Bioestratigrafía y litoestratigrafía del Paleógeno del área de Sierra Espuña (Cordillera Bética Oriental, SE de España)

ACTA GEOLOGICA HISPANICA, v. 31 (1996), nos1-3, p. 161-189 (Pub. 1998) Bioestratigrafía y litoestratigrafía del Paleógeno del área de Sierra Espuña (Cordillera Bética oriental, SE de España) J. SERRA-KIEL (l), M. MARTÍN-MARTÍN (2), B. EL MAMOUNE (2) , A. MARTÍN-ALGARRA(2), J.A. MARTÍN-PÉREZ (2), J. TOSQUELLA , C. FERRANDEZ-CAÑADELL(1) Y F. 1 Departament d7Estratigrafiai Paleontologia,Facultat de Geologia, Universitat de Barcelona, 08071 Barcelona, Spain. 2 Departamento de Estratigrafía y Paleontología,Facultad de Ciencias, Universidad de Granada, 18071 Granada, Spain. 3 Departamento de Geología y Ecología, Facultad de Ciencias, Universidad de Málaga, 29071 Málaga, Spain. RESUMEN ABSTRACT Se presentan nuevos datos litoestratigráñcos y hioestratigráficos del Paleógeno de Sierra Espuña (zona limítrofe entre la zona interna y la externa de la cordillera Bética). Los datos bioestratigráficos se han basado en las zonas de macroforami~feros,forarniníferos planctónicos, y nanoplancton calcáreo. Los resultados litoeshatigráficos y bioestratigráficos se han correlacionado con una escala cronoestratigráfica. From new biostratigraphic and lithostratigraphic data, a revision is made of the Paleogene of the Malaguide Complex of Sierra Espuña, located in the Interna1 Zone (Internal-Externa1 Zone Boundary) of the Betic Cordillera. The Paleogene deposits are characterized according to formations and integrated into depositional sequences and sedimentary cycles. The biostratigraphic data are based on larger forarninifers, planktonic foraminifers, and calcareous nannoplankton. The results are integrated into a lithostratigraphic synthesis and correlated to a chronostratigraphic chart proposed by Sena-Kiel et al. (1998). El Paleógeno de Sierra Espuña se divide en dos ciclos sedimentarios limitados por dos discontinuidades a nivel de cuenca: 1) El Ciclo Sedimentario Inferior del Terciario Maláguide, preorogénico, se subdivide en cuatro secuencias deposicionales: La Secuencia Deposicional del Paleoceno, representada por la Formación Mula (Daniense-Thanetiense); la Secuencia Deposicional del Cuisiense-Luteciense inferior, representada por las formaciones Espuña y Valdelaparra; la Secuencia Deposicional del Luteciense medio-Priaboniense, representada por las formaciones Cánovas y Malvariche; y la Secuencia Deposicional del Rupeliense (Oligoceno Inferior), representada por la Formación As. 2) El Ciclo Sedimentario Superior del Terciario Maláguide, sinorogénico, está representado por las formaciones Bosque y Río Pliego y comprende desde el Rupeliense terminal al Aquitaniense. A este ciclo le sucede el Ciclo Sedimentario del Burdigaliense Inferior, representado por la Formación El Niño. Este ciclo no pertenece propiamente al Maláguide sino que representa un grupo de depósitos sinorogénicos (Grupo Viñuela) transgresivos sobre las Zonas Internas parcialmente estructuradas. Palabras Clave: Bioestratigrafía, Litoestratigrafía, Zona Bética Interna, Sierra Espuña, Paleógeno. The Paleogene of Sierra Espuña is suhdivided into two main sedimentary cycles hounded by regional unconformities: a preorogenic Lower Sedimentary Cycle and a synorogenic Upper Sedimentary Cycle: 1) The Malaguide Tertiary Lower Sedimentary Cycle ranges from the Paleocene to the Lower Oligocene, and is suhdivided into four depositional sequences: The Paleocene Depositional Sequence is represented by the Mula Formation and compnses a lower part dated as Danian, a middle part dated as Selandian, and an upper part dated as Thanetian. The Cuisian-early Lutetian Depositional Sequence is represented by the laterally related Espuña and Valdelaparra formations, which have heen dated as SBZ10-SBZ13(early Cuisian-early Lutetian). The Middle Lutetian-Pnabonian Depositional Sequence is represented by the laterally related Malvariche and Cánovas formations, and has been dated as SBZ14 (middle Lutetian) at the base and NP18-NP20 and P 15 (late Bartonian-Pnahonian) at the top. The Lower Oligocene Depositional Sequence is represented by the As Formation. Our results show that some Lower Oligocene species occur together with reworked Eocene foraminifers in this formation. This age is highly important in determining the true timing of the t h s t events of the upper units of the Malaguide Complex. 2) The synorogenic, Malaguide Tertiary Upper Sedimentary Cycle ranges from the late Lower Oligocene to the Aquitanian. It is represented by the laterally related Bosque and Río Pliego Forrnations. The base was dated as NP23 and the upper part as NN 1. Tnis cycle is followed by an also synorogenic, but not malaguide cycle: the Early Burdigalian Sedimentary Cycle represented by the El Niño Formation, which can be correlated with the Viñuela Group. Key words: Biostratigraphy, Lithostratigraphy, Intemal Betic Zone, Sierra Eipuña, Paleogene ENGLISH ABRIDGED VERSION BIOSrrRATIGRAPHY AND LITHOSTRATIGRAPHY OF THE PALEOGENE OF THE SIERRA ESPUÑA AREA (ORIENTAL BETIC CORDILLERA, SE SPAIN) W(: present new biostratigraphic and lithostratigraphic data from the Paleogene of the Malaguide Tertiai y from the Sierra Espuña area (oriental InternalExterna1 Zone Boundary: Fig. 1). The biostratigraphic study will facilitate the construction of a time-scale for the geodynamic evolution of the Betic-Rif Belt during the period in which it acquired its main tectonic features. From a stratigraphic-sedimentologic standpoint, the Tertiary of Sierra Espuña can be divided into sedimentary cycles that include severa1 depositional sequences, represented by stratigraphic formations and bounded by unconformities and their laterally correlative conformities towards the centre of the basin (Fig. 2). Two Paleogene sedimentary cycles were differentiated: A Malaguide Tertiary Lower Sedimentary Cycle, rangirig from the Paleocene to the Priabonian, includes a Paleocene Depositional Sequence (Mula Fm.), a Cuisilin-early Lutetian Depositional Sequence (Espuña Fm. and Valdelaparra Fm.), a middle Lutetian-Priabonian 1)epositional Sequence (Malvariche Fm. and Cánovas Fin.), and a Lower Oligocene Depositional Sequence (As Fm.) A Malaguide Tertiary Upper Sedimentary Cycle, represented by the Bosque Fm. (Upper Oligocene) and the Rio Pliego Fm. (Upper Oligocene-Aquitanian). Tl~esePaleogene sedimentary cycles are followed by the Neogene Burdigalian Sedimentary Cicle, represented by El Niño Formation, and the Middle Miocene Sedimentary Cycle. THE MALAGUIDE TERTIARY LOWER SEDIMENTARY CYCLE This sedimentary cycle, Paleocene to Lower Oligocene in age, is bounded at the bottom by a major discontinuity with a biostratigraphic gap that comprises the Ilerdian and, occasionally, the Paleocene and the Upper Cretaceous as well. At the top, this cycle is bounded by a major discontinuity with a biostratigraphic gap, that can affect the underlying tertiary succession. The cycle is formed by the following depositional sequences bounded by rninor discontinuities and the correlative continuities basin-toward. The Paleocene Depositional Sequence Represented by the Mula Formation, subdivided into three members (Fig. 3): A Lower Sandstone Member, comprising of microconglomerates and calcareous conglomerates containing Microcodium, phosphates, quartz and abundant bioclasts, which alternate with centimetric levels of sandy marls with Reedella sp., Spiroloculina sp., Reophax sp., Gyroidina sp., Lenticulina sp., Miliola sp., Linaresia sp., Stomatorbina binkhorsti (REUSS 1862), textularids, cibicids and nodosarids. The absence of larger fonninifera and the stratigraphic position, interbedded into the Upper Cretaceous and the Selandian (see below), suggest an Lower Paleocene (Danian) age or SBZ1. An Intermediate Carbonated Member, formed by calcarenites or calcirudites of quartz pebbles, lydite and limestone, massive or with parallel stratification, containing Cuvillierina sireli INAN 1988, Miscellanea globularis RAHAGHI 1978, Planorbulina cretae (MARSSON 1878), Linaresia sp., Haddonia sp., Ethelia alba (PFENDER 1936), Acicularia sp., Marinella sp., miliolids and textularids. The presence of M. globularis indicates a late Paleocene age (Selandian) or SBZ2. An Upper Sandstone Member, made of calcarenites and marly levels with planktonic foraminifers (Subbotina linaperta FINLAY 1947, Globigerina triloculinoides PLUMMER 1926, Muricoglobigerina soldadoensis BRONN 1952,Morozovella aequa CUSHMAN & RENZ 1942, M. velascoensis CUSHMAN 1925, M. edgari PREMOLI-SILVA & BOLLI 1973, M. occlusa LOEBLICH & TAPPAN 1957, M. subbotinae MOROZOVA 1957, Planorotalites chapmani PARR 1938, and P: pseudomenardii BOLLI 1957), and calcareous nannoplankton (Toweius eminens PERCH-NIELSEN 1971, 7: pertusus ROMEIN 1979, Discoaster multiradiatus BRAMLETTE & RIEDEL 1954, D. falcatus BRAMLETTE & SULLIVAN 1961, Rhomboaster cuspis BRAMLETTE & SULLIVAN 1961, Ellipsolithus distictus SULLIVAN 1964, Sphenolithus primus PERCHNIELSEN 1971, Ericsonia subpertusa HAY & MOHLER 1967, Prinsius bisulcus HAY & MOHLER 1967, and Sphenolithus anarrhopus BRAMLETTE 1969). Both associations indicate a late Paleocene (Thanetian) age. The Cuisian-early Lutetian Depositional Sequence This consists of two laterally related formations, the Espuña Fm. and the Valdelaparra Fm. (Fig. 4): 1838, N. parstchi DE LA HARPE 1880, N. leupoldi SCHAUB 1951, N. escheri SCHAUB 1981, and Assilina laxispira DE LA HARPE 1926, which indicate a middle Cuisian or SBZ11. The upper part of this unit contains Nummulites lehneri SCHAUB 1962, N. verneuili D'ARCHIAC & HAIME 1853, and Assilina tenuimarginata HEIM 1908, which indicate an early Lutetian or SBZ13. An Alga1 Limestone Member, comprising limestones with boundstone texture formed by coralline algae and attached foraminifers. The presence of Nummulites lehneri SCHAUB 1962, N. verneuili D'ARCHIAC & HAIME 1853, and Assilina tenuimarginata HEIM 1908 indicates an early Lutetian or SBZ13. The Espuña Formation The Valdelaparra Formation This ranges from the Cuisian to the early Lutetian and can be defined with three members: This ranges from the Cuisian to the early Lutetian, and consists of marls and marly limestones with gastropodrich and lignite-bearing levels (Fig. 4). In the Valdelaparra area, calcareous levels intercalated within these deposits, contain Alveolina jornasinii CHECCIA-RISPOLI 1905, which indicate an early Cuisian or SBZ10. A Sandy-Limestone Member, made of creamcoloured sandy limestones with Alveolina aff. coudurensis HOTTINGER 1960, A. minuta CHECCHIA-RISPOLI 1909, A. fornasinii CHECCHIARISPOLI 1909, A. oblonga D'ORBIGNY 1826, A. distefanoi CHECCHIA-RISPOLI 1905, A. ruetimeyeri HOTTINGER 1960, Glomalveolina minutula REICHEL 1936, Cuvillierina vallensis (RUIZ DE GAONA 1948), and Nummulites burdigalensis burdigalensis DE LA HARPE 1926. This association indicates an early Cuisian age or SBZlO The middle Lutetian-Priabonian Depositional Sequence This sequence consists of two formations, the Malvariche Fm. and the Cánovas Fm. The Malvariche Formation A Limestone Member, made of cream-coloured and white 1imestones.The lower part of this member contains Alveolina aff. coudurensis HOTTINGER 1960, A. minuta CHECCHIA-RISPOLI 1909, A. fornasinii CHECCHIA-RISPOLI 1909, A. oblonga D'ORBIGNY 1826, A. distefanoi CHECCHIA-RISPOLI 1905, A. ruetimeyeri HOTTINGER 1960, Glomalveolina miautida REICHEL 1936, Alveolina sicula DI STEFANI 1951, A. schwageri CHECCHIA-RISPOLI 1905, Numrnulites burdigalensis burdigalensis DE LA HARPE 1926, N. rotularius DESHAYES 1838, N. planulatus (LAMARCK 1804), N. pustulosus DOUVILLÉ 1919, N. escheri SCHAUB 1981, N. leupoldi SCHAUB 1951, Assilina placentula (DESHAYES 1838), and A. plana SCHAUB 1981, which indicate the early Cuisian or SBZ10. The middle part of the member contains Nummulites pratti D'ARCHIAC & HAIME 1853, N. rzitidus DE LA HARPE 1883. N. distans DESHAYES This consists of calcarenites with numerous larger foraminifers, and open-shelf marls with larger foraminifers, placktonic foraminifers and calcareous nannoplankton (Fig. 4). Three members were distinguished: The Lower Member consists of limestone nch in larger foraminifers. The presence of N. aspermontis SCHAUB 1981, N. boussaci ROZLOZSNIK 1924, N. alponensis SCHAUB 1981, N. aff. millecaput BOUBÉE 1832, N. hilarionis SCHAUB 1981, N. beneharnensis DE LA HARPE 1926, and Assilina aff. exponens (SOWERBY 1840) indicates an early middle Lutetian or SBZ14. The Middle Member consists of marls with a limestone leve1 in its rniddle part. It contains abundant N. aff. deshayesi D'ARCHIAC & HAIME 1853, and N. aff. tavertetensis REGUANT & CLAVELL 1967, which indicate the late middle Lutetian or SBZ15. The upper par of the unit contains N. herbi SCHAUB 1981, N. desha>esi D'ARCHIAC & HAIME 1853, N. praepuschi SCHAUB 1981, N. discorbinus SCHLOTHEIM 1820, N. aff. biarritzensis d'ARCHIACH & HAIME 1853, N. millecnput BOUBÉE 1832 and N. lorioli DE LA HARPE 1879, which indicate a late Lutetian or SBZ16. The Upper Member consists of calcarenites with Nummulites perforatus DE MONTFORT 1808, N. praegurnieri SCHAUB 1981, N. beaumonti D'ARCHIAC & HAIME 1853, N. hottingeri SCHAUB 1981, Assilina exponens (SOWERBY 1840), Discocyclina pratti pratti (MICHELIN 1846), and Asterocyclina stellata stellata (D'ARCHIAC 1846). This association indicates an early Bartonian or SBZ17. The calcareous nannoplakton association of the Malvariche Formation (Braarudosphaera bigelowii DEFLANDRE 1947, Coccolithus pelagicus SCHILLER 1930, Discoaster barbadiensis TAN 1927, D. binodosus MAR1'INI 1958, Sphenolithus fircatolithoides LOCKER 1967, S. moriformis BRAMLETTE & WILCOXON 1967, S. radians DEFLANDRE 1952, S. spiniger BUKRY 1971, Reticulofenestra dictyoda STRADNER & EDWARDS 1968, and Zygrhablithus bijugathus DEFLANDRE 1959) and planktonic forarninifers (Globigerina eocaena GUMBEL 1868, G. c o ~ u l e n t aSUBBOTINA 1953, G. praebulloides BLOW 1969, Acaiinina bullbroolci BOLLI 1957, Morozovella spinulosa CUSHMAN 1925, ;and Truncarotaloides topilensis CUSHMAN 1925) indicaie a Middle Eocene age ( NP16 and P12-P14). The Ciznovas Formation This ranges from the late Bartonian to the Priabonian, and consists of marls and silts altemated with calcarenitic beds (Fig. 6). In the lower part of this unit the presence of Nummulites biedai SCHAUB 1962, N. striatus (BRUGUIERE 1792), N. praegarnieri SCHAUB 1981, and Discocyclina augustae augustae WEIJIIEN 1940, indicates the late Bartonian or SBZ18. In the middle and upper part of the unit the Upper Eocene (Priabonian) is represented by planktonic foraminifers (zone P 15): Globigerina galavisi BERMUDEZ 1961, G. tripartita KOCH 1926, G. venezuelana HEDBERG 1937, G. eocaena GÜMBEL 1968, G. corpulenta SUBBOTINA 1953, G. gortanii BORSETTI 1959, Globorotaloides suteri BOLLI 1957, Catapsydrax unicavus BOLLI, LOEBLICH & TAPPAN 1957, Globigerinatheka sp., and Turborotalia cerroazulensis COLE 1928, and by calcareous nannoplankton (zones NP18-NP20): Chiasmolithus oamaruensis MOHLER & WADE 1966, Coccolithus pelagicus SCHILLER 1930, Dictyococcites bisectus BUKRY & PERCIVAL 1971, D. scrippsae BUKRY & PERCIVAL 1971, Discoaster barbadiensis TAN 1927, Helicosphaera compacta BRAMLETTE & WILCOXON 1967, Reticulofenestra umbilica MARTINI & RITZKOWSKI 1978, Sphenolithus morifonnis BRAMLETTE & WILCOXON 1967, S. radians DEFLANDRE in GRASSÉ, and Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959. The late Lower Oligocene Depositional Sequence This is represented by the As Formation (Fig. 7), made of limestone conglomerates and calcarenites containing abundant rounded quartz pebbles. This unit contains Paleocene reworked forarninifers: Stomatorbina binkhorsti (REUSS 1862), and Planorbulina cretae (MARSSON 1878); reworked Eocene foraminifers: A. aff. placentula (DESHAYES 1804), Asterocyclina sp., Discocyclina sp., Orbitoclypeus sp., Fabiania cassis OPPENHEIM 1896, Gyroidinella magna LE CALVEZ 1949, Neorotalia alicantina (COLOM 1954), Rotalia trochidisformis (LAMARCK 1804) and Rotalia ex gr. perovalis (TERQUEM 1882); and Oligocene foraminifers: Asterigerina rotula KAUFMANN 1856, Halkyardia maxima CIMERMAN 1969, and Lepidocyclina sp. This last association indicates a late Lower Oligocene age, confirmed by indirect dating of the formations in lower and upper position (see below). Therefore, the beginning of the deformation in the uppermost levels of the Malaguide of the Sierra Espuña must have occurred in the Upper Oligocene. MALAGUIDE TERTIARY UPPER SEDIMENTARY CYCLE Represented by two laterally related formations: the Bosque Fm. and the Río Pliego Fm. The Bosque Formation It consists of limestone conglomerates, alga1 limestones, bioclastic calcarenites, and silty marls (Fig. 8). It unconformably overlies the partially tectonized, older part of the Maláguide succession. This formation is divided into four members, from bottom to top: a Lower Calcareous Member, a Conglomeratic Member, an Upper Calcareous Member, and a Sandy-Marly Member. The Lower Calcareous Member contains Lepidocyclina sp., Halkyardia maxima CIMERMAN 1969, Nummulites fichteli MICHELOTTI 1841, and N. vascus LEYMERIE 1848, which indicate a late Lower to early Upper Oligocene age. The marly and silty levels of the formation contains two different calcareous nannoplankton associations. In the lower part, the association Dictyococcites bisectus BUKRY & PERCIVAL 1971, Helicosphaera recta HAQ 1966, H. euphratis HAQ 1966, Sphenolithus predistentus BRAMLETTE & WILCOXON 1967, and Zygrhablithus bijugatus Deflandre 1959, indicates an early Upper Oligocene age (Zones NP23 and NP24). In the upper part, the association Coccolithus pelagicus SCHILLER 1930, Cyclicargolithus jloridanus BUKRY 1971, Dictyococcites bisectus BUKRY & PERCIVAL 1971, D. scrippsae BUKRY & PERCIVAL 1971, Discoaster dejlandrei BRAMLETTE & RIEDEL 1954, Helicosphaera bramlettei MULLER 1970, H. euphratis HAQ 1966, H. COMPLEJO DEL CAMPO Figura 1. Mapa geológico de la Cordillera Bética oriental Figure 1. Geological map of the oriental Betic Cordillera perch-nielseniae HAQ 1971, H. recta HAQ 1966, Ilselithina tima ROTH 1970, Pontosphaera multipora ROTH 1970, Pyrocyclus orangensis BACKMAN 1980, Sphenolithus ciperoensis BRAMLETTE & WILCOXON 1967, S. mor@rmis BRAMLETTE & WILCOXON 1967, and Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959, indicates an Oligocene-Aquitanian boundary age (Zone NP25). The Río Pliego Formation This consists of pelagic marls, clays, siltstones, turbiditic immature sandstones, and polygenic congloinerates constituted essentially by Palaeozoic and Triassic Malaguide clasts (Fig. 9) The lower part of the formation contains Dictyococcites bisectus BUKRY & PERCIVAL 1971, Helicosphaera recta WAQ 1966, H. euphratis HAQ 1966, Sphenolithus ciperoensis BRAMLETTE & WILCOXON 1967, S. distentrds BRAMLETTE & WILCOXON 1967, and Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959. This nannoplankton association indicates the Upper Oligocene (Zone NP24). At the top of the formation, Cyclicargolithus abisectus WISE 1973, C.JZoridanus BUKRY 1971, Helicosphaera euphratis HAQ 1966, and Reticulofenestra gai.tneri ROTH & HAQ 1967, indicate the Lower Miocene (NNl , Aquitanian). The results of the litho-biostratigraphical study were integrated in the chronostratigraphical scale represented in figure 10. En este trabajo se aportan nuevos datos bioestratigráficos y litoestratigráficos del Paleógeno del área de Sierra Espuña (Martín-Martín y Martín-Algarra, 1997a; Martín-Martín et al. 1997), situada en el límite de las Zonas Internas-Externas (Fallot, 1930, 1948; Fontboté, 1970; y Julivert et al., 1977) de la Cordillera Bética (Fig. 1). Martín-Martín (1996), caracterizó en este área dos grandes ciclos sedimentarios para los materiales del Terciario Maláguide, limitados por discontinuidades regionales. Estos dos ciclos se definen según su relación con las fases tectónicas principales que estructuraron en compresión el Dominio Maláguide, con un Ciclo Sedimentario Inferior preorogénico y un Ciclo Sedimentario Superior sinorogénico. En el Ciclo Sedimentario Inferior, Martín-Martín (1996) caracterizó cuatro secuencias deposicionales a partir del reconocimiento de discontinuidades estratigráficas menores. Así el Ciclo Sedimentario Inferior, que abarca desde el Paleoceno al Oligoceno Inferior, comprende la Secuencia Deposicional del Paleoceno (Formacion Mula), la Secuencia Deposicional del Cuisiense-Luteciense inferior (Formaciones Espuña y Valdelaparra), la Secuencia Deposicional del Luteciense medio-Priaboniense (Formaciones Malvariche y Cánovas), y la Secuencia Deposicional del Oligoceno Inferior (Formación As). El Ciclo Sedimentario Superior abarca desde el Rupeliense terminal al Aquitaniense, y comprende las Formaciones Bosque y Río Pliego. Los materiales neógenos suprayacentes, que no se describen en este trabajo, incluyen a las formaciones El Niño y Bernabeles, cuya edad es Figura 2 Mapa geológico del área de Sierra Espuña, esquema de situación geográfica del área, y encuadre tectónico del área estudiada en el contexto -+ del Contacto Zonas Internas-Externas Béticas del área de Sierra Espuña; 1: Zonas Externas Béticas (Subbético de la Peñarrubia), 2: Triásico malágiiide, 3: Jurásico-Cretácico maláguide, 4-10: Ciclo Sedimentario Inferior del Terciario Maláguide (Paleoceno-Oligoceno Inferior), 4: Formación Mula, 5: Formación Valdelaparra, 6: Formación Espuña, 7: Formación Malvariche (calcarenitas) y localmente Formación Espuña indiferenciada a la base, 8: Formacitjn Malvariche (margas), 9: Formación Cánovas, 10: Formación As, 11-15: Ciclo Sediementario Superior del Terciario Maláguide (Rupeliense terminal.Aquitaniense), 11 : Formación Bosque (conglomerados calcáreos), 12: Formación Bosque (calizas algales), 13: Formación Bosque (margas), 14: Forniación Río Pliego (lutitas y margas), 15: Formación Río Pliego (conglomerados poligénicos), 16: Formación El Niño (Ciclo Sedimentario del Burdigaliense inferior), 17: Margas de la Formación Bernabeles (Ciclo Sedimentario del Mioceno Medio), 18: Calcarenitas de la Formación Bernabeles (Ciclo Sedimentario del Mioceno Medio), 19: Mioceno Superior, 20: Cuaternario, 21: Contacto de cabalgamiento, 22: Contacto de falla, 23: Contacto estratigriifico, L.H.: Lomo del Herrero, D.: Doñana, V.: Valdelaparra, M.: Malvariche, F.: Fuenteblanca, C.: Loma de Cánovas, CI.: La Cierva, S.: Sabina, 13.: El Bosque, A.: La Almoloya, MZ.: Sierra de Manzanete. C.I.: Casa de los Ingenieros. 1 Figure 2. Geological map of the Sierra Espuña area, geographical location of the area, and tectonic location of the area studied along the boundary between the Internal-External Zones of the Sierra Espuña area. 1 : Extemal Betic Zone (Peñarrubia Subbétic), 2: Malaguide Triassic, 3: Malaguide JurassicCretaceous, 4-10: Malaguide Tertiary Lower Sedimentary Cycle (Paleocene-Lower Oligocene), 4: Mula Formation, 5: Valdelaparra Formation, 6: Espuña Formation, 7: Malvariche Formation (calcarenites) and locally occurring Espuña Formation undifferentiated at the base, 8: Malvariche Formation (marls), 9: Canovas Formation, 10: As Formation, 11-15: Malaguide Tertiary Upper Sedimentary Cycle (Late Rupelian-Aquitanian, 11: Bosque Formation (calcareous conglomerates), 12: Bosque Formation (alga1 limestones), 13: Bosque Formation (marls), 14: Rio Pliego Formation (silts and marls), 15: Rio Pliego Formation (polygenic conglomerates), 16: El Niño Formation (Early Burdigalian Sedimentary Cycle), 17: Marls of Bemabeles Formation (Middle Miocene Sedimentary Cycle), 18: Calcarenites of Bemabeles Formation (Middle Miocene Sedimentary Cycle), 19: Upper Miocene, 20: Quaternary, 21: Thrust, 22: Fault, 23: Stratigraphical contact, L.H.: Lomo del Herrero, D.: Doñana, V.: Valdelaparra, M.: Malvariche, F.: Fuenteblanca, C.: Loma de Cánovas, CI.: La Cierva, S.: Sabina, B.: El Bosque, A,: La Almoloya, MZ.: Sierra de Manzanete. C.I.: Casa de los Ingenieros. 'LJ Burdigaliense inferior y Burdigaliense Langhiense inferior respectivamente. FORMACIÓN MULA &;-j ...... ; 1 . . . - ...... ...... Fm. Espuña /v discordancia Miembro Arenoso Superior f ? superior- En este trabajo se presentan los resultados del estudio bioestratigrafico y litoestratigráfico de las formaciones que constituyen los dos grandes ciclos sedimentarios del Terciario Maláguide. La bioestratigrafía se ha elaborado a partir de macroforaminíferos bentónicos, foraminíferos planctónicos y nanoplancton calcáreo, utilizándose las SBZde Serra-Kiel et al., (1998) para los macroforaminíferos, las P-N de Blow (1969) para los foraminíferos planctónicos, y las NP-NN de Martini (1971) para el nanoplancton calcáreo. La escala cronoestratigráfica utilizada se ha elaborado a partir de Berggren et al., (1995) y Serra-Kiel et al., (1998), incorporando los datos de Martín-Pérez (1997) para el Neógeno. Sin exposición Miembro Carbonatado Intermedio EL CICLO SEDIMENTAR10 INFERIOR DEL (PREOROGÉNICO) TERCIARIO MAZAGUIDE Formación Mula Miembro Arenoso Inferior Está constituida por lutitas color salmón, con intercalaciones conglomeráticas y de calcarenitas con Microcodium. El límite inferior de la formación es paraconforme con el Cretácico Superior y el límite superior lo marcan los sedimentos del Eoceno Inferior de la Formación Espuña. Litoestratigráficamente, esta unidad ha sido definida como Fm. Microcoditas de Mula por Martín-Martín (1996). El holoestratopipo de esta formación es compuesto y lo constituyen la sección de Altos de Doñana para el Paleoceno Inferior y la sección de Lomo de Herrero para el Paleoceno Superior (Figs. 2 y 3). La formación se subdivide en tres miembros según sus caractensticas litológicas, con dos miembros arenosos, inferior y superior, separados por un miembro intermedio carbonatado (Fig. 3): Miembro Arenoso Inferior Figura 3. Holoestratotipos de la Formación Mula. Figure 3. Holostratotypes of the Mula Formation. Presenta una potencia mínima de 15 metros y se caracteriza por la alternancia de bancos centimétricos de areniscas calcáreas oscuras y microconglomerados calcáreos con bancos centimétricos de margas y arenas azuladas. Los bancos calcáreos presentan texturas "wackestone-packstone" con granos de fosfato, cuarzo y cristales de Microcodium. El Miembro Arenoso Inferior presenta la siguiente asociacion de foraminíferos bentónicos: Stomtorbina binkhorsti (REUSS 1862), Reedella sp., Spiroloculina sp., Reophax sp., Gyroidina sp., Lenticulina sp., Miliola sp., Linaresia sp., textuláridos, cibicídidos y nodosáridos. La ausencia de macroforaminíferos y la posición estratigráfica de esta unidad entre el Cretácico superior y materiales datados como seladienses (ver más adelante), permite considerar a estos niveles como pertenecientes al Paleoceno Inferior (Daniense), o SBZ1 . BLICH y TAPPAN 1957, M. subbotinae MOROZOVA 1957, Planorotalites chapmani PARR 1938 y l? pseudomenardii BOLLI 1957. Esta asociación de forarniníferos planctónicos corresponde a las zonas P4-P5. El nanoplancton calcáreo identificado indica la zona NP9:Toweius eminens PERCH-NIELSEN 1971, T pertusus ROMEIN 1979, Discoaster multiradiatus BRAMLETE y REDEL 1954, D. falcatus BRAMLETTE y SULLIVAN 1961, Rhomboaster cuspis BRAMLETTE y SULLIVAN 1961, Ellipsolithus distictus SULLIVAN 1964, Sphenolithus primus PERCH-NIELSEN 1971, Sphenolithus anarophus BRAMLETTE 1969, Ericsonia subpertusa HAY y MOHLER 1967, y Prinsius bisulcus HAY y MOHLER 1967. Estos datos indican una edad Paleoceno Superior. Miembro Carbonatado Intermedio Formación Espuña Está constituido por 4 metros de caliza arenosa o conglomerática, masiva o con estratificación paralela y color gris oscuro. Los clastos son poco redondeados y predominantemente calcáreos, de cuarzo y de lidita. La matriz de las calizas conglomeráticas es de textura "grainstone" o "packstone" con abundantes cristales de Microcodium, briozoos, fragmentos de bivalvos, algas (Acicularia sp., Marinella sp. y rodofíceas encrostantes). El Miembro Carbonatado Intermedio contiene la siguiente asociación de foraminíferos bentónicos: Cuvillierina sireli INAN 1988, Miscellanea globularis RAHAGUI 1978, Planorbulina cretae (MARSSON 1878), Haddonia sp., Linaresia sp., miliólidos y textuláridos. La presencia de M. globularis y C. sireli indica una edad Paleoceno Superior (Selandiense), o SBZ2. Miembro Arenoso Superior Está formado por una decena de metros de alternancia de bancos calcareníticos y niveles margosos. Las calcarenitas presentan textura de "packstone" con cristales de Microcodium, fragmentos de algas rodofíceas y dasicladáceas (Acicularia sp.), de equinodermos, de bivalvos y restos vegetales. Este miembro sólo aflora en la sección de la Loma de Herrero (Fig. 2). Este miembro presenta las siguientes asociaciones de foraminíferos planctónicos y nanoplancton calcáreo. Subbotina linaperta FINLAY 1947, Globigerina triloculinoides PLUMMER 1926, Muricoglobigerina soldadoensis BRONN 1952, Morozovella aequa CUSHMAN y RENZ 1942, M. velascoensis CUSHMAN 1925, M. edgari PREMOLI-SILVA y BOLLI 1973, M. occlusa LOE- El holoestratotipo se sitúa en la sección de Malvariche, con un paraestratotipo en el corte de Cánovas (Figs. 2 y 4). El límite inferior de la unidad es discordante sobre diversos términos de la serie infrayacente (Cretácico o Paleoceno: Fm. Mula) y lleva asociado una laguna estratigráfica. El límite superior puede ser el paso gradual a la Formación Valdelaparra, o una paraconformidad asociada a la presencia de mineralizaciones de óxidos de hierro o de niveles conglomeráticos. La potencia máxima de la formación es de 250-300 m. A partir de las características litológicas se han diferenciado tres miembros (Fig. 4) : Miembro Arenoso-Calcáreo Caracterizado como el "sandy limestone member" de la Formación Xiquena por Geel (1973) en la región de Vélez Rubio, está compuesto por calizas arenosas o conglomeráticas con una potencia de 10 metros. Los niveles más detríticos presentan abundantes granos de cuarzo, fosfato y glauconita, mientras que los niveles más carbonatados, con textura "grainstone" o "packstone", contienen abundantes macroforaminíferos. El Miembro Arenoso-Calcáreo presenta una asociación de macroforaminíferos que caracteriza el Cuisiense inferior, zona SBZ10. Las especies identificadas son las siguientes: Alveolina aff. coudurensis HOTTINGER 1960, A. minuta CHECCHIA-RISPOLI 1909, A. fornasinii CHECCHIA-RISPOLI 1909, A. oblonga D'ORBIGNY 1826, A. distefanoi CHECCHIA-RISPOLI 1905, A. ruetimeyeri HOTTINGER 1960, Glomalveolina minutula REICHEL 1936, Cuvillierina vallensis CUlSlENSE 10 m u. 'c. a 0 LUTECIENSE INFERIOR 2 (RUIZ DE GAONA 1948) y Nummulites burdigalensis burdigalensis DE LA HARPE 1926. Miembro de Calizas Corresponde este miembro al definido por Geel (1973) como "Limestone Alveolina Member". Está formado por calcarenitas masivas de textura "wackestone" o "packstone", con abundantes alveolínidos en la sección de Malvariche (holoestratotipo, Fig. 4), y con abundantes nummulítidos en la sección de Cánovas (paraestratotipo, Fig. 4). La potencia de esta unidad varía entre los 25 y los 75 metros. La parte inferior del Miembro de Calizas presenta las mismas especies de alveolínidos que el miembro anterior más Alveolina sicula DI STEFANI 1951 y A. schwageri CHECCHIA-RISPOLI 1905, indicando el conjunto una edad Cuisiense inferior, zona SBZ10. Cuando los macroforaminíferos predominantes son los nummulítidos, como en la sección de Cánovas, las especies identificadas son las siguientes: En la base del miembro: Nummulites burdigalensis burdigalensis DE LA HARPE 1926, N. rotularius DESHAYES 1838, N. planulatus (LAMARCK 1804), N. pustulosus DOUVILLÉ 1919, N. escheri SCHAUB 1981, N. leupoldi SCHAUB 1951, Assilina placentula (DESHAYES 1838) y A. plana SCHAUB 1981, que indican un Cuisiense inferior, o SBZ10. En la parte media del miembro: Nummulites pratti D'ARCHIAC y HAIME 1853, N. nitidus DE LA HARPE 1883, N. distans DESHAYES 1838, N. parstchi DE LA HARPE 1880, N. leupoldi SCHAUB 1951, N. escheri SCHAUB 1981 y Assilina laxispira DE LA HARPE 1926, que indican el Cuisiense medio, o SBZ11. En la parte superior la presencia de Nummulites lehneri SCHAUB 1962, N. verneuili D'ARCHIAC y HAIME 1853, y de Assilina tenuimarginata HEIM 1908, indica el Luteciense inferior, o SBZ13. Miembro de Calizas Algales Constituido por calizas con textura "boundstone" de rodofíceas y foraminíferos encostrantes (Solenomeris sp.). Presenta estratificación masiva, adquiriendo localmente un aspecto brechificado a causa de la erosión de las bioconstrucciones de rodofíceas. La potencia varía entre los 25 y los 100 metros. La asociación de nummulítidos del Miembro de Calizas Algales indica una edad Luteciense inferior, o SBZ13. Las especies identificadas son: Nummulites lehneri SCHAUB 1962, N. verneuili D'ARCHIAC y HAIME 1853, y Assilina tenuimarginata HEIM 1908. Formación Valdelaparra Esta formación se corresponde lateralmente y se superpone a la Formación Espuña (Fig. 4). Está constituida por margas grises-azules y calizas margosas grises con niveles ricos en gasterópodos y niveles con lignito. El límite inferior de la unidad es discordante sobre los términos de la serie infrayacente (Jurásico y Cretácico) y lleva asociado una laguna, o bien coincide con un paso gradual a la Formación Espuña. El límite superior, cuando no ha sido erosionado por materiales oligocenos, consiste en una paraconformidad, que puede llevar asociada la presencia de costras ferruginosas. El estratotipo se sitúa en la sección de Valdelaparra (Fig. 4). La potencia máxima de la formación es de unos 100 m. Según las caracteristicas litológicas pueden diferenciarse dos miembros: Miembro Conglomerático Calcarenítico Formado por una capa de 2 a 5 metros de potencia de conglomerados y brechas en la base y calcarenitas a techo. La matriz de los conglomerados es carbonatada, de textura "packstone" o "grainstone", con foraminíferos bentónicos (Alveolina sp., Nummulites sp., Orbitolites sp., Cuvillierina sp., miliólidos, textuláridos y rotálidos), algas rodofíceas y dascicladáceas, mientras que las calcarenitas del techo contienen abundantes alveolínidos. Miembro Margoso-Calcáreo Formado por margas amarillentas con intercalaciones de margocalizas blancas, con abundantes gasterópodos, bivalvos, oogonios de caráceas, discórbidos y alveolínidos. A techo de esta unidad se localizan abundantes niveles de lignito. En este miembro se ha constatado la presencia de Alveolina fornasinii CHECCHIA-RISPOLI 1909, que indica que pertenece al Cuisiense inferior, o SBZ10. Sin embargo, por correlación cartográfica y estratigráfica de esta formación con la Formación Espuña (Fig. 4), se puede concluir que el Miembro Margoso-Calcáreo abarca un intervalo que comprende desde el Cuisiense inferior al Luteciense inferior o SBZ10-SBZ13. FORMACIÓN MALVARICHE Sección de Cánovas (Paraestratotipo) Sección de Malvariche (Holoestratotipo) Miembro Superior / I Miembro Intermedio I /v discontinuidad Cretácico Figura 5. Holoestratotipo y paraestratotipo de la Formación Malvariche. Figure 5. Holostratotype and parastratotype of the Malvariche Formation. 1\ 1 . - Fm. Espuña Formación Malvariche El nombre de Fm. Malvariche fue propuesto por Lonergan (1991) para designar a todo el conjunto de materiales del Eoceno Medio. Martín-Martín (1996) lo redefine y lo limita a los sedimentos calcáreos con intercalaciones margoso-arenosas, siendo el holoestratotipo la sección de Malvariche, y el paraestratotipo el corte de Cánovas (Fig. 2). El límite inferior de la unidad es una paraconformidad con mineralizaciones de hierro y niveles de conglomerados sobre las formaciones infrayacentes (Espuña y Valdelaparra). El límite superior lo marca la base de la suprayacente Formación Cánovas. La formación se divide en tres miembros según las características litológicas (Fig. 5): Miembro Inferior Con una potencia máxima de 50 m, se caracteriza por su composición dominantemente carbonatada y su alto contenido en macroforaminíferos, entre los que descatacan por su abundancia especímenes de Assilina sp., Discocyclina sp. y Nurnmulites sp. de grandes dimensiones. En la parte superior de esta unidad se localiza, en la sección de Malvariche (holoestratotipo, Fig. 5), una intercalación de margas y margocalizas de 10 metros de potencia con abundantes gasterópodos, bivalvos, caráceas y ostrácodos En el Miembro Inferior se han identificado las siguientes especies de nurnrnulíiidos: Nummulites aspemzontis SCHAUB 1981, N. boussaci ROZLOZSNIK 1924, N. alponensis SCHAUB 1981, N. a f f . millecaput BOUBÉE 1832, N. hilarionis SCHAUB 1981, N. benehamensis DE LA HARPE 1926, y Assilina aff. exponens (SOWERBY 1840). La asociación permite atribuir esta unidad a la base del Luteciense medio, o SBZ14. Miembro Intermedio Se caracteriza por el predominio de sedimentos margoso-arenosos respecto a los carbonatados. Presenta una potencia de 300 metros. En la parte media de la unidad se localiza un tramo de calizas arenosas de potencia variable, que se adelgazan rápidamente hasta desaparecer hacia el sector de Cánovas (Fig. 5). Este miembro ha sido datado por la presencia de grandes Nummulites del grupo N. millecaput, que pueden alcanzar los 10 cm de diámetro. En el Miembro Intermedio se han identificado los siguientes foraminíferos planctónicos: Globigerina eocaena GUMBEL 1868, G. corpulenta SUBBOTINA 1953, G. praebulloides BLOW 1969, Acarinina bullbrooki BOLLI 1957, Morozovella spinulosa CUSHMAN 1925, y Truncarotaloides topilensis CUSHMAN 1925, que caracterizan el intervalo P12-P14 del Eoceno Medio. Las especies de nanoplancton calcáreo identificados en este miembro son: Braarudosphaera bigelowii DEFLANDRE 1947, Coccolithus pelagicus SCHILLER 1930, Discoaster barbadiensis TAN 1927, D. binodosus MARTINI 1958, Sphenolithus furcatolithoides LOCKER 1967, S. moriformis BRAMLETTE y WILCOXON 1967, S. radians DEFLANDRE 1952, S. spiniger BUKRY 1971, Reticulofenestra dictyoda STRADNER y EDWARDS 1968, y Zygrhablithus bijugathus DEFLANDRE 1959, que corresponden a la zona NP16 del Eoceno Medio. En la parte inferior del Miembro Intermedio, las especies de nummulítidos: Nummulites a f f . deshayesi D'ARCHIAC y HAIME 1853,y N. a f f . tavertetensis REGUANT y CLAVELL 1967, permiten atribuir este intervalo al Luteciense medio alto, o SBZ15. En la parte media y superior, la presencia de Nummulites herbi SCHAUB 1981, N. deshayesi D'ARCHIAC y HAIME 1853, N. praepuschi SCHAUB 1981, N. discorbinus SCHLOTHEIM 1820, N. a f f . biarritzensis d'ARCHIACH y HAIME 1853, N. millecaput BOUBÉE 1832 y N. lorioli DE LA HARPE 1879, indica el Luteciense superior, o SBZ16. Miembro Superior Con una potencia máxima de 20 metros, se caracteriza por su litología calcarenítica, algo más arenosa que los miembros inferiores. Contiene abundantes macroforaminíferos de grandes dimensiones (Numrnulites sp., Assilina sp. y Discocyclina sp.). El Miembro Superior ha sido datado exclusivamente con macroforarniníferos. La presencia de: Nummulites pe$oratus (DE MONTFORT 1808), N. praegarnieri SCHAUB 1981, N. beaumonti D'ARCHIAC y HAIME 1853, N. hottingeri SCHAUB 1981, Assilina exponens (SOWERBY 1840), Discocyclina pratti pratti (MICHELIN 1846) y Asterocyclina stellata stellata (D'ARCHIAC 1846), indica el Bartoniense inferior, o SBZ17. Formación Cánovas Unidad litoestratigráfica caracterizada litológicamente por el predominio de margas y limos amarillentos, que alternan con calcarenitas de potencia centimétrica y textura "packstone". En el estratotipo, sección de Cánovas (Figs. 2 y 6), la potencia es de 200 metros. El límite inferior es la Formación Malvariche y el límite superior está marcado por el depósito de los materiales del Oligoceno Inferior, en clara discontinuidad con una laguna estratigráfica (discordancia angular estratigráfica). Los macroforaminíferos identificados en la parte basal de la unidad son: Nummulites biedai SCHAUB 1962, N. striatus (BRUGU&RE 1792), N. praegarnieri SCHAUB 1981 y Discocyclina augustae augustae WEIJDEN 1940, e indican que esta parte basal pertenece al Bartoniense superior, o SBZ18. Sección de Canovas (Estratotipo) Fm.Bosque (Oligoceno n/ discontinuidad La parte alta de la unidad se ha datado con foraminíferos planctónicos y nanoplancton calcáreo. Los foraminíferos planctónicos Globigerina galavisi BERMÚDEZ 1961, G. tripartita KOCH 1926, G. venezuelana HEDBERG 1937, G. eocaena GÜMBEL 1968, G. corpulenta SUBBOTINA 1953, G. gortanii BORSETTI 1959, Globorotaloides suteri BOLLI 1957, Catapsydrax unicavus BOLLI, LOEBLICH y TAPPAN 1957, Globigerinatheka sp. y Turborotalia cerroazulensis COLE 1928), permiten atribuir la asociación a la zona P15. El nanoplancton calcáreo, con las especies Chiasmolithus oamaruensis MOHLER y WADE 1966, Coccolithus pelagicus SCHILLER 1930, Dictyococcites bisectus BUKRY y PERCIVAL 1971, D. scrippsae BUKRY y PERCIVAL 1971, Discoaster barbadiensis TAN 1927, Helicosphaera compacta BRAMLETTE y WILCOXON 1967, Reticulofenestra urnbilica MARTINI y RITZKOWSKI 1978, Sphenolithus moriformis BRAMLETTE y WILCOXON 1967, S. radians DEFLANDRE in GRASSÉ y Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959, indica el intervalo NP18-NP20 del Eoceno Superior (Priaboniense). Formación As - -- continuidad Fm. Malvariche (Bartoniense Inferior) Figura 6. Estratotipo de la Formación Cánovas. Figure 6. Stratotype o€ the Cánovas Formation. Unidad litológica denominada como "Upper Eocene Unit" por Lonergan (1991) y formalizada por MartínMartín et al. (1997b). El estratotipo es la sección de Casa de los Ingenieros (Figs. 2 y 7). Se caracteriza por una litología muy variada, con una parte basal compuesta por 5 m de calizas arenosas con bivalvos y gasterópodos con intercalaciones margoso-arenosas, una parte intermedia de 3 a 4 m, formada por conglomerados con cantos de cuarzo, lidita y grauvacas con numerosas cicatrices erosivas canaliformes internas, y una parte superior de 5 a 6 m, caracterizada por calizas arenosas con algunos cantos dispersos y abundantes macroforaminíferos. La principal característica litológica de esta unidad es la presencia de clastos de cuarzo y lidita de procedencia maláguide en las diferentes litologías de la formación. El límite inferior de la unidad es una discordancia cartográfica asociada a una laguna estratigráfica y a un cambio neto de litología. El límite superior está marcado por una superficie de erosión entre esta unidad y los sedimentos oligocenos suprayacentes, o se encuentra cortado por las unidades maláguides cabalgantes (Fig. 7). La potencia máxima observada de la formación es de 15 metros. Esta unidad había sido datada como eocena "Auversiense" por Paquet (1969, 1970). Se ha constatado por Martín-Martín (1996) y Martín-Martín et al. (1997b), que Sección Casa de los Ingenieros (Estratotipo) Sección Malvariche FORMACIÓNBOSQUE F O R M A C I ~A NS E m /v discontinuidad FORMACIÓNVALDELAPARRA .. .. .... . . ....... . .. .. .... . . .... . .. . . ................. ..... ... ..... FORMACI~NCANOVAS Figura 7. Columnas sintéticas de la Formación As en la sección de la Casa de los Ingenieros (estratotipo) y en la sección de Malvariche. Figure 7. Synthetic colurnns of the As Forrnation in the Casa de los Ingenieros section (stratotype) and the Malvariche section junto a macroforarniníferos resedimentados del Paleoceno y Eoceno se encuentran formas del Oligoceno. Los macroforarniníferos paleocenos y eocenos identificados son: Stomatorbina binkhorsti (REUSS 1862),Planorbulina cretae (MARSSON 1878), A. aff. placentula (DESHAYES 1804), Asterocyclina sp., Discocyclina sp., Orbitoclypeus sp., Fabiana cassis OPPENHEIM 1896, Gyroidinella magna LE CALVEZ 1949, Neorotalia alicantina (COLOM 1954), Rotalia trochidisformis (LAMARCK 1804) y Rotalia ex gr. perovalis (TERQUEM 1882). Los macroforaminíferos oligocenos identificados son: Asterigerina rotula KAUFMANN 1856, Halkyardia maxima CIMERMAN 1969, y Lepidocyclina sp., y permiten atribuir esta unidad al Oligoceno Inferior (Rupeliense). EL CICLO SEDIMENTAR10 SUPERIOR DEL TERCIARIO MALÁGUIDE (SINOROGÉNICO) Formación Bosque Lonergan (199 1) denominó informalmente como Formación Bosque a los conglomerados, calizas algales y equivalentes laterales que Paquet (1969) había denominado "El Bosque". Martín-Martín (1996) definió formalmente estos materiales como Formación Bosque, situando el estratotipo en la sección de La Sabina (Figs. 2 y 8), con una potencia de 1350 metros. El límite inferior está marcado por una discordancia regional sobre los materiales mesozoicos y fosiliza una unidad cabalgante al SE de la zona cartografiada (Martín-Martín et al., 1997~).El límite superior son los materiales lutítico-limosos de la Formación Río Pliego. Según las características litológicas se han diferenciado cuatro miembros (Fig. 8) : F O R M A C I ~ NB O S Q U E Sección de La Sabina (Estratotipo) FORMACIÓN R ~ O PLIEGO - - - - - - continuidad - - - - - - - Miembro Margoso-Arenoso Miembro Calcáreo Inferior Formado por calizas masivas o estratificadas en secuencias estratocrecientes, con textura predominantemente "mudstone" o "wackestone", con algunos niveles de "packstone" con abundantes algas rojas, foraminíferos encostrantes y macroforaminíferos. Presenta una potencia máxima de 50 metros. Las calizas algales del Miembro Calcáreo Inferior contienen la asociación de macroforaminíferos compuesta por: Lepidocyclina sp., Halkyardia maxima CIMERMAN 1969, Nummulites fichteli MICHELOTTI 1841, y N. vascus LEYMERIE 1848, que indica la parte superior del Rupeliense según Drooger y Laagland (1986). Los niveles margosos y limosos intercalados en los niveles inferiores de la formación, han suministrado una asociación de nanoplancton calcáreo característica de las zonas NP23 y NP24 (Rupeliense terminal-Catiense basa]), compuesta por: Dictyococcites bisectus BUKRY y PERCIVAL 1971, Helicosphaera recta HAQ 1966, H. euphratis HAQ 1966, Sphenolithus predistentus BRAMLETTE y WILCOXON 1967, y Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959. Miembro Calcáreo Superior Miembro Conglomerático Compuesto por conglomerados estratificados con escasa matriz calcárea, muy bien cementados y sin ordenación interna aparente. Los cantos calcáreos proceden del Mesozoico y Terciario de la serie infrayacente y pueden alcanzar dimensiones métricas. La potencia máxima es de 600 metros. Miembro Conglornerático Miembro Calcáreo Inferior discontinuidad /v Mesozoico Miembro Calcáreo Superior Formado por calizas masivas o estratificadas y calizas arenosas, organizadas en secuencias estratocrecientes. Presentan facies bioclásticas con abundantes algas rojas, foraminíferos encostrantes, macroforaminíferos, bivalvos y equinodermos. Las texturas más frecuentes son "wackestone" y "packstone". Los niveles carbonatados más detríticos presentan litoclastos carbonatados y cuarzosos de tamaño grava. La potencia máxima es de 400 metros. Miembro Margoso-Arenoso Figura 8. Estratotipo de la Formación Bosque. Figure 8. Stratotype of the Bosque Formation. Formado por margas, lutitas y limos con intercalaciones de calcarenitas bioclásticas de textura "packstone", escasos conglomerados calcáreos y areniscas. En la parte superior del miembro se localiza un nivel formado por una o varias capas de calizas algales de textura "boundstone" o "bindstone", con abundantes algas rojas y foraminíferos encostrantes. La potencia máxima del miembro es de 300 metros. Los niveles margosos y limosos intercalados en el miembro supenor de la formación han suministrado una asociación de nanoplancton calcáreo característica de la zona NP25, del Oligoceno Superior (Catiense). La asociación esta compuesta por: Coccolithus pelagicus SCHILLER 1930, Cyclicargolithus floridanus BUKRY 1971, Dictyococcites bisectus BUKRY y PERCNAL 1971, D. scrippsae BUKRY y PERCNAL 1971, Discoaster deflandrei BRAMLETTE y RIEDEL 1954, Helicosphaera bramlettei MÜLLER 1970, H. euphratis HAQ 1966, H. perch-nielseniae HAQ 1971, H. recta HAQ 1966, Ilselithina fusa ROTH 1970, Pontosphaera multipora ROTH 1970, Pyrocyclus orangensis BACKMAN 1980, Sphenolithus ciperoensis BRAMLETTE y WILCOXON 1967, S. F O R M A C I ~ NRIOP L I E G O Secci6n de Chnovas-Almoloya (HoIoelra10tipo) Sección de DoRana (Paraestratotipo) moriformis BRAMLETTE y WILCOXON 1967, y Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959. Formación Río Pliego Definida informalmente por Jerez-Mir (1979) para designar los sedimentos pelito-arenosos que afloran a lo largo del valle del Río Pliego, incluyendo los materiales margosos de la Formación Bosque. Lonergan (1991) definió informalmente estos materiales como Formación Amalaya (sic; =Almoloya). Martín-Martín (1996) los caracterizó formalmente como Formación Río Pliego, designando como holoestratotiopo la sección de Cánovas-Almoloya (Figs. 2 y 9) y como paraestratotipo las secciones de Manse caraczanete y Doñana (Fig. 2). Litoe~tratigr~camente teriza por lutitas y limos de colores rojizos o amarillentos con intercalaciones de areniscas y conglomerados. El 1ímite inferior de la formación lo marca el tránsito por cambio lateral de facies a las margas amarillentasy calcarenitas de la Formación Bosque, o al tramo carbonatado del Miembro Margoso-Arenoso de dicha formación, mientras que el superior es la superficie de conformidad asociada a los sedimentos de la Formación El Niño (Fig. 2). En función de las características litológicas, la Formación Río Pliego se ha dividido en tres miembros (Fig. 9) : Miembro Inferior Constituye el tramo más potente de la formación, alcanzando 250 m en el holoestratotipo. Está constituido por arcillas, limos, arenas y areniscas con intercalaciones de niveles conglomeráticos en la parte superior. Miembro lntenor discontinuidad Las margas de este miembro contienen una asociación característica de la zona NP24, que comprende la parte supenor del Rupeliense (Oligoceno Inferior) y parte inferior del Catiense (Oligoceno Superior). La asociación está compuesta por: Dictyococcites bisectus BUKRY y PERCIVAL 1971, Helicosphaera recta HAQ 1966, H. euphratis HAQ 1966, Sphenolithus ciperoensis BRAMLETTE y WILCOXON 1967, S. distentus BRAMLETTE y WILCOXON 1967, y Zygrhablithus bijugatus DEFLANDRE 1959. Miembro Intermedio Conglomerático Figura 9. Holoestratotipo y paraestratotipo de la Formación Río Pliego. Figure 9. Holostratotype and parastratotype of the Río Pliego Formation. Con 20 m de potencia en el holoestratotipo (sección de Almoloya), en el paraestratotipo de Doñana puede alcanzar 200 m. Está constituido por conglomerados que Figura 10. Síntesis litoestratigráfica del Paleógeno de Sierra Espuña y su correlación con la escala cronoestratigráficaelaborada a partir de Berggren et al. (199P), Serra-Kiel et al. (1998), y Martín-Pérez (1997). Figure 10. Lithostratigraphic synthesis of the Paleogene of Sierra Espuña and its correlation with the chronostratigraphicalchart based on data taken from Berggren et al. (1995), Sena-Kiel et al. (1998), and Martín-Pérez (1997). pueden ser clastosoportados o tener matriz arenosa. Los cantos, con un tamaño máximo de 40 cm, proceden en su mayoría del zócalo paleozoico del Maláguide. Miembro Superior Con una potencia de 30 m en el holoestratotipo, está compuesto por limos de colores rojizos, con intercalaciones de arenas finas en la parte superior. En este miembro se ha identificado la siguiente asociación: Cyclicargolithus abisectus WISE 1973, C. jloridanus BUKRY 1971, Helicosphaera euphratis HAQ 1966, y Reticulofenestra gartneri ROTH y HAQ 1967, que indica la zona NN1 (Mioceno Inferior, Aquitaniense). En el área de Sierra Espuña, a la Formación Río Pliego le suceden, por medio de una superficie de conformidad, los sedimentos de la Formación El Niño, perteneciente al Grupo Viñuela (Martín-Algarra 1987), constituida por margas, areniscas, brechas y pelitas silícicas y cuyo contenido en foraminíferos planctónicos y nanoplancton calcáreo indica una edad correspondiente al Burdigaliense inferior. Los resultados del estudio lito-bioestratigráfico se han integrado en la escala cronoestratigráfica representada en la figura 10. Esta escala se ha elaborado a partir de Berggren et al., (1995), Serra-Kiel et al., (1998), incorporándose los datos de Martín-Pérez (1997). La síntesis del estudio bioestratigráfico de los ciclos sedimentarios, secuencias deposicionales y formaciones son los siguientes: inferior que corresponde a la zona SBZl (Daniense), una parte media que corresponde a la zona SBZ2 (Selandiense), y una parte superior que corresponde a la zona NP9 de nanoplancton calcáreo y a las zonas P4-P5 de foraminíferos planctónicos (Thanetiense). Hasta la fecha sólo Azéma (1961) había citado la presencia de depósitos del Paleoceno sensu latu en el dominio Maláguide, en afloramientos tectonizados en el área de Málaga. Secuencia Deposicional del Cuisiense-Luteciense inferior Está representada por los materiales esencialmente calcáreos de la Formación Espuña, y los materiales margoso-calcáreos de la Formación Valdelaparra. Ambas formaciones están relacionadas mediante un cambio lateral de facies, con una progradación de la Fm. Valdelaparra sobre la Fm. Espuña. En la formación Valdelaparra sólo se ha identificado, en la parte inferior, la SBZlO (Cuisiense inferior). En la Formación Espuña se han identificado, a partir de macroforaminíferos, tres biozonas: La parte inferior de la formación corresponde a la SBZlO (Cuisiense inferior); la parte media a la SBZll (Cuisiense medio); y la parte superior a la SBZ13 (Luteciense inferior). Secuencia Deposicional del Luteciense Medio-Priaboniense Este ciclo sedimentario abarca del Paleoceno al Oligoceno Inferior. Está constituido por depósitos previos a las fases tectónicas compresivas principales, puesto que es anterior a las estructuras tectónicas más antiguas que se han podido reconocer en la región (Martín-Martín et al. 1997a). Se divide en cuatro secuencias deposicionales: Está compuesta por los materiales calizo-margosos de la Formación Malvariche y los materiales margosos de la suprayacente Formación Cánovas. En la Formación Malvariche se han identificado las siguientes biozonas: La parte inferior de la formación corresponde a la SBZ14 (Luteciense medio). En la parte media, los foraminíferos planctónicos caracterizan las zonas P12-P14 'del Eoceno Medio; el nanoplancton calcáreo indica la zona NP16; y los macroforaminíferos las SBZ15 y SB 16, por lo que esta parte media se sitúa en el Luteciense medio-superior. En la parte superior de la Formación Malvariche se ha identificado la SBZ17 (Bartoniense inferior). La base de la Formación Cánovas corresponde a la SBZ18 (Bartoniense superior). La parte alta de esta formación corresponde a las biozonas NP18-NP20 de nanoplancton calcáreo y P15 de foraminíferos planctónicos, por lo que se sitúa en el Bartoniense superior-Priaboniense. Secuencia Deposicional del Paleoceno Secuencia Deposicional del Oligoceno Inferior Representada por los sedimentos calcareníticos y arenoso-calcáreos con abundante Microcodium de la Formación Mula. En ella se han diferenciado, una parte Representada por los conglomerados, areniscas y calizas de la Formación As, esta unidad había sido datada como eocena "Auversiense", por Paquet (1969, 1970). Ciclo Sedimentario Inferior del Terciario Maláguide Se ha constatado que junto a macroforaminíferos reelaborados del Paleoceno y Eoceno se encuentran formas del Oligoceno. La presencia de Lepidocyclina sp., Asterigerina rotula y Halkyardia maxima, permite atribuir esta unidad al Oligoceno Inferior (Rupeliense) según Martín-Martín et al. (1997b, c). Este trabajo se inscribe dentro de los siguientes proyectos: PB93-1150, PB93-1000, PB94-0050, y PB950883, y Grupos de Investigación no. 4089, 4076, y RMN-212 de la Junta de Andalucía. Ciclo Sedimentario Superior del Terciario Maláguide REFERENCIAS Este ciclo sedimentario abarca de la parte superior del Oligoceno Inferior al Mioceno Inferior (Rupeliense terminal-Aquitaniense), periodo en que tuvieron lugar las fases tectónicas principales que afectaron el área. Está representado por los conglomerados, calizas algales, calcarenitas y margas de la Formación Bosque y los materiales detríticos de la Formación Río Pliego. Azéma, J., 1961. Étude géologique des abords de Málaga (Espagne). Est. Geol., 17, 131-160. En la parte inferior de la Formación Bosque, la asociación de macroforarniníferos indica una edad correspondiente a la parte superior del Oligoceno Inferior, mientras que el nanoplancton calcáreo indica las biozonas NP23 y NP24. En la parte superior se ha identificado la zona NP25. En la parte basa1 de la Formación Río Pliego se ha identificado la NP24, y a techo de la formación la NN1. Estos datos permiten atribuir a este ciclo un intervalo que abarca desde la parte alta del Oligoceno Inferior (Rupeliense terminal) al Mioceno Inferior (Aquitaniense). A este ciclo le sucede un Ciclo Sedimentario del Burdigaliense Inferior (Martín-Martín, 1996), representado por los materiales margosos, areniscosos, microbrechíticos y silexíticos de la Formación El Niño, correlacionables con los sedimentos del Grupo Viñuela de Martín-Algarra (1987). Como conclusión diremos que el área de Sierra Espuña, que constituye el lugar ideal e imprescindible para la realización de estudios estratigráficos sobre el Terciario Maláguide, puede constituir también un área excepcional para la realización de estudios biostratigráficos integrados, como los que se han mostrado en este trabajo, con diferentes grupos fósiles: macroforaminíferos bentónicos, foraminíferos planctónicos y nanoflora calcárea. Esto es posible gracias a los rápidos cambios de facies (medios de transición-plataforma marina-cuenca) de las diferentes formaciones estudiadas, así como por la gran calidad de los afloramientos y la extensión del registro estratigráfico terciario (PaleocenoNeógeno). Todo esto se ve favorecido por una baja tectonización de la zona para lo que suele ser lo normal dentro de las Zonas Internas Béticas. AGRADECIMIENTOS Berggren, W.A., Kent, D.V., Schisher, C.C., Aubry, M.-P., 1995. A Revised Cenozoic Geochronology and Chronostratigraphy. In W.A. Berggren, D.V. Kent, M.-P. Aubry, J. Hardenbol (ed.). Geochronology, Time Scale and Global Correlations : an unified temporal framework for an histoncal Geology. Soc. Econ. Pal. Miner. Spec Public., 54, 129-212. Blow, W.H., 1969. Late Middle Eocene to Recent planktonic foraminiferal biostratigraphy. In P. Bronnimam, H.H. Renz (ed.). Proceedings of the First Intemational Conference on Planktonic Microfossils (Geneva, 1967): Leiden, E.J. 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La formation As, datée de I'Oligockne, est impliquée dans les charriages des unités malaguides supéneures de la Sierra Espuña (zones internes bétiques, province de Murcie, Espagne). C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la terre et des planktes. 325, 861-868. Martín-Martín, M., El Mamoune, B., Martín-Algarra, A,, Martín-Pérez, J.A., Serra-Kiel, J., 1997c. Timing of deforrnation in the Malaguide of the Sierra Espuña (Southeastem Spain). Geodinarnic evolution of Betic Interna1 Zone. Geol. Mijn. 75, 309-316. Paquet, J., 1970. Transgressivité de l'Éocene supérieur dans les hhalaguides de la Sierra Espuña (Cordilleres bétiques, Sud-Est de 1'Espagne). Mise au point. Geol. Mijn. 49, 61-64. Martín-Pérez, J. A,, 1997. Nanoplancton calcáreo del Mioceno de la Cordillera Bética (Sector oriental). 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