ASPECTES GEOLÒGICS DE LES BALEARS. Joan Fornós (editor) Servei de Publicacions de la Universitat de les Illes Balears. ISBN: 84-7632-368-9

Vicenç M. Rosselló

El panorama, a primera vista inconnexo, de la presente excursión tiene un fundamento y una coherencia de profundas motivaciones. Recorreremos, no sólo algunos torrentes (o torrents) que acaban en calas (Cala Mondragó) y las justifican, sino también un paraje de barrancos relictos (Xorrigo, Son Gual) que deben haber sido torrentes e, incluso, un posible litoral de calas. Las coincidencias geomórficas han de ser obviamente genéticas. Por otro lado, Cala Pi parece separarse del modelo fluvial, aunque conecte con una miserable red de pequeños torrentes. La discusión permanece abierta.

EL TRASFONDO CALIZO

El predominio de la litología caliza en la isla de Mallorca (como en tantos otros espacios prebéticos) es aplastante, de modo que su paradigma geomórfico, los que siempre hemos estado inmersos en el, tendemos a aplicarlo por doquier. El roquedo calcáreo omnipresente muestra un registro de procesos y formas muy peculiares, algunos de los cuales desfilarán ante nuestros ojos. No perdamos de vista el condicionamiento climático actual y el pretérito: un ambiente subárido y de pluviosidad extremosa, ahora; más húmedo y casi tropical en algunas épocas anteriores, con paréntesis fríos.

Todas las formas y panorámicas que repasaremos pertenecen (más causalidad que casualidad) al conjunto de los rellanos o altiplanos carbonáticos finimiocénicos, postectónicos que se integran dentro de Sa Marina s.l. La naturaleza y el origen de esta orla litoral se resolvían hace veinte años con una denominación litoestratigráfica: Tortoniense marino. Ahora ya sabemos bastante más de ello. Estos relieves tabulares contienen tres unidades deposicionales: a) las lutitas calcáreas con Heterostegina; b) la unidad arrecifal y c) las calizas de Santanyí o complejo terminal, atribuidas respectivamente al Tortoniense, Tortoniense-Mesiniense y Mesiniense.

Las superposiciones de secuencias marinolitorales corresponden a niveles alternantes ("sigmoides") en los cuales los arrecifes coralinos cierran o abren el paso a una albufera; la sedimentación, por lo tanto, se produce entre la plataforma y el medio parálico (Pomar y Ward, 1994).

La isla de Mallorca tiene una disposición de cuenca intermontana (basin-range), resultante de una fracturación extensional que actuó desde el Mioceno superior al Pleistoceno inferior, que casi podemos calificar de neotectónica. Sobre los materiales plegados descansan los depósitos del Mioceno superior, Plioceno (bien escaso) y Pleistoceno que forman rellanos casi horizontales y sirven de acera a las sierras.

El altiplano o rellano de Llucmajor es una plataforma arrecifal progradacional, engendrada entre el Tortoniense final y el Mesiniense inicial, gracias a los repetidos cambios eustáticos que debieron superar los +60 m respecto al 0 actual. En cambio, la subsidencia de la cuenca marina fue insignificante, de manera que en menos de dos millones de años de adosamiento de "sigmoides" arrecifales avanzó más de 20 km hacia el S de Llucmajor hasta Cabrera. Por la parte de la cuenca de Palma, al contrario, progradó menos de 2 km. Hay que recordar que la progradación o acreción arrecifal es más eficaz en momentos regresivos sobre el shelf o plataforma de gradiente suave; por otro lado, las pulsaciones positivas favorecen la albufera o lagoon interior (detrás de la restinga coralina).

Este ambiente cuasitropical justificó también otras aceras o rellanos parecidos, pero menos extensos, como los de Marratxí, Santanyí y Alcúdia (Pomar y Ward, 1995). Precisamente la cala-tipo que visitaremos se abre en la orilla marina del SE que globalmente podemos designar como Santanyí, dada la presencia del "complejo terminal" mesiniense y sus conocidas calizas. La "pedra de Santanyí" (Fornós, 1991) es una arenisca o grainstone o biocalcoarenita con la cual se crearon las mejores obras arquitectónicas y escultóricas del gótico insular.

El absoluto predominio del roquedo calizo es el cuadro donde debemos situar todas las formas. El rellano de Llucmajor está marcado por diversos espacios deprimidos, a veces arreicos, pero no faltan poljes, dolinas y simas.

El trazado o planta de la red "fluvial" o de las calas, no los podemos calificar como cársticos, pero sí su evolución. Los canales de los torrentes, combinan en realidad el encajamiento de un cañón con un peculiar desarrollo de las orillas acantiladas. Se abren en ellas cavidades o balmas colgadas que son resultado del ensanche de una discontinuidad litológica por disolución u otro tipo de meteorización. La acumulación del material desprendido o disgregado convierte el cañón en un valle de sección corriente, disimulando el fondo plano originario.

Otro efecto más rigurosamente cárstico es el hundimiento de las bóvedas de los cursos subterráneos o de cuevas o el vaciamiento de colapsos que podemos encontrar en el origen de cañones y calas (Rosselló, 1964).

La red básica de los torrentes de esta zona se remonta probablemente al Pleistoceno medio y tendría que reconstruirse a base de teledetección, sobre todo a causa de la interferencia antrópica (roturaciones y agricultura, a veces, milenaria). A menudo las cercas de piedra seca han obstruido cursos, por otro lado obliterados por las labores de arado y las nivelaciones. Añadamos la falta de definición en los llanos donde los cauces apenas llegan a los 2 m de profundidad y las ‘pérdidas’ frecuentes o las desconexiones al cambiar de gradiente o penetrar en terreno humanizado.

Así y todo, entre el barullo de direcciones diversas, falsas meandrizaciones e indecisiones, a menudo puede entreverse un cañamazo de líneas de menor resistencia con repetidos ángulos de 65º-90º y reiterados paralelismos. La roca caliza, no tan permeable como suele pregonarse, tendría los caminos marcados.

Más que el endorreísmo (constatable, como vimos, en algunos espacios), tendríamos que invocar el arreísmo casi generalizado y motivado por razones climáticas (la pluviosidad más baja de la isla) y litológicas (porosidad, permeabilidad y fisuras). Ambas cosas justifican la presencia de cuencas indefinidas cuya divisoria no sólo resulta muy difícil de trazar a causa de la topografía poco acusada, sino que los impluvios pueden variar considerablemente en razón de las aportaciones o pérdidas subterráneas. Como intentaremos confirmar más abajo, la cala es una forma que no se puede desvincular del roquedo calizo, al menos en la más genuina versión epónima. "Una penetración marina preferentemente en un litoral calizo de carácter tabular, debida a la inundación eustática de un antiguo curso fluvial, sin excluir las albuferas, el carst, el colapso, ni la fracturación distensiva como factores coadyuvantes" (Rosselló, 1995).

La definición más que centenaria de Penck (1894) califica las calas (conocidas probablemente a través del archiduque Luis Salvador de Austria) como "valles de erosión cortos y sumergidos" y tienen dos elementos básicos que quiero destacar. Una red ‘fluvial’, iniciada posiblemente a partir de la bajada tectonoeustática del Terciario superior, pero consumada al empezar el Pleistoceno medio, implica fuertes encajamientos dentro del material calizo. La invasión marina fladriense configura el rasgo definitivo de las calas, aunque este proceso de penetración marina se puede haber repetido en diversas transgresiones pleistocénicas.

La neotectónica y el diverso grado de incidencia de la erosión marina, según el régimen y la orientación de los temporales, están en la base de comportamientos diferentes del litoral. Un detalle cárstico no despreciable es el afloramiento de mantos freáticos o de fuentecillas o balsas que justifican (Ses Fonts de Cala Mondragó, p.e.) una peculiar modalidad de retroceso (Rosselló, 1964 y 1979).

CALA PI, UN MODELO DE CALA ‘ALTA’

Un ensayo de tipología, propuesto hace mucho (Rosselló, 1964), oponía calas "altas" y "bajas", calcando el esquema de la rías gallegas. Las primeras corresponden a cursos de agua de influjo cárstico que, en su día, originaron cañones, a veces prolongados submarinamente, y que en tierra acaban súbitamente en fondos de saco muy poco relacionados con la menguada circulación superficial.

La situación en costas relativamente altas (las más altas no tienen calas) puede deberse al retroceso testificado por la presencia de valles suspendidos y la rara proximidad de la divisoria hidrográfica al acantilado. Cala Pi puede servir como tipo, admitido su carácter excepcional y solitario. La cuenca que debería alimentar el colector de Cala Pi forma parte de uno de los sectores más áridos de la isla (unos 350 mm anuales). La cuenca virtual podría extenderse a casi 60 km², pero la efectiva de los esporádicos grandes aguaceros no supera los 45 km². Como no corre jamás, sólo podemos verificar una red desorganizada y discontinua que obedece a diferentes períodos climáticos y mutaciones de nivel de base. El contraste entre el curso "alto" del Torrent de Cala Pi y de sus fantasmales afluentes y el curso "bajo" es notable, tanto en perfil como en sección.

Una rama que viene del norte está prácticamente obliterada. Un segundo ramal, algo más definido, entra en la garganta de Cala Pí, con rupturas convexas de la pendiente nos llevan a uno de los fondos de saco de la cala, demostrando una inadaptación del sistema fluvial. El horcajo de la cala se hunde con un corte casi vertical en el rellano boscoso de unos 50 m de altura a cuya incisión (aprovechada por la circulación cárstica) hemos de atribuir un origen tectónico pliopleistocénico, conectado con las fallas normales distensivas que tal vez impliquen el basculamiento del bloque occidental.

Todos estos movimientos, hay que colocarlos antes del Pleistoceno superior y posiblemente entre el Tirreniense I y II. Dos niveles tirrenienses al menos, matizan la fuerte pendiente en sucesivos escalones. Las cuevas de disolución de ambos lados no se relacionan fácilmente con un nivel eustático coherente.

En la parte de poniente se pueden indidualizar tres escalones a +7.4, +10.5 y +13 m, atribuidos los dos primeros al Tirreniense II y el tercero, tal vez, al Tirreniense I. En la parte de levante se encuentra el Tirreniense II a +10 o 12 m. La disparidad de niveles nos recuerda una inestabilidad traducida en el hundimiento de Cala Pi que durante el Eutirreniense debía de tener el agua marina-salobre un kilómetro más adentro que ahora.

Lo que manda en la disposición de Cala Pi son las líneas de fractura. En efecto el cañón-fondo de saco de la primera se adapta a un juego de tres tramos paralelos que entre si forman un ángulo de 130º. Otra cala vecina sigue una línea de debilidad W-E, pese a la ligera ondulación de la embocadura.

Una nota que puede añadir interés humano y geomórfico es la presencia en diversas cartas portulanas medievales (p.e. el atlas de Pietro Vesconte de 1321 y el Atlas Catalán de Cresques Abraham de 1375) del topónimo Corvo. Se trata de una designación marinera de los siglos xiii o xiv de la penetración de Cala Pi, un puertecillo entonces aprovechable por los pobladores de Capocorb o de Sa Marina. Quiere esto decir que era más practicable la cala o más necesaria? Podía ser más alto el nivel del mar?

CALA MONDRAGÓ, UN EJEMPLO DE CALA ‘BAJA’

Se localiza en los materiales del Tortoniense superior-Mesiniense y del predominio aplastante de la caliza. La "Unidad arrecifal" (Pomar et al., 1983) tiene una magnífica representación en Mondragó, así como la tienen las "Calizas de Santanyí", llamadas también "Complejo terminal". Entre ambas unidades aparecen a veces unas brechas rojizas o unos limos, probable resultado de la alteración de los materiales arrecifales.

La disposición de la franja arrecifal, más o menos paralela al litoral y bordeando la "plataforma de Santanyí" (Pomar y Ward, 1994), podría dar razón de algunas orientaciones reiteradas. Sin embargo, a efectos geomórficos es más decisiva la estructura de las pasadas sedimentarias carbonáticas que no es horizontal del todo, sino que describe ondulaciones, a veces muy marcadas; las inflexiones pueden justificar algunos barrancos e, incluso, caletas. Más todavía, el conjunto deprimido de Mondragó queda entre dos convexidades del "Complejo terminal" que se levantan a más de +30 m a ambos lados de la cala.

Las discontinuidades entre facies, aunque puedan ser erosivas (p.e. las que hallamos bajo los manglares del flanco derecho de la cala), no tienen que hacernoslas confundir con rasas o escalones eustáticos. Las calizas de Santanyí fosilizan a menudo paleorelieves o paleocantiles modelados en la Unidad arrecifal y los colapsos cársticos de este material se rellenan de aquellas.

La inclinación general del rellano que vierte a nuestro litoral buzando al SE va en aumento de sur a norte, del 10 al 20 ⁰/₀₀, teniendo acantilados litorales de 20 y 10 m, respectivamente. Los torrentes que, obviamente, tienen gradientes inferiores, se encajan en proporción.

Este rellano se ve afectado por una sutil trama de fracturas o líneas de debilidad que trasciende al relieve y, especialmente, a la red de drenaje. Butzer (1962) habla de una retícula N 50ºE y N 40ºW de minor lines que explicarían buena parte del trazado litoral. No ha de sorprendernos, aparte, que una proporción importante del parcelario y de su materialización en las cercas de piedra seca se ajuste a una orientación dominante del ENE y WSW: no hacen más que acomodarse al viario y al relieve. La centuriación B de Santanyí (Rosselló, 1974) nos puede sorprender un poco más todavía, si cabe: los romanos diseñaron un catastro ortogonal sobre una base geomórfica determinista.

Podemos considerar en Mondragó una mera penetración doble, coincidiendo con las desembocaduras de los dos colectores principales, pero la estructura y la disposición general de la costa aconseja incluir un conjunto más amplio de subcalas.Una de ellas tiene una boca de 60 m y una penetración de 160; en ella vierte un insignificante torrentillo de apenas 550 m de curso, hendido en un rellano de 15 m de altitud. La patente orientación N 50ºE sugiere un accidente tectónico como causa directa.

Otra cala, algo mayor, combina un doble trazado que con el exiguo torrente describe una especie de 4, como si allí interfirieran dos rumbos. Su anchura media es de 60 m y tiene, como la anterior, una minúscula playa de arena.

Un detalle repetido que convendría sopesar es la disimetría de las secciones transversales de calas y torrentes. La investigación minuciosa está por hacer. Los rellenos de los cauces inundados por el mar repercuten en la atenuación de las calas. Este es el porvenir de las calas que protagonizan una sedimentación apreciable. Los estanques representan en cierta manera una fase transitoria en el relleno de unos aparatos prácticamente difuntos.

No encontramos terrazas marinas, sino escalones básicamente sedimentarios de motivación continental. Lo confirman detalles como un nivel cuaternario rojizo (suelo incipiente) más arriba del canturral y la presencia de dunas embrionarias, ligadas a la playa-restinga. La producción y movilidad actuales de la arena pueden tener algo que ver con que el fondo central de la cala principal está libre de posidonia.

La red fluvial (expresión, sin duda demasiado solemne) se refiere a la trama apenas organizada de torrentes y barranquizos que, a través de un abanico de tres o cuatro colectores básicos, podrían drenar unos 22 km²; lo que drenan de verdad en caso de aguaceros extraordinarios se aproxima a los 14 km². La indefinición superficial y funcional tiene diversas causas, pero no impide separar tres dominios.

Un primer dominio, el más litoral, inscribe un complejo tejido, a veces dendrítico, compuesto por otros, calcado en líneas de debilidad, que parece acabarse en una docena de cabeceras marcadas entre +40 y +50 m. Este umbral se convierte en límite funcional en nuestro caso. El segundo dominio es el de la incertidumbre y antropización. Entre 50 y 100 m el piedemonte puede considerarse arreico (el superior, endorreico). Además y significativamente aparecen aquí módicas depresiones que son o han sido dolinas.

El dominio más alto corresponde a las estructuras plegadas, con aparatos cortos que han formado derrames o conos y mueren en torno a la isohipsa de 100 m.

La convergencia de procesos y formas no tiene nada de extraño en el campo de la morfogénesis. Enunciaremos datos y observaciones que pueden conducir a tal convergencia. Las ondulaciones de los mantos arrecifales, sobre todo si trascienden en superficie, pueden marcar el curso de las aguas; las caletas más pequeñas y determinados canales de 1º o 2º orden, serían el caso. De todas maneras el hecho decisivo ha de ser la fragmentación tectónica del rellano en bloques hectométricos que, de tanto en tanto, se han asentado o basculado. Este cuarteamiento es aprovechado por la red fundamental donde se imponen unas direcciones preferentes. El oleaje actual lo aprovecha. Una falla litoral es la justificación de pérdidas continentales.

El paisaje calizo dominante es inseparable de la morfogénesis de torrentes y calas. Si la disolución cárstica explica la presencia de dolinas y poljes que frenan o impiden la escorrentía superficial, también es responsable del embutimiento o "acañonamiento" de los torrentes. Una de las hipótesis del retroceso cárstico se une a la presencia de fuentes en la base de la reculada: el manto freático provoca su socavamiento. Así no puede extrañar la convivencia de estanque y cañones. No quedan lejos de los procesos cársticos, los colapsos con un posible ciclo de relleno y vaciado. Se puede recurrir al vaciado diferencial, traducido a menudo en las cuevas que se multiplican al nivel 0 actual. Son particularmente visibles en el flanco izquierdo del complejo Mondragó. El techo suele coincidir con un nivel muy duro de caliza con cantos semiangulosos que forma una especie de hormigón.

Un aspecto genético definitorio de las calas es la inundación. Se observan espacios húmedos que han evolucionado a partir de una anterior penetración marina. No obstante, no se han observado en ningún caso, balmas o marcas de disolución marina o de oleaje, a diferencia de lo que ocurre en Cala Pi. Quiere ello decir que la transgresión flandriense las ha sobrepasado?

CONCLUSIÓN

El panorama general en que se inscriben los torrentes y las calas es el de Sa Marina, con la tiránica connotación caliza subrayada por la aridez. Un torrente de rellano calizo no tiene demasiadas oportunidades de correr ni desbordarse. Las ha tenido en otras épocas más húmedas. Sí tiene probabilidades de perpetuarse, de "fosilizarse" en una red difunta. Así y todo, se trata de formas muy trascendentes en el paisaje. La disolución tanto ha ayudado a formar canales o cañones como a impedir su organización o conexión. Del endorreísmo al arreísmo no hay más que un paso; no nos extrañemos de la indefinición de las cuencas.

La coincidencia de calas y caliza (y de caliza más bien pura) va más por el camino de la causalidad que de la casualidad. Las calas "altas" tal vez han aprovechado más las consecuencias de la fragilidad tectónica; tanto las altas como las "bajas" se benefician de la disolución. Dicho de otro modo: sin disolución habría calas, pero menos y mucho menos desarrolladas.

Con una neotectónica más o menos apreciable, no se pueden discutir las diferencias altitudinales entre el escalón occidental del altiplano, el litoral del mediodía y el del sudeste. Entre otras repercusiones está la vergencia de los torrentes y la distinción entre calas altas y bajas. Por otro lado el cuarteamiento de las "plataformas" miocénicas o su mero quiebro está en la raíz de una urdimbre de líneas de menor resistencia (fallas y fracturas, también), aprovechadas por torrentes y calas. Los desplazamientos verticales, además, se han de considerar con los marinos en una suma algebraica.

Para terminar, el eustatismo tiene la clave de la mayor o menor penetración de las calas, de su anegamiento o de su exondación; puede haber habido de todo. Claro es que la transgresión flandriense tiene un alcance global, pero las repercusiones están condicionadas por la epirogenia o la neotectónica. Los ritmos de hundimiento o/y de ascenso del nivel marino sólo pueden cuantificarse localmente. Queda todavía mucha tarea por delante.

BIBLIOGRAFÍA

LA ISLA DE MALLORCA DENTRO DEL CONTEXTO GEOLÓGICO DEL MEDITERRANEO OCCIDENTAL

Bernadí Gelabert
Dept. Ciències de la Terra. Univ. Illes Balears.

Introducción

Las islas Baleares constituyen la parte emergida del Promontorio Balear, que se extiende desde el Cabo de la Nao hasta la cuenca Liguro-Provenzal. El Promontorio Balear corresponde a la prolongación hacia el NE de la Cordillera Bética y está limitado por tres cuencas: la Catalano-Balear al NO, la Norte-Africana al S y la cuenca Liguro-Provenzal al NE. Aún existiendo grandes diferencias, tanto desde el punto de vista estratigráfico como estructural, las islas Baleares presentan una situación equivalente a las de Córcega y Cerdeña: estas dos islas también se encuentran localizadas entre tres cuencas: la Liguro-Provenzal al O, la Tirreniana al E y la Norte-Africana al S. En definitiva, el Mediterráneo occidental está constituido por un conjunto de cuencas, algunas con fondo oceánico, separadas por islas y rodeadas por cadenas de plegamiento.

La isla de Mallorca, al igual que el resto de las Baleares, forma parte del segmento más nororiental del orógeno que incluye el Rif, las Béticas y las Baleares. Se entiende el orógeno Rifeño-Bético-Balear (RBB) como el conjunto de estructuras que afloran en las islas Baleares, la Cordillera Bética, Rif y Bokoyas, incluyendo también la parte submarina del Promontorio Balear, del Mar de Alborán, parte de la cuenca Algeriana y parte de la cuenca Catalano-Balear (Fig. 4).

Este orógeno se ha formado como respuesta al movimiento convergente entre las placas africana y la ibérica. Entre estas dos placas se encontraría la microplaca, bloque o dominio de Alborán al cual todos los autores coinciden en darle un sentido de movimiento hacia el oeste durante la colisión, con la formación del cabalgamiento cortical de Gibraltar que es la megaestructura más occidental de las cadenas alpinas perimediterráneas.

La isla de Mallorca

La estructura de la isla de Mallorca es el producto de una evolución compleja que abarca tres grandes etapas: una primera etapa mesozoica, previa a la colisión, básicamente extensiva, la colisión oligo-miocena y finalmente la extensión neógena y reciente. Cada una de estas etapas, en función de su duración, intensidad y edad, ha dejado una huella en la actual estructura de Mallorca. Por tanto resulta de primera necesidad el cuantificar, en la medida que sea posible, las velocidades de deformación, tanto de los procesos compresionales como de los extensionales.

La isla de Mallorca está constituida por un conjunto de horsts y grabens, dispuestos alternativamente y que se corresponden respectivamente con las sierras y los llanos de la morfología actual de la isla. Así de SE a NO se diferencian claramente las Sierras de Levante, la cuenca de Campos, las Sierras Centrales, las cuencas de Palma, Inca y Sa Pobla y la Serra de Tramuntana (Fig. 1).

Esta estructuración global en horsts y grabens viene dada por la presencia de grandes fallas normales, con desplazamientos incluso kilométricos, de edad Mioceno superior y orientadas preferentemente NE-SO. Las fallas normales son lístricas, es decir, se horizontalizan en profundidad.

Las cuencas

Las cuencas están rellenas de materiales del Mioceno medio-superior y del Pliocuaternario. El espesor del relleno varia de unas cuencas a otras: desde los 300 m de la cuenca de Campos hasta los más de 1000 de la cubeta de Inca. La geometría interna general de los sedimentos sincrónicos con las fallas normales es de abanico abierto hacia las fallas y es observable en los perfiles de sísmica de reflexión realizados en la cuenca de Inca. La cuenca de Inca es, de entre las cuencas, la mejor estudiada debido a las campañas de sísmica de reflexión llevadas a cabo en campañas para la prospección de hidrocarburos. Los perfiles sísmicos obtenidos permiten deducir que los cabalgamientos presentes en las sierras tienen continuidad en el substrato de las cuencas.

Las sierras

Las sierras corresponden a los bloques levantados de las fallas normales descritas anteriormente. De SE a NO se distinguen las Sierras de Levante, con una orientación general N-030° E, las Sierras Centrales, orientadas N-035° E y la Serra de Tramuntana, la mayor de todas y orientada oblicuamente respecto a las demás: N-050° E.

Las Sierras de Levante

La estructura fundamental de las Sierras de Levante consiste en dos grandes unidades estructurales, la septentrional y la meridional, las cuales se diferencian básicamente por la distinta orientación que presentan los pliegues y los cabalgamientos. Se diferencía siete unidades cabalgantes imbricadas, cuatro de las cuales pertenecen a la unidad septentrional y tres a la meridional. El sistema de cabalgamientos presenta el nivel de despegue en el Keuper y tiene una vergencia hacia el NO. Las láminas cabalgantes presentan generalmente una serie estratigráfica compuesta por los yesos, arcillas y rocas volcanoclásticas del Keuper, las calizas y dolomías del Lías originadas en una plataforma marina somera, las margocalizas pelágicas del Dogger, Malm y Cretácico inferior y las calcarenitas litorales del Eoceno. Los materiales del Mioceno inferior (calcarenitas y turbiditas) son sincrónicos con el emplazamiento de los cabalgamientos.

Los cabalgamientos de las Serres de Llevant son posteriores al Eoceno y anteriores al Serravalliense. Algunos son anteriores al denominado Mioceno basal (Oligoceno superior-Mioceno inferior) y otros son posteriores al Mioceno turbidítico (Aquitaniense-Burdigaliense). La mayoría de las fallas distensivas menores estudiadas son tardías y posteriores a los cabalgamientos.

Las Sierras Centrales

Con este nombre se engloban los pequeños relieves del centro de la isla. Se caracterizan por la presencia de pliegues y cabalgamientos orientados básicamente NE-SO, con vergencia al NO. El nivel principal de despegue de los cabalgamientos se supone que es el Keuper, pero éste no aflora en toda la zona. Los pliegues y cabalgamientos involucran un Lías dolomítico correspondiente a facies de plataforma somera, un Dogger, Malm y Cretácico calizos o margocalizos, hemipelágicos, indicadores de batimetrías superiores a las de las Sierras de Levante y una serie paleógena muy potente, superior a los 800 m, formada fundamentalmente por lutitas, calcarenitas y conglomerados de ambiente litoral.

La estructura básica consiste en la coexistencia de cabalgamientos dirigidos hacia el NO que afectan a la casi totalidad de la serie mesozoica y de retrocabalgamientos con el despegue a un nivel estratigráfico superior (la base del Paleógeno). Este tipo de estructura se refleja en la vergencia NO de los pliegues que afectan al Mesozoico y la vergencia tanto NO como SE de los pliegues que afectan al Paleógeno.

La edad de la deformación compresiva en las Sierras Centrales se sitúa entre el Chattiense (Oligoceno superior) y el Langhiense (Mioceno medio).

La Serra de Tramuntana

La Serra de Tramuntana, especialmente los sectores central y septentrional, corresponde a un sistema imbricado de cabalgamientos dirigido hacia el NO. El nivel de despegue regional es el Keuper, aunque tanto el Paleozoico (del cual existe un solo afloramiento), como el Buntsandstein y el Muschelkalk se encuentran esporádicamente cortados por superficies de cabalgamiento. En el sector meridional la estructura geológica está formada por dos grandes unidades con un desplazamiento mínimo, hacia el NO, de la unidad superior sobre la inferior de 10 km, deducido a partir de la existencia de la ventana tectónica de Puigpunyent.

Las láminas cabalgantes presentan una serie más potente hacia el SE. Así, las más noroccidentales únicamente engloban las dolomias del Rhetiense, las calizas del Lías y las calcarenitas y turbiditas del Mioceno inferior. En cambio las láminas cabalgantes adyacentes a las cubetas centrales presentan, además de los materiales anteriores, las margocalizas del Dogger, Malm y Cretácico (en facies de plataforma), las calizas y lignitos eocenos (de origen lacustre) y los conglomerados litorales oligocénicos. Se deduce por tanto un basculamiento general hacia el SE, anterior al Mioceno inferior.

Los cabalgamientos más jovenes de la Serra de Tramuntana son de edad Langhiense, aunque el acortamiento pudo haber empezado durante el Oligoceno.

El Promontorio Balear y la Cuenca Catalano-Balear

Mallorca se une con la Cordillera Bética oriental mediante el Promontorio Balear, el cual está limitado septentrionalmente por la falla direccional dextra que posibilitó el giro antihorario de las islas de Córcega y Cerdeña (Fig.3), producido durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior (30-23 Ma) con formación de corteza oceánica en el Mar Liguro-Provenzal.

Hacia el SE, el Promontorio Balear está limitado por grandes fallas normales que pueden presentar un desplazamiento de más de 4 km, como por ejemplo la falla Emile Baudot situada unos 15 km al SE de Mallorca. El movimiento extensivo de estas fallas ha sido activo desde el Mioceno superior o Plioceno y perdura hasta la actualidad y ha dado lugar a la formación de la cuenca Norte-Africana (equivalente a la cuenca de Alborán más la cuenca Algeriana). La falta de sondeos que atraviesen todo el relleno de esta cuenca dificulta la determinación del momento exacto en que se formó. De todas formas, la presencia del Burdigaliense superior en la base de algunos sondeos situados al N de Algeria (Burollet et al., 1978) y al S de la costa andaluza sugiere que el desarrollo de la cuenca podría haber empezado, en las partes más internas, en el Mioceno inferior. Los estudios de geofísica, especialmente los de sísmica de refracción y reflexión, indican que se trata de un área con un bajo espesor de la corteza (se discute si continental u oceánica), en parte, estructurada en un complejo sistema de horsts y grabens orientados preferentemente ENE-OSO y ONO-ESE.

Hacia el NO, el Promontorio Balear limita con la cuenca Catalano-Balear, la cual, de acuerdo con los estudios de sísmica de refracción y con los datos gravimétricos, corresponde a un área con una corteza continental adelgazada y un manto superior caracterizado por las bajas velocidades de las ondas sísmicas que lo atraviesan (7,7 km/s). Los datos geofísicos antes comentados hacen suponer un espesor de la corteza inferior a los 15 km justo en el eje de la cuenca, mientras que en el Promontorio Balear el espesor de la corteza oscila entre los 20 y los 25 km.

Se distinguen dos dominios dentro de la cuenca Catalano-Balear: el dominio Catalán-Valenciano, caracterizado por una tectónica extensiva que persiste durante todo el Neógeno, y el dominio Bético-Balear, que cabalga el anterior y corresponde a la prolongación hacia el NE de las partes externas de la zona oriental de la Cordillera Bética y que solamente está afectada por tectónica extensiva durante el Mioceno superior. El límite entre los dos dominios es el cabalgamiento frontal bético, el cual se localiza aproximadamente en el eje de la cuenca.

En la estructuración neógena de la cuenca Catalano-Balear se diferencian dos etapas: una primera, Oligoceno superior-Mioceno medio, en la cual tiene lugar el emplazamiento de los cabalgamientos del dominio Bético-Balear y se forma el sistema de horsts y grabens del dominio Catalán-Valenciano; y una segunda etapa, de edad Mioceno medio-Cuaternario, en la cual se atenúa la actividad tectónica extensiva del dominio Catalán-Valenciano, al mismo tiempo que colapsa extensivamente el edificio Bético-Balear.

Menorca

El interés de la geología de la isla proviene de las diferencias estratigráficas que mantiene con respecto a Mallorca e Ibiza. Efectivamente, la mayor parte de los afloramientos del sector septentrional de la isla corresponden a materiales del Paleozoico (prácticamente inexistentes en Mallorca e inexistentes en Ibiza), desde el límite Silúrico-Devónico hasta el Pérmico. El Triásico es de tipo germánico como en Mallorca, pero el Jurásico y el Cretácico presentan facies mucho más litorales que en Mallorca. Todos estos materiales, juntamente con los oligocénicos, están involucrados en el sistema de cabalgamientos.

A pesar de las diferencias de tipo estratigráfico, existe una buena correlación entre la estructuración neógena de la isla de Menorca y la de Mallorca, y que, por tanto, las hipótesis que sugieren que Menorca también pertenece al edificio bético son más congruentes que las que postulan que la isla corresponde a un fragmento del antepaís bético o de la placa ibérica desplazado hacia el SE durante la apertura de las cuencas Ligur-Provenzal y Catalano-Balear. Estas últimas hipótesis utilizaban como argumentos básicos la ausencia de materiales paleozoicos en Mallorca, finalmente encontrados y las diferencias en la estratigrafía del Mesozoico.

El orógeno Rifeño-Bético-Balear

Dentro del orógeno Rifeño-Bético-Balear se diferencian diversos dominios corticales: El Dominio Sudibérico incluiría las Islas Baleares, el Subbético, el Prebético y la Depresión del Guadalquivir. Representa el paleomargen meridional de la placa ibérica durante el Mesozoico y buena parte del Cenozoico. El inicio de la estructuración de la cobertera del Dominio Sudibérico se sitúa en el Aquitaniense, aunque los primeros sedimentos alimentados a partir de unidades de las Zonas Internas son de edad Burdigaliense superior.

El Dominio Magrebí incluye el Rif (excepto el Rif interno). Equivalente al anterior, pero representando el paleomargen norteafricano. Este dominio muestra una evolución distinta a la del paleomargen sudibérico, debido a la dinámica propia de las placas africana y europea (o ibérica, según el momento).

El Dominio de Alborán incluye Bokoyas, los mantos de zócalo Nevado-Filábrides, Alpujárrides-Sébtides y Maláguides-Gomárides y los complejos imbricados de la Dorsal (Bética, Rifeña y Kabílica) y Predorsal. Representan el antiguo bloque de Alborán y están constituidos principalmente por materiales paleozoicos y triásicos metamorfizados en el ciclo alpino. Se admite que los complejos de la Dorsal y Predorsal representan zonas subsidentes entre las partes emergidas de este dominio y el dominio del Surco de Flyschs.

El Dominio del Surco de Flyschs del que únicamente se conoce una parte de su cobertera despegada (el Flysch del Campo de Gibraltar) que representa un medio de sedimentación muy profundo sobre una porción de corteza continental adelgazada o parcialmente oceánica. Las unidades de este dominio, sin su basamento, cabalgan la cobertera del Dominio Sudibérico y a su vez están cabalgadas por el Dominio de Alborán.

El contacto límite del Dominio de Alborán tiene carácter de sutura en la Cordillera Bética (Balanyá y García-Dueñas, 1987 y 1988). La superposición de este dominio sobre los tres restantes se efectúa mediante un cabalgamiento de escala cortical, el cual provocó la obliteración progresiva del Surco de Flyschs durante el Mioceno inferior.

En definitiva, la estructura del Dominio de Alborán consta de diversos mantos de edad probablemente Paleógena (Saenz de Galdeano, 1990). El carácter contractivo del contacto entre mantos ha sido obliterado por deformaciones extensionales miocenas posteriores. García-Dueñas y Balanyá (1991), García-Dueñas et al. (1992) y Crespo-Blanc et al. (1994) describen sistemas extensionales afectando el Dominio de Alborán de las Béticas: extensión N-S durante el Aquitaniense, E-O durante el Burdigaliense superior, N-S durante el Langhiense y SO-NE durante el Serravalliense. Progresivamente los nuevos sistemas extensionales cortan los antiguos. Por tanto, el lugar donde se produce la extensión no es fijo sino que al restituir los diferentes episodios extensionales, el primer lugar de extensión estaba situado unos 250-300 km más al O del punto actual, es decir, en la "proto" Cuenca Algeriana. Todos estos episodios extensionales producen un gran adelgazamiento de la corteza en los alrededores del Mar de Alborán, aunque la cantidad de extensión no es bien conocida. Se ha de tener en cuenta además que, para mayor complicación, durante el Mioceno superior (desde el Tortoniense al Plioceno) la Cordillera Bética ha sufrido compresión N-S, la cual es la responsable del plegamiento de los complejos sistemas extensionales del Mioceno inferior y medio y del desarrollo de sistemas de fallas direccionales conjugadas en las Béticas orientales (De Larouzière et al., 1988; Meghraoui et al., 1996).

A pesar de la complicada historia orogénica alpina del Dominio de Alborán, se ha decir que existe consenso en cuanto al hecho de que, durante el Paleógeno, sus complejos constituyentes (en Béticas y Rif) quedaban situados respecto a Iberia y África en posiciones mucho más orientales de las que ocupan actualmente. Parece ser que el desplazamiento relativo hacia el O del Dominio de Alborán respecto de la cobertera del Dominio Sudibérico, durante el Mioceno inferior, ha sido entre 250 y 300 km.

El inicio de la progresión hacia el O del Dominio de Alborán hubo de suceder a principios del Neógeno y vendría señalado por la estructuración del abanico imbricado frontal de las unidades de la Dorsal en la zona del cabalgamiento cortical de Gibraltar. El movimiento hacia el O se supone que ha de ser debido al desarrollo de los sistemas extensionales, los cuales han permitido desplazamientos de más de 100 km hacia el OSO o SO de las unidades involucradas. El acortamiento de las unidades del Dominio Sudibérico prosigue en el tiempo más allá del momento en que finaliza la estructuración del Dominio de Alborán. La compresión del Dominio Sudibérico se produjo a partir del Aquitaniense superior hasta el Tortoniense e incluso hasta la actualidad.

Las Kabilias y los Magrébides

Dentro del sistema de cabalgamientos del norte de Africa, con un sentido de transporte tectónico hacia el sur, las Kabilias comprenden los macizos internos formados por basamento, los cuales muestran una historia geológica más compleja y de mayor duración que los dominios externos de la cordillera (equivalente a los Magrébides). La secuencia de eventos tectónicos anteriores al Mioceno medio que tuvo lugar en las Kabilias, nos enseña la parte preservada de la historia geológica de la ancestral cuenca Algeriana.

Las Kabilias se caracterizan por una deformación compresiva continua, mediante cabalgamientos con sentido de transporte tectónico hacia el sur, desde el Eoceno medio (40 Ma, aproximadamente) hasta el Oligoceno superior (25 Ma, aproximadamente). A partir de los 25 Ma se inicia una rápida fase tectónica extensiva en las partes más internas y septentrionales de las Kabilias, provocando la exhumación del relieve creado. Por el contrario, entre los 23 y los 19 Ma (Oligoceno superior-Mioceno inferior) las zonas más externas se caracterizan por la deposición del flysch numídico, seguido del emplazamiento de las nappes de flysch y de los olistostromas. Nuevos periodos de extensión vienen marcados por las edades de enfriamiento (entre 18 y 16 M.a) y por la apertura de profundas cuencas intramontañosas (entre 16 y 10 M.a).

Parece ser que la colisión en las Kabilias se produjo alrededor de los 18 M.a. pero se considera que la deformación fue continua a través del tiempo y que el emplazamiento de la unidad sobre el margen continental africano ocurrió durante el Tortoniense, alrededor de los 8 M.a. El margen africano se caracteriza también por la presencia de series volcánicas inicialmente calco-alcalinas, después toleíticas y finalmente alcalinas, entre los 15 y los 5 M.a.

Los Apeninos

El sistema de los Apeninos está formado por un conjunto de cabalgamientos dispuestos en forma de arco, de tal manera que siguiendo longitudinalmente la península italiana y la isla de Sicilia se conectan los Alpes con los Magrébides. Los Apeninos, a grandes rasgos, están estructurados en un sistema de cabalgamientos dirigidos hacia el E (zonas septentrionales) y S (zonas meridionales) que se desarrollan en una potente cobertera meso-cenozoica. Estos cabalgamientos presentan saltos mayores y un nivel de despegue más profundo en las zonas peri-tirrenaicas (Lavecchia, 1988), de tal modo que en estos sectores, localmente, afloran unidades que incorporan el zócalo paleozoico.

Los movimientos compresivos en los Apeninos septentrionales empezaron durante el Oligoceno inferior, mientras que en los Apeninos meridionales, Calabria y Sicilia la compresión no empezó hasta el Mioceno basal. Posteriormente, hasta el Plioceno, la deformación se fue desplazando hacia las zonas más externas del sistema (hacia el E, generalmente).

Igualmente que en los sistemas Bético-balear y en los Magrébides, sincrónicamente al emplazamiento de las láminas cabalgantes en las zonas externas de los Apeninos, en las zonas internas se desarrollaron procesos extensivos ligados, en este caso, a la formación de la cuenca Tirreniana. El inicio de esta fracturación extensiva, que se manifiesta principalmente por la presencia de fallas normales lístricas inclinadas hacia el W, se ha datado como del Mioceno superior, aunque hay autores que afirman que esta ya empezó durante el Mioceno inferior. Al igual que en los demás sistemas del Mediterráneo occidental, las estructuras extensivas han ido migrando hacia zonas cada vez más externas de la cordillera.

Recapitulación preliminar

El episodio compresional presenta una edad similar en Mallorca, Menorca (Mioceno inferior) el Prebético y Subbético (Mioceno inferior y medio principalmente), Rif externo, Kabilias (aunque los hay anteriores, también se producen cabalgamientos con vergencia S durante el Mioceno inferior) y Apeninos. Es decir, el Mioceno inferior-medio corresponde al periodo de máxima deformación compresiva en el Mediterráneo occidental.

La deformación, tanto en las Béticas como en Mallorca, es continua. Así, mientras la estructuración compresiva del Dominio de Alborán se produjo principalmente entre el Oligoceno superior y el Aquitaniense inferior, la del Dominio Sudibérico se realizó esencialmente a partir de finales del Aquitaniense y finalizó en el Tortoniense. Los complejos sistemas extensionales del Dominio de Alborán se desarrollaron simultáneamente con el frente compresional, de tal manera que las verticales de los sucesivos frentes son alcanzadas por la compresión un tiempo después, aproximadamente 3 M.a. En Mallorca, la deformación compresiva es también continua y se propaga en sentido SE a NO, desde el Oligoceno superior-Mioceno inferior para las Sierras de Levante, hasta el Langhiense superior-Serravalliense para la Serra de Tramuntana. La extensión se produce a partir del Serravalliense y es posterior a la compresión.

Al igual que en Mallorca y en las Béticas, también en los Apeninos y en los Magrébides se produce una primera fase de compresión seguida de una segunda fase de extensión, aunque ambas coinciden en el tiempo (durante el Mioceno medio y superior principalmente) pero no en el espacio. Cuando son simultáneas, la extensión se produce en las partes internas de las cadenas mientras que la compresión se localiza en las partes más externas de la cordillera.

Considerando globalmente la Cordillera Bética y las Baleares, los cabalgamientos son cada vez más jóvenes en sentido oeste: Aquitano-Burdigaliense en las Sierras de Levante de Mallorca, Langhiense en la Serra de Tramuntana, Serravalliense en el Prebético de Alicante y Serravalliense-Tortoniense en los márgenes de la cuenca del Guadalquivir.

El hecho de que Menorca y Mallorca presenten una misma edad deformativa y un mismo estilo estructural pero con diferencias estratigráficas, se ha de explicar a partir de una paleogeografía premiocena diferente para cada área, pero las dos englobadas en el mismo orógeno.

De una manera global el Mediterráneo occidental está formado por un cinturón continuo de cabalgamientos (Béticas, Magrébides, Apeninos) con una compleja cuenca extensional central, formada por las cuencas Algeriana, Tirreniana y Liguro-Provenzal. El cinturón de plegamiento presenta una forma general triangular cuyos vértices corresponden al arco de Gibraltar, el arco de Calabria y a la zona más septentrional de los Apeninos. En cada transversal del cinturón orogénico, la deformación contractiva es relativamente continua y se propaga hacia las zonas más externas de la cadena. La deformación extensional presenta el mismo sentido de propagación, pero se produce, en un mismo lugar, con unos cuantos millones de años de retraso respecto la deformación contractiva.

La formación del Mediterráneo occidental

Hasta la última década, todas las interpretaciones y reconstrucciones que ha recibido el Mediterráneo Occidental han tenido como punto común la consideración de que todas las cadenas mediterráneas se habían formado a partir de la colisión N-S entre las placas europea y africana, incluyendo también la participación de otras placas menores como la ibérica o la adrática. Recientemente se piensa en una visión geodinámica absolutamente opuesta a los trabajos precedentes. La asunción básica es que la litosfera está despegada respecto al manto y que este presenta un flujo hacia el este, lo cual implica un movimiento global relativo hacia el oeste de la litosfera.

Normalmente, la cinemática de las placas se estudia en un marco de referencia relativo: una placa es considerada fija y se determina el movimiento de las demás en relación a la primera. Ocasionalmente se pueden usar otros marcos de referencia. Por ejemplo, los puntos calientes de larga vida ( long-lived hot spots) constituyen un buen marco de referencia si las fuentes volcánicas se localizan a gran profundidad en el manto y son fijas unas respecto las otras. La información disponible sugiere que los puntos calientes se mantienen fijos unos respecto a otros durante largos periodos. Los puntos calientes son aparentemente los efectos de alguna convección profunda en el manto, aunque su origen específico no es perfectamente conocido.

El camino que trazan los principales puntos calientes del Atlántico oriental (Islas Canarias, Santa Helena, Tristan, Bouvet...) durante los últimos 80 M.a. (Fig.4), sugiere que el movimiento de la placa africana, respecto la europea, es la de una aproximación SW-NE. Este sentido de convergencia coincide con el sentido de apertura del Mar Rojo y del Golfo de Adén y por tanto, con el sentido de convergencia entre la placa arábica y la euroasiática. Por tanto, en esta exposición se intenta explicar la hipótesis (aún en desarrollo) de la formación del Mediterráneo occidental a partir de una compresión SW-NE entre las placas africana y europea.

A partir de la morfología del cinturón orogénico del Mediterráneo occidental se diferencian dos sectores con morfología arqueada: 1) Baleares, Béticas y Rif y 2) Magrébides y Apeninos. Como el área entre Melilla y Orán es el único lugar continental donde el cinturón orogénico no es continuo, se considera este sector como el límite entre los dos arcos definidos. De entre los dos arcos, el de las Baleares, Béticas y Rif es el que presenta un menor radio de curvatura, es decir el que presenta un mayor apretamiento del arco.

Una restricción importante es la de que la posición de Africa debe localizarse 175 km al S de su posición actual durante el Oligoceno superior. Es decir, se supone que desde el Oligoceno superior hasta la actualidad ha habido un acortamiento de 175 km, en sentido N-S, debido a la convergencia entre Africa y Europa.

A grandes rasgos, la forma triangular del cinturón orogénico del Mediterráneo occidental y la compleja cuenca extensional central se produjo de una manera análoga a la apertura de un juego de naipes cuando se le comprime paralelamente a la orientación de las cartas. En la Fig. 5 se observa como a partir de una compresión paralela a la orientación de los naipes se produce una compresión radial y hacia afuera en todas las direcciones, mientras que aparece una extensión central (aparece un "agujero" que debe ser reemplazado por corteza oceánica). Se observa también como el frente contraccional emigra hacia afuera y que las verticales de los sucesivos frentes son, en posterioridad, alcanzadas por la extensión. Esta es la sucesión descrita en los apartados anteriores en todas las cadenas montañosas. Además, según el modelo, la compresión es sincrónica con la compresión.

El arco Balear-Bético-Rifeño (BBR), presenta una singularidad: está orientado ENE-OSO en las Béticas y NNE-SSO en la Cuenca Catalano-Balear, produciendose la inflexión en los alrededores de Alicante. Es decir, el arco BBR se adapta a la morfología que tenia la placa ibérica durante el Paleógeno. Es sugerente pensar que esta adaptación es debida a la indentación de la placa ibérica al mismo tiempo que se produce un progresivo arqueamiento del arco BBR, a partir de la compresión NE-SO entre Africa y Europa.

El arco Magrebí-Apenínico presenta una morfología regular, sin inflexiones de importancia y se considera que se ha formado simultáneamente al arco BBR. En este sector del cinturón mediterráneo se ha producido también un progresivo arqueamiento de las cadenas, desde el Paleógeno hasta la actualidad, debido a la convergencia África-Europa.

Para que el modelo propuesto tenga validez se ha de explicar el lineamiento previo existente (NE-SW) paralelo a la dirección de compresión. Hay consenso en todas las reconstrucciones paleogeográficas consultadas en situar una zona con corteza oceánica o continental adelgazada, más o menos grande según las diferentes hipótesis, al E de Iberia. La geometría de la zona oceánica es variable dependiendo de los trabajos consultados, pero existe acuerdo en que su orientación es básicamente NE-SW. Por tanto, esta zona oceánica o continental adelagazada (con todas sus fallas normales asociadas) podria ser la causa de la existencia de un lineamiento NE-SW durante el Paleógeno.

El término cala puede definirse como una entrada del mar en la tierra. Así, en cualquier cala podemos definir dos ejes mas o menos perpendiculares; uno referido a la cantidad de metros que el mar entra en la tierra (en relación a la línea de costa media) y que podemos llamar longitud, y otro referido a la amplitud de la playa o zona arenosa, que podemos llamar amplitud. Según estas condiciones podemos tener calas muy diversas en cuanto a forma. Por otra parte las entradas de mar en tierra o calas pueden tener muchos orígenes. Pero a grandes rasgos suelen ser debidas a dos causas: estructura geológica o valles fluviales-Torrenciales inundados. Una aspecto esencial para que existan calas es que la costa debe ser rocosa y, además, a lo largo del Cuaternario la costa no debe haber sufrido una subsidencia marcada.

Así, en las áreas de Mallorca dónde ha habido subsidencia en tiempos Cuaternarios (Bahía de Palma, Bahía de Alcudia y Bahía de Campos) no encontramos calas como tal. Podemos encontrar pequeñas entradas de mar, que generalmente tienen una amplitud superior a la longitud, debidas a la existencia de afloramientos rocosos que hacen de barrera permitiendo la acumulación de arena (Cala Gamba, Cala Estancia, Cala Carbó, Es Cargol, ...). Por otro lado, el resto de las calas de Mallorca se deben a las dos causas comentadas anteriormente o a la combinación de ambas (estructura geológica o valles torrenciales). Así, la mayoría de calas de la zona de Tramuntana o del norte de las sierras de Levante están controladas por la estructura geológica (sinclinales (Cala Sant Vicens), cabalgamientos (Cala Boquer), fracturas (Sa Colobra)) que, generalmente también coinciden con torrentes. Por otra parte, las calas de la zona de levante (Calas de Mallorca, Cala Mondragó, Cala Figuera, Cala Santanyí) y Llucmajor (Cala Pi, Cala Beltran) están claramente relacionadas con valles torrenciales inundados. Aún así, los torrentes que desembocan en estas últimas calas parecen también estar relacionados con fracturas o zonas de fractura. Así, en un estudio de la fracturación que afecta a los materiales Miocenos del levante de Mallorca se observa que hay una gran correlación entre las direcciones de fracturación y las direcciones de las calas y de los acantilados.

De la misma manera, en el levante de la Península también hay zonas con subsidencia Cuaternaria (Mar Menor, Bajo Vinalopó, Albufera de Valencia, Castellón de la Plana, Vinaroz, Baix Camp, Bajo Penedés, Ampurdán entre otras), y zonas que se han levantado respecto a ellas (Almería mediterránea, zona de Cartagena-Mazarrón, gran parte de Alicante y sur de Valencia, áreas de Castellón, Garraf, la mayoría de la Costa Brava). Así, en principio en las áreas subsidentes no deberíamos encontrar calas bien formadas, mientras que en las áreas no subsidentes si. Aún así, en la península no existen calas como las del levante Mallorquín, es decir con una longitud bastante superior a la amplitud.

En mi opinión las calas del levante Mallorquín tienen la morfología que tienen debido a que su origen está condicionado por fracturas casi verticales que han sido aprovechadas por torrentes, lo cual implica que serán calas con una amplitud pequeña y una longitud elevada (ya que la fractura solo afecta a una zona muy concreta, siendo básicamente una estructura lineal). Además no podemos olvidar que los materiales de esta zona son carbonatados, lo cual implica que los procesos cársticos son importantes formando cañones cársticos bien desarrollados (aprovechando las zonas de fractura), que después son inundados por el mar dando lugar a las típicas calas de Mallorca y sur de Menorca.