MAGNA 3.0-E. 1:50.000. MOLINA DE SEGURA (912)

103 sitan calizas nodulosas con tempestitas interestratificadas, en series condensadas con frecuentes discontinuidades estratigráficas, superficies de erosión, fondos endurecidos, diques neptúnicos y, localmente, notables intercalaciones de rocas volcánicas submarinas (COMAS, 1978; PUGA Y RUIZ-CRUZ, 1980). Durante el Neocomiense cambia sustancialmente la morfologia de los dominios sedimen- tarios y, por ende, la distribución de facies. En el Prebético, el área cercana al continente emergió, y en la cuenca restante se acumularon potentes series en facies marino- someras y mareales. En el dominio Subbético los depósitos son de ritmitas carbonatadas con frecuen- tes estructuras de deslizamiento e intercalaciones de conglomerados y brechas (formacio- nes Miravetes y Carretero), secuencia característica de una cuenca inestable de pendientes acentuadas; las áreas más internas del Subbético funcionaron como umbral pelágico: emer- siones y discontinuidades frecuentes, diques neptúnicos, procesos kársticos... El intervalo Barremense-Albense inferior es un complejo ciclo expansivo hacia el borde de cuenca: potentes series en facies urgonianas se depositaron en las áreas externas del Prebético, mientras que en las internas lo hicieron secuencias de somerización progradantes hacia el interior de la cuenca; en las áreas internas del dominio Subbético hay muy poca (o ninguna) sedimentación, pero en el resto se acumularon desde potentes series de turbiditas terrígenas (Fm Cerrajón) a ritmitas calcáreas y, localmente, facies eúxinicas. Entretanto, la posición relativa de África e Iberia cambió de forma notable desde el Lías hasta el Aptiense: ambas se desplazaron hacia el E, pero a diferentes distancias: –1.500 km el blo- que africano, –150 km Iberia (OLIVERT et al. , op. Cit .). El registro sedimentario del Cretácico Superior es mucho más uniforme: en el Prebético co- mienza con las facies Utrillas, en un dispositivo expansivo, y continúa, hasta el Senoniense, con depósitos de plataforma carbonatada somera; en la cuenca subbética se depositaron materiales en facies pelágicas (formaciones Represa, Capas Rojas, Quipar-Jorquera, etc), esencialmente calizas con silex y margas. No obstante, en los sectores mas internos del do- minio Subbético, antes (durante el Albiense superior-Vacroniense) y sobre las superficies de discontinuidad descritas, se habían formado costras de estromatolitos pelágicos fosfatados, que se han interpretado como depósitos bioconstruidos en condiciones de muy baja o nula velocidad de sedimentación, en una fase estática de un ciclo de nivel del mar en ascenso (TST) y bajo la acción de las corrientes de “upwelling”. Los materiales que se depositan hasta el final del Cretácico son de facies similares a las del resto del dominio pelágico, facies que, consiguientemente, han fosilizado el umbral de las áreas más internas de la cuenca. Los fosfatos de Sierra Espuña, también en el Cretácico Superior (bien que del Complejo Ma- láguide – Z.I.B), son el ejemplo más conocido de mineralización sinsedimentaria de fosfatos en aquellos depósitos bioconstruidos. Desde el final del Dogger hasta el Cretácico terminal fue, pues, una etapa de oceanización. En el marco del modelo (de subsidencia térmica) propuesto, las bruscas variaciones late- rales de facies y de espesor de los sedimentos indican que el margen fue repetidamente afectado, durante el Cretácico inferior, por fallas distensivas de direcciones NO-SE y NE-SO,