La sección “Cuatro Caminos” está constituida por 6,5 m de arenas finas (2,1-16%), arenas muy finas (22,6-45%) y limos arcillosos (27,5-71,6%). De forma puntual, se encuentran importantes porcentajes de arenas muy gruesas y gravas (hasta el 33,9%) en varios niveles bioclásticos presentes en esta sección, constituidos en gran medida por fragmentos de bivalvos de estos intervalos granulométricos. En general, se observa un aumento gradual del tamaño medio de grano entre las muestras basales más limosas (T-1 a T-3) y las muestras superiores con predominio de las arenas finas y muy finas (T-4 a T-10) (Fig. 2, B).

De muro a techo, pueden diferenciarse cuatro secuencias con similares características texturales y macrofaunísticas (Fig. 2, B: S1 a S4). La base de cada secuencia es ligeramente erosiva y sobre ella se dispone un nivel fino (Fig. 2, C: 10-18 cm) de limos arenosos y arenas limosas bioclásticas con abundantes valvas de bivalvos y frecuentes restos de cetáceos, como vértebras y epífisis vertebrales de misticetos (Fig. 2, D), probablemente del género Balaenoptera. Entre los bivalvos, son abundantes Cristatopecten cristatum (Bronn, 1827) (Fig. 3, A) y Oppenheimpecten revolutus (Michelotti, 1847) (Fig. 3, B-C), así como, en menor medida, Costellamussiopecten koheni (Füchs, 1876) (Fig. 3, D), Costellamussiopecten spinulosus (Münster in Goldfuss, 1833) y Chlamys multistriata (Poli, 1795) (Fig. 3, E).

Cada secuencia se completa con un paquete de limos arenosos y arenas limosas, con un espesor comprendido entre los 70 cm y 2 m, que presenta abundantes evidencias de bioturbación (Ophiomorpha sp.). En estos depósitos son frecuentes las valvas y conchas completas de los bivalvos ya reseñados, así como piezas dentarias aisladas de los condrictios Carcharocles megalodon (Agassiz, 1835) (Fig. 4, A), Cosmopolitodus hastalis (Agassiz, 1843) (Fig. 4, B-C-D-E), Carcharhinus obscurus (Lesueur, 1818), Carcharhinus leucas (Muller & Henle, 1839), Carcharhinus brachyurus (Günther, 1870), Carcharias acutissima (Agassiz, 1843) y Lamna nasus (Bonnaterre, 1788). También aparecen dientes de osteictios, pertenecientes a la familia Sparidae (Sparus sp.).

Estos microcrustáceos son muy escasos en la sección “Cuatro Caminos”, con sólo 65 valvas y caparazones extraídos en los 2 kg analizados de sedimentos (Tabla 1). La mayor densidad (21-24 individuos/200 g) y diversidad (9-10 especies/200 g) se han encontrado en las muestras arenosas T-7 y T-10, en tanto que estos microorganismos están ausentes en la muestra T-2 y no superan los 5 individuos por muestra en las restantes. Se han diferenciado 21 especies pertenecientes a 17 géneros, de las cuáles dos se han determinado en nomenclatura abierta. Un total de 17 especies sólo se circunscriben a una o dos muestras, como Paracypris polita Sars, 1866 (Fig. 5, A), Acanthocythereis hystrix (Reuss, 1850) (Fig. 5, B) o Cytherella vulgata Ruggieri, 1962 (Fig. 5, C) y sólo Aurila semilunata (Seguenza, 1880), Pontocythere elongata (Brady, 1868), Ruggieria tetraptera tetraptera (Seguenza, 1880) (Fig. 5, D) y Nonurocythereis seminulum (Seguenza, 1880) han sido extraídas en tres de ellas. Las dos primeras especies sólo se han hallado en las arenas limosas superiores, en tanto que las dos últimas también aparecen en los limos arenosos basales.

En relación a los aspectos tafonómicos, en general tanto las valvas como los caparazones están bien conservados, con costillas o espinas bien desarrolladas en Acanthocythereis hystrix (Reuss, 1850) o Ruggieria tetraptera, si bien se han observado recristalizaciones superficiales en ejemplares de Cystacythereis caelatura (Uliczny, 1969). Se han apreciado evidencias de depredación en cuatro valvas y caparazones de Aurila semilunata, Cytherella vulgata Ruggieri, 1962 (Fig. 5, C) y Pontocythere elongata (Brady, 1868), que corresponden a perforaciones cilíndricas atribuidas a la icnoespecie Oichnus simplex Bromley, 1981. Otro aspecto importante es la presencia de ejemplares adultos y mudas (A-1 a A-3) de Cytheretta adriatica Ruggieri, 1952 y Neonesidea nigrescens (Eichwald, 1860) en la muestra T-6 y de Urocythereis pseudoseminulum Carbonel, 1969 en la muestra T-10.

Se han seleccionado 10 elementos traza en las seis submuestras analizadas, que incluyen tanto niveles bioclásticos (muestras T-1 y T-2) como interniveles bioturbados (muestras T-3, T-4, T-5 y T-8). La mayoría de estos elementos siguen un patrón relativamente paralelo (Fig. 6, A), con los máximos valores concentrados en las muestras limosas basales T-1 (Be: 2,91 ppm; Mn: 212 ppm; Cu: 8,12 ppm; Zn: 38,7 ppm; Sr: 132 ppm; Ba: 73,8 ppm) y T-2 (Cr: 48,4 ppm, Ni: 15,2 ppm; U: 1,31 ppm), una disminución acusada cerca del límite entre estos limos arenosos basales y las arenas limosas superiores (muestra T-3), una recuperación parcial en T-4 y una disminución notable en las dos muestras superiores, con los valores más bajos de la sección en T-8 (p.e., Cr: 20,7 ppm; Cu: 4,98 ppm; Zn: 29 ppm; Sr: 42,4 ppm). Solo el Pb sigue una distribución algo diferente, con los máximos valores en la muestra T-3 (14,7 ppm) seguidos de una tendencia decreciente en las arenas superiores (8,52-6,74 ppm).

La evolución geoquímica vertical de las tierras raras presenta también un paralelismo acusado (Fig. 6, B), si bien algo diferente al observado en los elementos traza mencionados. Siguen similar tendencia decreciente en los limos basales (T-1 a T-3), pero los máximos valores de la sección se concentran en la base de las arenas limosas (T-4; p.e., La: 20,6 ppm; Ce: 48,2 ppm; Nd: 19,6 ppm; Sm: 4,01 ppm; Er: 1,32 ppm). El sumatorio de las 10 tierras raras seleccionadas sólo supera las 100 ppm en la muestra T-4 (106,79 ppm), para disminuir hacia el techo de la sección, donde aparecen los mínimos valores totales en la muestra T-8 (85,5 ppm).

Las muestras de la UAT muestran valores menores que el estándar PAAS, con un enriquecimiento de las tierras raras medias (Sm, Eu, Gd) en relación tanto con las tierras raras ligeras como con las pesadas (Fig. 7). Los patrones son similares en la mayoría de las muestras analizadas, si bien se observa un empobrecimiento notable de tierras raras pesadas en la muestra T-8.

Los dos estudios reseñados anteriormente en la introducción, basados en el estudio de los foraminíferos planctónicos (Sierro et al., 1996) o en la conjunción de eventos de estos microorganismos con el análisis magnetoestratigráfico de diversas secciones del suroeste de España (Salazar et al., 2016), asignan una edad Messiniense a la UAT, con una edad variable entre los 6,2 Ma y 5,4 Ma. La mayoría de las especies determinadas en este trabajo presentan un amplio rango bioestratigráfico, si bien los diversos grupos presentes permiten efectuar una aproximación general adicional a las mencionadas a la edad de esta unidad.

Los bivalvos Oppenheimpecten revolutus y Cristatopecten cristatum se han citado en yacimientos tortonienses a pliocenos de España y Portugal (Veiga Ferreira, 1961; Civis et al., 1987; Rico-García et al., 2006; Abad et al., 2011; Cárdenas et al., 2017). Entre los condrictios, Cosmopolitodus hastalis es una especie fósil muy frecuente en sedimentos miocenos a escala global, si bien también se ha hallado hasta el Plioceno medio (García, 2008; Collareta et al., 2017). Una distribución aún más amplia (Mioceno medio-Pleistoceno; 17-2 Ma) ha sido indicada para Carcharocles megalodon (revisión en Reolid & Molina, 2015).

En relación a los ostrácodos, una asociación muy similar a la aquí reseñada [p.e. Aurila gr. A. semilunata, Cytheretta spp., Paracypris polita (Sars, 1866), Ruggieria tetraptera tetraptera) ha permitido reconocer depósitos messinienses en el sur de Portugal (Antunes et al., 1981). No obstante, la mayoría de las especies de ostrácodos también se encuentran en depósitos tortonienses de la Depresión del Guadalquivir (Abad et al., 2005). En consecuencia y de forma general, la distribución bioestratigráfica de las especies presentes permite inferir una edad Tortoniense-Messiniense para la sección “Cuatro Caminos”, más amplia que las aportadas en otros estudios previos.

Esta unidad arenosa presenta caracteres texturales claramente distintivos de la potente sucesión de limos arcillosos gris-azulados, muy compactos y con una fractura concoidea típica, que componen la mayor parte de la FAG (Civis et al., 1987). El análisis textural de la sección tipo de esta formación (Fig. 1, A: Gibraleón) o de testigos que abarcan su tramo medio y superior (Fig. 1, A: Huelva, Palos de la Frontera) revela un predominio muy acusado de limos arcillosos (limos: 50-75%; arcillas <15%) sobre las arenas, que no suelen alcanzar el 25% (Abad et al., 2007; Arroyo et al., 2021; Abad et al., 2022; Romero et al., en prensa). Esta distribución contrasta con los similares porcentajes de ambos o mayores porcentajes de arenas observados en la UAT (Fig. 2).

En sedimentos tortonienses de España e Italia, la presencia conjunta de Oppenheimpecten revolutus y Cristatopecten cristatum ha sido observada en medios circalitorales distales (80-100 m de profundidad) e incluso batiales superiores. Estos medios se caracterizaron por un bajo gradiente energético (Rico-García et al., 2006; Bisconti et al., 2022).

Las especies de ostrácodos de la UAT son distintivas en relación con el resto de la FAG, y especialmente en su tramo superior más arenoso. Diversas investigaciones se han centrado en la distribución de estos microorganismos en secciones del tramo inferior de la FAG (Fig. 1, A: Cartaya, Gibraleón, Huelva; Tortoniense superior-Messiniense inferior-medio), que han proporcionado una asociación típica de medios batiales o de plataforma externa próxima al talud continental, compuesta por diversas especies de los géneros Krithe, Parakrithe, Henryhowella, Cytherella, Bairdia y Bairdoppilatta (González-Regalado & Ruiz, 1990; Romero et al., 2021; Romero et al., en prensa).

El tránsito a los limos arenosos basales de la UAT supuso la desaparición temporal de la mayoría de estas especies, o incluso la ausencia de ostrácodos (Tabla 1: T-2). Las diferencias de la ostracofauna de la UAT con los tramos inferiores de la FAG son aún más evidentes en las arenas limosas superiores de esta unidad, donde se han extraído especies típicas de medios neríticos pliocenos a actuales relativamente someros (< 40 m de profundidad), como Aurila longa, Aurila semilunata, Celtia quadridentata (Baird, 1850), Pontocythere elongata, Cytheretta adriatica ó Urocythereis pseudoseminulum (Nascimento, 1988; Ruiz et al., 1997; Abad et al., 2005; Faranza et al., 2007, 2008). En la parte superior de la FAG, vuelven a aparecer las formas neríticas profundas a epibatiales (González-Regalado & Ruiz, 1991), para dar paso a medios infralitorales-circalitorales pliocenos donde se depositaría la Formación Arenas de Huelva (Civis et al., 1987).

Una comparativa entre el contenido en elementos traza y tierras raras de esta unidad y diversos estudios realizados en diferentes secciones superficiales y testigos que incluyen a sedimentos de la FAG permite establecer sus singularidades geoquímicas (Tabla 2). La UAT presenta menores concentraciones medias de la mayoría de los elementos traza que el resto de esta formación, con valores significativamente más bajos de Ba (UAT: 50,8-73,8 ppm; FAG: 150-360 ppm), Sr (UAT: 42,4-132 ppm; FAG: 187,3-293,3 ppm) y U (UAT: 1,02-1,31 ppm; FAG: 2-3,2 ppm) (González de Canales, 2017; Arroyo et al., 2021; Arroyo, com. pers.).

Algo similar puede apreciarse en las tierras raras (Tabla 2), cuyos valores suelen ser inferiores a la mayoría de las medidas indicadas en otras investigaciones de esta formación (Abad, 2007; González de Canales, 2017; Prudencio et al., 2022). El mayor tamaño de grano de la UAT explicaría esta disminución, ya que estos elementos tienden a concentrarse en los sedimentos más finos de los fondos marinos actuales (Prego et al., 2012; Ge et al., 2020; Wu et al., 2020). Por otro lado, el enriquecimiento relativo de tierras raras medias es común en los sedimentos fluviales actuales y holocenos de esta región (López-González et al., 2005, Prudencio et al., 2022), lo que podría avalar la presencia de una componente fluvial importante en la dinámica sedimentaria que dio lugar al depósito de la UAT, ya indicada por otros autores (Toscano et al., 2013).

Estudios previos relacionan la presencia de la UAT con turbiditas depositadas en un medio de plataforma externa en un contexto regresivo, con una bajada temporal del nivel del mar (Sierro et al., 1996; Salazar et al., 2016). Los caracteres más distintivos de la UAT (p.e. textura, malacofauna, niveles bioclásticos, ostracofauna) corroboran esta interpretación previa, con el transporte puntual de sedimentos más groseros y faunas procedentes de las zonas más someras del estrecho Norbético, desde el margen meridional del Macizo Ibérico hacia medios neríticos circalitorales más profundos, dentro de zonas distales de aparatos deltaicos (Fig. 8).

Las secuencias observadas definirían cambios importantes en la dinámica de esta zona nerítica externa. Los niveles bioclásticos corresponderían a aportes tempestíticos que erosionarían el fondo marino y darían lugar a las acumulaciones señaladas de bivalvos epibentónicos, en tanto que los interniveles bioturbados se depositarían durante periodos de mayor calma, con la colonización del sedimento por organismos endobentónicos profundos. Esta disposición e interpretación coinciden con las propuestas para alternancias similares en sedimentos miocenos y pliocenos de España (p.e., González-Delgado et al., 1985).

A nivel regional, la UAT se depositó durante el Messiniense medio-superior en el margen pasivo septentrional de la cuenca del Guadalquivir, sometido sólo a flexión durante el Neógeno. Durante este periodo, esta zona estaba ocupada por una amplia bahía que se extendía principalmente por las actuales provincias de Huelva, Sevilla, Córdoba, Cádiz y Málaga, de acuerdo con las edades propuestas para el cierre del estrecho Norbético (Valenzuela, 1982; Martín et al., 2001). La UAT se enmarcaría dentro de la secuencia de depósito C de Sierro et al. (1996), depositada entre 6.3 Ma y 5.5 Ma durante el ciclo global eustático 3.3 de Haq et al. (1987, 1988). Estos autores estiman una bajada del nivel del mar próximo a 50 m durante este periodo.