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).

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).

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

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).

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.

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.

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.

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).

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).

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).

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).

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).

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).