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

40 el contacto entre las Formaciones Carretero y Represa como una discontinuidad estratigráfica cuya laguna abarca como mínimo dicho piso. 2.2.16. Calizas margosas alternantes con margas de tonos blanquecinos y rosados (23). Formación Capas Rojas. Cretácico Superior (Coniaciense superior-Maastrichtiense) La Formación Capas Rojas aflora de una manera muy parcial por los frecuentes y abundan- tes recubrimientos en los mismos sectores en que lo hace la Formación Represa, tanto en el Subbético medio como en el externo. Se presenta sumamente afectada por la tectónica, en particular en sus afloramientos de la base de la Unidad de la Garita, implicados como nivel de despegue secundario en el cabalgamiento de dicha unidad sobre la Unidad de la Bermeja. Se trata de una formación con no menos de 100 m de espesor estimado, aunque en ningún caso ha podido observarse completa dada la intensa tectonización. Está formada por cali- zas margosas y margas de colores blancos, anaranjados y rosados muy característicos. Las microfacies de los términos más carbonatados son “mudstone” y “wackestone” con forami- níferos planctónicos. Se interpretan como sedimentos de carácter pelágico depositados en una cuenca con una buena oxigenación de las aguas y ausencia de aportes detríticos, y con profundidades com- prendidas entre los 400 y 500 m. En la base de esta formación se han encontrado Dicarinella primitiva Dalbiez, Dicarinella im- bricata MORNOD , Hedbergella flandrini PORTHAULT y Marginotruncana sigali REICHEL que marcan el Coniaciense inferior. A techo, se han clasificado Globotruncana gr. Linneiana d´OR- BIGNI, G. fornicata PLUMMER y G. elevata BROTZEN que permiten reconocer el Campaniense superior-Maastrichtiense, por lo que al, conjunto de la Formación Capas Rojas se le asigna una edad Coniaciense superior- Maastrichtiense. 2.3. CUENCAS NEÓGENAS El edificio bético formado en su parte oriental por mantos de corrimiento (EGELER Y SIMON, 1969; EGELER Y FONTBOTÉ, 1976) se presenta muy troceado y ampliamente recubierto por los terrenos neógenos, principalmente de edad Mioceno superior (OTT d’ESTEVOU et al ., 1988). (Fig. 2). Esos depósitos se reparten en una sucesión de cuencas de dimensiones modestas, entre las cuales los fragmentos de unidades alóctonas (esencialmente terrenos paleozoicos y triásicos) constituyen umbrales emergidos durante el Neógeno. Este dispositivo, se sitúa sobre el traza- do de un vasto corredor de desgarre, que atraviesa toda la parte oriental de la cadena bética, siguiendo una dirección general NE-SO (N45º-65ºE). Los juegos de las diferentes familias de fallas, asociadas a la zona de desgarre, han controlado la fragmentación del edificio de mantos y la formación de las cuencas sedimentarias. Los accidentes mayores de este corredor tectónico, actúan, por lo menos, desde el principio del Mioceno (MARTÍN- ALGARRA et al ., 1988), funcio- nando en régimen compresivo como consecuencia de la convergencia entre África e Iberia, cuy- os efectos se aprecian, asimismo, en las partes más occidentales de la cadena (ESTÉVEZ et al ., 1982, 1983; RODRÍGUEZ FERNÁNDEZ, 1982; SANZ DE GALDEANO, 1983, 1996, 1997 y 2000).