales mixtas terrígeno-carbonatadas (Quesada et al., 2005). Posteriormente, la inundación del Sinemuriense superior (Lotharingiense) dio paso al depósito, en ambas cuencas, de facies de calizas y margocalizas nodulosas y/o tableadas con ammonites, braquiópodos y Gryphaea de rampa media-distal (calizas nodulosas del Miembro Berrués de la Formación Rodiles en Asturias y calizas y margocalizas tableadas de la Formación Puerto del Pozazal en la Cuenca Vasco-Cantábrica) (Suarez-Vega 1974; Valenzuela et al. 1986; Robles et al., 2004; Quesada et al., 2005), que tienen su equivalente en Mallorca en los Estadios 2 y 3 de la Formación Es Barraca (sensu Sevillano et al., 2019) descritos anteriormente (Fig. 4). Una nueva discontinuidad representada por un hardground, seguido de profundización brusca y desarrollo de surcos con depósitos margosos y facies anóxicas, se produjo en ambas cuencas del norte de Iberia (Asturias y Vasco-Cantábrica) al finalizar el Sinemuriense, a techo de la biozona Raricostatum y durante el Pliensbachiense inferior, coincidiendo en Mallorca con la discontinuidad de techo de la Formación Es Barraca y el posterior desarrollo de surcos intra-plataforma con sedimentación margosa (Formación Sa Moleta), evidenciando así el carácter regional de la discontinuidad a techo de la Formación Es Barraca (Fig. 4).

Además de en los márgenes tethysiano y subboreal de la Península Ibérica antes descritos (Fig. 4), se han identificado unidades litoestratigráficas equivalentes a la Formación Es Barraca, en edad (total o en parte) y en facies, en otros ámbitos del Tethys occidental tales como los Alpes Meridionales (Formación Monte Zugna), los Apeninos centrales (Formación Calcare Massiccio), Sicilia (Formación Inici) o el Alto Atlas de Marruecos (Formación Idikel y Formación Jebel Rat) (Fig 5).

En los Alpes Meridionales, el equivalente en edad a la Formación Es Barraca está representado por la Formación Monte Zugna (Posenato & Masetti, 2012), formada por calizas perimareales y submareales someras con algas dasycladáceas y pequeños foraminíferos bentónicos organizadas en secuencias de orden métrico; y por la unidad Loppio Oolitic Limestone (Masetti et al., 2016; Preto et al., 2017), de naturaleza oolítica. Al oeste de este dominio, en la Plataforma de Trento (Barattolo & Romano, 2005; Romano et al., 2005; Masetti et al., 2016; Preto et al., 2017), la Formación Monte Zugna tiene una edad Hettangiense-Sinemuriense inferior y sobre ella se dispone la unidad progradante de calizas oolíticas de plataforma somera (Loppio Oolitic Limestone) de edad Sinemuriense superior (Preto et al., 2017). Al este, en la Plataforma Friuli, Masetti et al. (2012, 2016) sitúan el techo de la Formación Monte Zugna en la parte alta del Sinemuriense superior, aunque presenta en la parte superior un mayor predominio de facies oolíticas con más influencia marina abierta. Esta evolución vertical de facies es similar a la descrita para la Formación Es Barraca en Mallorca, de modo que, se produce una desaparición o disminución gradual hacia arriba de los términos inter-supramareales en las secuencias somerizantes características de la llamada “unidad intermedia” de la Formación Monte Zugna (Masetti et al., 2016) del mismo modo que ocurre en el Estadio 1 de la Formación Es Barraca (Sevillano et al., 2019, 2020b). Además, las facies perimareales desaparecen en ambos casos hacia el límite Sinemuriense inferior−superior dando paso a una plataforma más fangosa (Estadio 2 de la Formación Es Barraca y Unidad superior de la Formación Monte Zugna) y generándose de nuevo, durante el Sinemuriense superior, una recuperación de la facies tipo bahamiano (Estadio 3 de la Formación Es Barraca en Mallorca y unidad Loppio Oolitic Limestone o sus equivalentes en los Alpes Meridionales) (Masetti et al., 2016; Sevillano et al., 2019). Esta evolución ha sido interpretada en los Alpes Meridionales en relación con perturbaciones en el ciclo del carbono (Masetti et al., 2016).

En los Apeninos centrales, la Plataforma de Umbria-Marche presenta una unidad (Formación Calcare Massiccio; Centamore et al., 1971) con facies perimareales y submareales someras similares a las descritas para la Formación Es Barraca. Estas facies, en zonas de alto paleogeográfico no sobrepasan el Sinemuriense inferior, mientras que en las áreas más subsidentes terminan en el Hettangiense. El Sinemuriense superior queda así representado, en las zonas de alto, por una sucesión de inundación (drowning succession) de calizas de ambiente marino abierto denominada Formación Calcare Massiccio B (Fig. 5), mientras que en las zonas de surco, ya el Sinemuriense inferior está formado por calizas de plataforma de ambiente marino abierto (Formación Calcare Massiccio C) y el Sinemuriense superior por mudstones hemipelágicos y facies gravitacionales de talud carbonatado (Formación Corniola) (Marino & Santantonio, 2010). Se observa, por tanto, que aquí las facies equivalentes a la Formación Es Barraca son ligeramente más antiguas, así como el hundimiento de la plataforma, que se produjo en el límite Sinemuriense inferior−superior en las zonas de alto y ya al inicio del Sinemuriense en las zonas de surco (Fig. 5).

En Sicilia, la Formación Inici (Fig. 5) está formada por facies perimareales a submareal somero de plataforma tipo bahamiano, comparables a las de la Formación Es Barraca, aunque en este caso su edad es ligeramente más extensa: Hettangiense-base del Pliensbachiense inferior (Fig. 5) (Basilone, 2009; Di Stefano et al., 2002; Jenkyns, 2020). Se trata de calizas con estromatolitos y porosidad fenestral abundante y wackestones-packstones peloidales y oncolíticos con abundantes algas calcáreas y foraminíferos en la base (unidad M1, Di Stefano et al. 2002), que evoluciona hacia techo a grainstones oolíticos-bioclásticos (unidad M2, Di Stefano et al. 2002) con foraminíferos bentónicos (textuláridos, valvulínidos y lituólidos) y finalmente a calizas peloidales-bioclásticas (unidad M3, Di Stefano et al. 2002) que localmente contienen abundantes crinoides, radiolarios y espículas de esponjas en una matriz fangosa (Basilone, 2009). El conjunto refleja por tanto una tendencia vertical de profundización que culmina a techo de la unidad con una discontinuidad regional de inundación (drowning) sobre la que se depositan calizas encriníticas durante el Plienbachiense (Di Stefano et al. 2002).

En el Alto Atlas de Marruecos, las facies de calizas perimareales y submareales someras del Jurásico Inferior están representadas en las formaciones Idikel, Jebel Rat y Aganane (Le Marrec & Jenny, 1980; Studer, 1987; Wilmsen et al., 2002; Mehdi et al., 2003; Wilmsen & Neuweiler, 2008). La Formación Idikel, se encuentra en zonas internas o centrales de la cuenca mientras que las formaciones Jebel Rat y Aganane están restringidas a las zonas marginales del sur de la misma. En las zonas internas, la Formación Idikel tiene una edad atribuida al Hettangiense?−Sinemuriense inferior (datada por foraminíferos, Mehdi et al., 2003). Su techo lo constituye una superficie de inundación (drowning) que marca el límite entre el Sinemuriense inferior y superior (ammonites de la Zona Obtusum) (Wilmsen et al., 2002). Sobre esta superficie, el Sinemuriense superior está constituido por depósitos submareales más profundos de calizas de esponjas de la Formación Foum Zidet, a cuyo techo se reconoce una discontinuidad regional con erosión y desarrollo de un hardground ferruginoso que da paso a una sedimentación de tipo hemipelágico con intercalación de depósitos gravitacionales durante el Pliensbachiense (Formación Ouchbis; Fig. 5) (Wilmsen & Neuweiler 2008). En las zonas marginales del sur de la cuenca, el Sinemuriense inferior está representado por series de arcillas rojas continentales, y dolomías y margas de costas áridas (Formación Ait Ras) que gradan verticalmente a depósitos de plataforma perimareal y marina somera durante el Sinemuriense superior y Pliensbachiense (formaciones Jebel Rat y Aganane respectivamente) (Crevello, 1990; Septfontaine, 1984; Wilmsen & Neuweiler, 2008).

Por tanto, los ejemplos anteriores ilustran evoluciones estratigráficas comparables en el desarrollo de las plataformas epicontinentales carbonatadas del Jurásico Inferior en los dominios tethysiano y subboreal, formadas por facies perimareales y marinas someras, y su posterior hundimiento y tránsito a facies más profundas. Aunque existen, sin embargo, algunas discrepancias tanto en la edad de inicio de las facies de plataforma somera como en la edad de la discontinuidad de techo o inundación principal (drowning) de dichas plataformas. De esta comparación se pueden destacar dos aspectos en la evolución de estas plataformas: (1) una disección de las plataformas carbonatadas debido a procesos de rifting durante o a partir del Sinemuriense inferior, generando la compartimentación de estas, para diferentes momentos, en altos y surcos, produciéndose comúnmente la presencia de hiatos en zonas de alto (como se observa en el caso de Mallorca o los Alpes Meridionales; Fig. 5), o bien la continuación de la sedimentación perimareal o marino somera (ej. ramas Castellana y Costero Catalana de la Cordillera Ibérica y en la Cordillera Bética, según Aurell et al. 2003; Ruiz-Ortiz et al., 2004, entre otros), mientras que en las zonas de surco cesa la producción carbonatada perimareal a submareal somera; y (2) la existencia de una importante discontinuidad regional a techo del Sinemuriense superior, presente en varias de las cuencas peritethysianas con una evolución comparable con la Cuenca Balear (Mallorca) (Figs. 4 y 5). La misma se reconoce también en el margen subboreal de la Península Ibérica a techo del Sinemuriense superior (Fig. 4). Esta discontinuidad dio paso, durante el Pliensbachiense inferior, a una sedimentación hemipelágica en zonas de surco o de rampa carbonatada distal. En Mallorca esta sedimentación se reconoce en la Formación Sa Moleta (Zonas Jamesoni e Ibex), que puede correlacionarse con unidades equivalentes en otras zonas de paleosurco de los márgenes tethysiano y subboreal de Iberia (“Margocalizas con Pecten” en los Pirineos meridionales, Formación Río Palomar y parte inferior de Formación Almonacid de la Cuba en la Cordillera Ibérica, parte inferior margosa del Miembro Santa Mera en la Cuenca de Asturias y Miembro Margoso de la Formación Camino en la Cuenca Vasco-Cantábrica). En zonas de paleoalto continuó la sedimentación en ambiente de plataforma carbonatada somera durante el Pliensbachiense, como en el caso de la Cordillera Bética, representado por el Miembro Intermedio de la Formación Gavilán que se caracteriza, en algunos afloramientos (Subbético Interno), por calizas de Lithiotidos, o representado por la parte alta de la Formación Cuevas Labradas en las ramas Castellana y Costero-Catalana de la Cordillera Ibérica (Fig. 4).

La discontinuidad de hundimiento (drowning) de las plataformas perimareales al inicio del Sinemuriense superior que se ha observado en algunas zonas del margen tethysiano (ej. Apeninos, Alto Atlas de Marruecos) y en el margen subboreal de la Península Ibérica (Asturias, Vasco-Cantábrica) y sobre la que se superponen facies hemipelágicas del Sinemuriense superior (Lotharingiense), no se ha observado en Mallorca. Sin embargo el tránsito del Estadio 1 (facies perimareales de tipo bahamiano) al Estadio 2 (facies submareales fangosas con espículas de esponjas y foraminíferos planctónicos) dentro de la Formación Es Barraca, puede representar la crisis asociada a este evento Lotharingiense (Lefavrais-Raymond & Lafaurie, 1980).