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This work presents the first paleobiogeographical study of the forests of the Sierra del Tablón, one of the northernmost mountain massifs of the Serranía de Ronda (Spain) and the highest point in the province of Seville at 1,129 m a.s.l. The mesological approach is used to analyse the physical characteristics of the mountain massif (geology, geomorphology and climate). Study of past and present vegetation is also addressed, identifying the dominant plant formations and their evolution since the mid-twentieth century, with particular attention to the forest facies representative of the climax stages. Finally, the results of the pedoantracological analysis carried out in the study area are included, which enables us to delve into the dynamics of their vegetation by carrying out two pedological samples. [ABSTRACT FROM AUTHOR]

El Complejo Alpujárride, situado en una posición media en los complejos tectónicos de la Zona Interna Bético-Rifeña, se divide en muchas unidades distribuidas en tres grupos superpuestos. Sin embargo, el significado e, incluso, la existencia de algunas de estas unidades es discutido. Este es el tema del presente artículo, en un intento de aclarar aspectos que son importantes para el conocimiento de la Zona Interna. Destacan entre otros: a) la existencia de unidades de carácter transicional entre los complejos Maláguide y Alpujárride, b) la posición de las peridotitas de Ronda bajo el Alpujárride y no cabalgándolo, c) las grandes cizallas y biselamientos que presentan muchas unidades tectónicas, hasta el punto de desaparecer en algunos casos, d) el progresivo menor grado metamórfico de sus unidades hacia el NE, y e) que probablemente la superposición entre de los diferentes grupos de unidades alpujárrides no sea completa. La discusión de estos y otros aspectos permite mostrar una visión más completa de la estructura y significado del complejo.

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Conocer mejor las unidades tectónicas occidentales alpujárrides es importante para la comprensión de la evolución de las Béticas, particularmente de su frente orogénico alpino. Por ello se analiza la estratigrafía y el contexto geológico de la unidad de Yunquera. Esta unidad es una escama tectónica cabalgada por el Complejo Alpujárride del que forma parte. A su vez cabalga a la Dorsal y esta lo hace al Subbético. Por este cabalgamiento, la base de la unidad se encuentra muy biselada de manera que en su parte norte corresponde a niveles estratigráficos altos, conservándose otros más bajos al sur. Parte de ese cepillamiento basal pudo también producirse durante el corte oblicuo que sufrió la Dorsal que en ese sector quedó localmente laminada por completo. Todo ello se produjo en el contexto del progresivo avance de la Zona Interna hacia el oeste, el cual no se hizo de forma homogénea, sino según segmentos, con mayor desplazamiento de los más meridionales. Aunque estas deformaciones pueden separarse en varias etapas, realmente se produjeron en un cuadro de evolución continua que abarcó desde finales del Oligoceno al Burdigaliense. Por sus características litológicas, la unidad de Yunquera formó originalmente parte de la unidad alpujárride superior, generalmente conocida como unidad de Jubrique o Los Reales (este nombre se usa cuando se considera también a las peridotitas situadas en su base), cuyos afloramientos comprenden prácticamente todo el sector occidental de dicho complejo. Esta correlación de unidades permite una mejor comprensión de la estructura y evolución geológica del complejo Alpujárride. Por su parte, la unidad del Saucillo (que se encuentra afectada por una zona de falla formada durante el estiramiento de la Dorsal, en la que también hay restos tectónicos de otras unidades) es claramente relacionable con las llamadas Unidades Intermedias, tectónicamente situadas entre los complejos Alpujárride y Maláguide.

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Se ha analizado el registro sedimentario Messiniense y Plioceno de la Cuenca del Bajo Segura a través del análisis multivariante de correspondencia sin tendencia (DCA). Los resultados obtenidos permiten examinar de forma integral y sintética los ambientes sedimentarios y sintemas representados, atendiendo a la distribución de foraminíferos bentónicos y planctónicos (grupos ecológicos) registrados en seis secciones representativas de la cuenca, tres en el borde norte (Colmenar, Torrellano y Elche), y otras tres en el borde sur (Garruchal, La Pedrera y El Canal). Del análisis estadístico, contrastado con las fuentes bibliográficas disponibles, se puede concluir que: a) el sector sur presenta en comparación con el sector norte, una mayor diversidad de ambientes marinos; y b) los tres sintemas analizados presentan unas características propias, en términos de variedad y representación de los ambientes sedimentarios registrados.

El sector de las sierras de Abdalajís y de Huma forma parte del Penibético y su estructura corresponde a fallas dextrorsas de dirección aproximada N70ºE. Son verticales o fuertemente buzantes, con componente inversa y vergencia predominante hacia el norte. Existen también grandes pliegues anticlinales y sinclinales, de varios kilómetros de longitud. Las abundantes estructuras menores permiten deducir una compresión dominante que tuvo dirección ONO-ESE y que fue rotando a la dirección NNO-SSE. Muchos de los flancos de los pliegues son verticales, particularmente en las proximidades del contacto con la Zona Interna, el cual, en este sector, es una gran falla dextrorsa vertical. La estructura del área estudiada está relacionada con la colisión lateral oblicua de la Zona Interna que se desplazaba al O. El movimiento entre ambos dominios provocó un desplazamiento relativo hacia el E del Penibético situado al N de la Zona Interna. No obstante el movimiento absoluto de los dos dominios fue hacia el O, si bien esa parte norte del Penibético lo hizo en menor grado.

Aunque el genero de mosasaurio Prognathodon esta conocido mundialmente durante el Cretácico final (Campaniense-Maastrichtiense), damos a conocer su primera occurencia en el Levante Español. Previamente ya se conocía en niveles contemporáneos del País Vasco. El especimen de Castalla corresponde a un diente del pterigoides. Aunque no se puede identificar a nivel especifico, el diente pertenece a una especie de Prognathodon con dientes 'delgados' como P. compressidens, P. sectorius y P. mosasauroides, del Campaniense-Maastrichtiense de Europa, o P. kianda del Maastrichtiense de Angola.

Un nuevo yacimiento de micromamíferos en Alhaurín el Grande (Málaga, Sur de España) situado sobre depósitos marinos del Plioceno inferior permite una aproximación a la correlación marino-continental para esa época. El relleno sedimentario marino del Plioceno inferior en el conjunto de la cuenca de Málaga comprende tres secuencias transgresivas-regresivas (unidades Pl-1, Pl-2 y Pl-3) limitadas por discordancias. A techo de la secuencia intermedia Pl-2, sedimentos turbosos han liberado restos de Rodentia, Lagomorpha, Insectivora y Crocodylia. La presencia de Cricetus barrieri Mein & Michaux, 1970 en asociación con dos múridos, uno con morfología primitiva (Apodemus gudrunae Van de Weerd, 1976) y otros más evolucionados próximo a Occitanomys brailloni Michaux, 1969 y Stephanomys donnezani cordii Ruiz Bustos, 1986, permiten inferir una edad Rusciniense inferior (biozona MN14). En función de los foraminíferos planctónicos, los datos bioestratigráficos indican que los sedimentos marinos justo por debajo del nivel de micromamíferos pertenecen a la biozona MPL-2 del Zancliense inferior. Los datos paleomagnéticos disponibles muestran que el nivel de micromamíferos se localiza entre el subcron geomagnético normal C3n3n (4.89-4.80 Ma) y el subcron C3n2n (4.63-4.49 Ma), limitando la edad del yacimiento a la parte superior del Zancliense inferior.

La edad del emplazamiento de las peridotitas de Ronda ha sido discutida ampliamente en las últimas décadas, con hipótesis que van desde el Paleozoico al Mioceno inferior, aunque la mayoría de las interpretaciones actuales sugiere una edad oligo-miocena. En este artículo, describimos la existencia de dos formaciones meta-sedimentarias (la inferior formada originalmente por sedimentos detríticos y la superior por carbonatos) que se depositaron en discordancia sobre las peridotitas de Ronda y ahora registran un grado bajo de metamorfismo. La formación detrítica contiene capas de rocas ácidas con una edad de 269±9 Ma y los mármoles situados encima se atribuyen al Trías. La existencia de esas dos formaciones es crucial para la datación de la exhumación de las peridotitas. La presencia de clastos de peridotitas en la formación detrítica indica que aquellas estuvieron expuestas durante el Pérmico, otros datos sugieren que las peridotitas fueron exhumadas durante el Carbonífero superior. Durante el ciclo alpino, las peridotitas actuaron como un elemento ya antes situado en la base de la unidad Alpujárride/ Sébtide superior (unidad de Jubrique), formando parte de ésta.

Las sierras subbéticas de las Cabras al Gibalto forman una estructura arqueada, que da un fuerte relieve, constituida por escamas tectónicas, vergentes al sur en su borde convexo, meridional, y al nor-te y oeste en su borde cóncavo. Aunque podría interpretarse como una estructura alóctona, se en-cuentra enraizada en el área de tránsito entre el Subbético Medio y el Interno. En su génesis han in-fluido varios factores locales pero la causa que controla a todos ellos es la colisión oblicua, en trans-presión, de la Zona Interna Bética contra la Externa, que produjo un importante sistema de desgarre.

El Torcal de Antequera está situado en el Penibético (parte de la Zona Externa Bética) cercano a la Zona Interna. Tiene una forma ahusada en la dirección E-O y corresponde a una estructura monoclinal, rodeada y levantada por grandes fallas de desgarre dextrorsas. En su interior existen innumerables fallas, la mayoría de las cuales pueden explicarse dentro de un sistema de desgarre dextrorso a gran escala. Las estructuras menores medidas, ligadas a las fallas, son consistentes con este sistema de cizalla y con su progresiva evolución. La dirección predominante de s1 deducida es NO-SE. En esta área, el sistema de cizalla está ligado a los desplazamientos de la Zona Interna en relación con el Penibético; el área del Torcal corresponde a una de las megaestructuras formadas en él.

Los mármoles de Calahonda-Castell de Ferro presentan dos sistemas de pliegues: uno de dirección N70°E a E-O y otro posterior N-S. Ambos se han formado en condiciones en las que los mármoles tenían una neta plasticidad. La dirección de los primeros pliegues es común en la Zona Interna Bética, ligada a etapas de compresión y emplazamientos de mantos. Los segundos pliegues podrían estar relacionados con el desplazamiento de dicha zona hacia el oeste. Buena parte de las fallas y diaclasas existentes son posteriores e ilustran sobre otras etapas de transcurrencia, exhumación, compresión y extensión. La transcurrencia es la continuación de la traslación hacia el oeste y las siguientes etapas se produjeron durante el Mioceno medio y sobre todo el superior.

En este trabajo se muestra la distribución espacial de las diferentes formaciones geológicas que forman los Complejos del Veleta y del Mulhacén en el en el Espacio Natural de Sierra Nevada y se ilustran, mediante fotos macroscópicas y microscópicas, sus tipos de rocas mas característicos. Los Complejos del Veleta y del Mulhacén, constituyen las unidades mas profundas de las Cordilleras Béticas y afloran en Sierra Nevada formando los picos de mayor altura de la Península Ibérica. El Complejo del Veleta (CV) está formado por varios miles de metros de micaesquistos con grafito y aflora como una serie de ventanas tectónicas bajo el Complejo del Mulhacén (CM). Este último complejo está formado por dos mantos de corrimiento, de origen cortical, compuestos por basamentos Paleozoicos y coberteras Mesozoicas, entre los cuales está tectonicamente intercalado un manto ofiolítico de edad Jurásico- Cretácica. Dentro de los mantos de origen cortical del CM se encuentran rocas meta-graníticas, generadas por un magmatismo sin-colisional tardi-hercínico y por un vulcanismo, ácido a intermedio, de carácter intraplaca post-colisional. El manto ofiolítico está compuesto por rocas básicas, ultramáficas y sedimentarias, afectadas por metamorfismo de fondo oceánico y por metamorfismo orogénico. Las rocas ultramáficas son serpentinitas y harzburgitas secundarias, que contienen diques basálticos parcialmente rodingitizados y metamorfizados. El metamorfismo alpino desarrolló en el CM facies de eclogitas a las que se superpusieron facies de anfibolitas de Ab-Ep, mientras que en el CV se desarrollaron facies de anfibolitas de Ab-Ep seguidas por facies de esquistos verdes. Las diferentes unidades tectónicas que forman los Complejos del Veleta y del Mulhacén, así como la Formación de Soportújar, que se depositó sobre materiales del CM en una etapa intraorogénica alpina, fueron definidas basándose en las características de algunos afloramientos que están muy bien representados dentro del Espacio Natural de Sierra Nevada. Estos afloramientos constituyen una serie de georrecursos petrológicos que son esenciales para reconstruir el origen y la evolución petrogenética de Sierra Nevada y, por extensión, de la Cordillera Bética. Por esta razón, requieren un grado máximo de preservación, que impida su destrucción y el expolio de las rocas y minerales que los integran.

En la Sierra de Gádor (provincia del Almería) afloran rocas pertenecientes a la Zona Interna de la Cordillera Bética. En este sector hemos reconocido un total de cinco unidades tectónicas, en función de sus características estratigráficas, estructurales y petrológicas. Estas unidades se denominan, de abajo a arriba, unidad de Gádor-Turón, unidad de Laujar, unidad de Murtas, unidad de Felix y unidad de Chirán. Las cuatro más bajas las asignamos al Complejo Alpujárride, mientras que la más alta la asignamos al Complejo Maláguide. Se discute además la posible inclusión de la unidad de Felix dentro de las denominadas Unidades Intermedias. La unidad de Felix representa el tránsito paleogeográfico durante el Triásico entre el dominio Alpujárride y el Maláguide, y estaría situada entre ambos complejos durante la evolución tectono-metamórfica alpina de la Cordillera Bética.

En la parte sur de Sierra Espuña existen cinco unidades tectónicas, la superior del complejo Maláguide, debajo tres de carácter intermedio y en posición inferior una unidad alpujárride. Varias escamas tectónicas descritas en anteriores trabajos dentro de la unidad maláguide no existen sino que corresponden alternancias puramente estratigráficas. El desplazamiento tectónico de las unidades, de acuerdo con las vergencias de las estructuras menores se produjo hacia el SSE y hacia el E, según las coordenadas actuales. Los grandes pliegues y las fallas presentan vergencias hacia el S, SE y E, formando un arco convexo hacia el S, debido al arrastre producido por la falla de desgarre sinistrorsa y normal del borde SE de Sierra Espuña. Esta sierra ha sufrido un notable levantamiento, de 825 m al menos en algunos puntos, desde el Mioceno superior a la actualidad. La existencia de las unidades intermedias entre el complejo Maláguide y el Alpujárride, indica que el tránsito paleogeográfico entre ambos complejos no fue brusco sino progresivo.

En este trabajo se presenta el estudio sismotectónico de la falla oblicua (inversodireccional) de Alhama de Murcia y su entorno. Se analiza la distribución espacial y temporal de la sismicidad histórica e instrumental en el entorno de la falla y se reinterpreta la génesis de la serie sísmica de Lorca ocurrida en junio de 1977 (Mb: 4,2), que se explica desde un punto de vista tectónico, relacionando su mecanismo de foco de tipo extensional, con la estructura neotectónica de la zona epicentral. Se propone un modelo para la génesis de este evento relacionado con el levantamiento y plegamiento de la Sierra de las Estancias asociado a la actividad inverso-direccional de la FAM. En el bloque levantado se pueden producir dos efectos que explican un tensor local extensional: ganancia de espacio lateral en el bloque levantado por la falla, y procesos de flexión asociados a la componente inversa. La conexión dinámica entre la actividad inverso-direccional de la FAM y la actividad normal de las fallas incluidas en el bloque levantado por ella, puede generar terremotos de Mb ≻ 4,0. De ello se desprende que en las evaluaciones de peligrosidad sísmica resulta imprescindible el estudio de las relaciones dinámicas entre la actividad de la fracturación secundaria y la actividad de las fallas de primer orden que son el motor cinemático que puede disparar la actividad en aquéllas.

Se define formalmente, por primera vez, la «Formación Radiolarítica Jarropa» de acuerdo con las normas internacionales de nomenclatura estratigráfica, y se describen el holoestratotipo y dos paraestratotipos. Se trata de una unidad litoestratigráfica muy característica del Jurásico del Subbético (Cordillera Bética) en la que destacan la presencia de niveles de radiolaritas, junto con margas y arcillas silíceas. Se diferencian dos miembros, uno inferior («miembro de radiolaritas y margas silíceas, verdes») y otro superior («miembro de arcillas y margas silíceas, rojas»), ambos reconocibles en la mayoría de los afloramientos. La edad de esta formación en el holoestratotipo, conocida a partir del estudio de los radiolarios, es Calloviense superior-Oxfordiense. Se constata que las edades del muro de la formación y del límite entre los dos miembros, en otras secciones estratigráficas son diferentes mostrando un carácter claramente heterócrono, dentro del intervalo Bajociense terminal-Kimmeridgiense basal. Se trata de sedimentos pelágicos, depositados en áreas alejadas del continente, durante la fase expansiva del margen continental sudibérico, con sustrato de corteza continental. Presentan una gran analogía con materiales que aparecen en diferentes dominios alpinos mediterráneos (Apeninos, Alpes, Dinárides, etc.) también depositados, durante el Jurásico, en fases de expansión de márgenes continentales adyacentes al Tethys. La batimetría de su depósito se estima en pocos centenares de metros, sin una necesaria relación con el nivel de compensación de la calcita (CCD).

El contacto entre la Zona Interna Bético-Rifeña y las correspondientes zonas externas no es regular. Muestra unos sectores de dirección NNE-SSW y otros que son aproximadamente E-W; estos últimos coinciden con algunos de los corredores de la Zona Interna y están en continuidad con los que existen dentro de la misma. Se propone un modelo en el que se relacionan genéticamente ambos rasgos, de manera que los corredores corresponden originalmente a fallas o zonas de fallas que son la continuación de los contactos transcurrentes más occidentales, por medio de los cuales la Zona Interna ha logrado avanzar con más facilidad hacia el W en su choque con la Zona Externa Bética. Esto significa que la Zona Interna está dividida en varios segmentos corticales y que el avance de la misma se hizo fundamentalmente hacia el W. En la propuesta del modelo se discuten los corredores de las Alpujarras y de Colmenar, situados en continuidad mutua, y se dan los valores de desplazamiento del conjunto de las fallas. Con este modelo, tanto las fallas transcurrentes E-W de la Zona Interna, como al menos parte de los movimientos extensionales ocurridos en la misma, quedan subordinados a la traslación de la Zona Interna Bético-Rifeña hacia el W.

En el presente trabajo se estudian dos nuevos yacimientos descubiertos recientemente en el área de Crevillente (Alicante), los cuales han proporcionado restos de macromamíferos. Ambos afloramientos, denominados Crevillente 15 y Crevillente 16, se encuentran próximos entre sí, y sus respectivas asociaciones fósiles son muy semejantes, indicando una edad Turoliense medio (MN12). Desde el punto de vista geológico, se ha precisado la posición estratigráfica de las localidades con respecto a Crevillente 2, que es el yacimiento más importante de los conocidos en esta área. Además, también se ha descrito la estratigrafía de detalle del tramo en que se encuentran los dos niveles estudiados. Por otro lado, se ha llevado a cabo la descripción y el estudio sistemático de los restos de macromamíferos recuperados. Esto ha permitido diferenciar once taxones: Simocyon sp., Paramachairodus cf. orientalis, Machairodus giganteus. Microstonyx major, Cervidae indet., Tragoportax gaudryi, cf. Hispanodorcas sp., Hipparion concudense cf. aguirrei, Dicerorhinus schleiermacheri. Deinotherium cf. giganteum y Tetralophodon longirostris. El estudio de estos yacimientos aporta nuevos datos de interés sobre la composición de las comunidades de mamíferos durante el Turoliense en el sector oriental de la Península Ibérica.

Sierra Blanca, situada al SW de Málaga, forma parte de la unidad de Blanca que pertenece al complejo Alpujárride de la Cordillera Bética. Su secuencia litológica está compuesta por un conjunto inferior de migmatitas, gneises y esquistos, y por una formación superior de mármoles, blancos dolomíticos en la base y mármoles calizos azules hacia la parte superior, entre los que existe un tránsito gradual. La estructura de Sierra Blanca está formada por pliegues, generalmente isoclinales, con flancos invertidos que muestran importantes evidencias de estiramiento tectónico. Estos pliegues tienen una dirección aproximada E-W en el sector oriental y N-S y E-W en el occidental. En los bordes de ambos sectores los pliegues muestran vergencias opuestas, siempre hacia el interior de la sierra. El origen de esta estructura se explica con un modelo que considera un desplazamiento hacia el oeste de la unidad de Blanca, con respecto a la de Los Reales, formándose pliegues en posición frontal y lateral. En su avance la parte occidental de Sierra Blanca sufrió una importante rotación antihoraria, responsable de la coexistencia de los pliegues de direcciones N-S y E-W. La estructura se formó en condiciones dúctiles, a causa de la presencia de importantes masas peridotíticas de la unidad de Los Reales cabalgante. Este modelo de desplazamientos hacia el W se inserta en los desplazamientos sufridos por las Zonas Internas Bético-Rifeñas (con las unidades de Blanca y de Los Reales incluidas) durante finales del Oligoceno y el Mioceno inferior, cuando comenzó a formarse el arco de Gibraltar.

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Se ha llevado a cabo un estudio hidroquímico en un acuífero carbonatado triásico localizado en una cadena montañosa costera en el Sur de la provincia de Granada (Sierra de Lújar, Complejo Alpujárride, Cordillera Bética). Este acuífero está constituido por calizas y dolomías con intercalaciones margosas y/o pelíticas y yeso diseminado. Aunque el área es semiárida, la recarga por la precipitación (bien por la lluvia o por el agua de fusión niva!) es relativamente elevada (superior a 600 mm/año) debido a su naturaleza montañosa, cercana a los 1.900 m s.n.m. Además, el río Guadalfeo recarga al acuífero al perder parte de su caudal cuando atraviesa los afloramientos permeables. Las rocas carbonatadas presentan una densa microfisuración; el régimen de flujo es predominantemente difuso. Las formas kársticas están, por lo general, poco desarrolladas tanto en superficie como a nivel de redes espeleológicas. Estas características influyen en la química del agua subterránea, por lo que la variabilidad de los diferentes parámetros físicoquímicos del agua es reducida, con gráficos de distribución de frecuencias de dichos parámetros de formas, generalmente, unimodales. Sin embargo, se ha encontrado una mayor variabilidad en aquellos puntos en los que existe mezcla con aguas superficiales procedentes del río Guadalfeo.

El presente trabajo se centra en la caracterización petrológica y significado geodinámico de las rocas volcanoclásticas que aparecen en los materiales marinos pelágicos del Burdigaliense inferior que afloran en el sector del Mencal (Zona Subbética del tercio central de la Cordillera Bética). Se diferencian dos tipos de rocas volcanoclásticas: areniscas vítricas y feldespáticas y limolitas vítricas, ambas procedentes de emisiones volcánicas fragmentales de un magma calcoalcalino-riodacítico. En los dos tipos se encuentran foraminíferos planctónicos, hecho que indica que el volcanismo se produjo en condiciones submarinas. La escasa dispersión de los piroclastos dentro de los depósitos marinos pelágicos permite deducir que el foco de emisión volcánica se localizó muy próximo al lugar de emplazamiento de estas rocas. Uno de los rasgos más característicos del área estudiada es la existencia de fracturas de desgarre N70ºE que actuaron durante el Burdigaliense inferior. Estas fracturas son contemporáneas a la sedimentación marina pelágica en la que se registran las emisiones volcánicas. Se plantea como hipótesis una relación del volcanismo con la actuación de tales fracturas. Ambos procesos, volcanismo y fracturación, se interpretan en el contexto de deformación orogénica del Paleomargen Sudibérico durante el Mioceno inferior, en coincidencia con el climax de una fase tectónica mayor definido como Paroxismo Burdigaliense por Hermes (1985).

La aplicación de la estratigrafía secuencial al registro estratigráfico del Mioceno superior en el borde Norte de la Cuenca de Guadix ha permitido separar cuatro secuencias deposicionales. Estas representan sucesivos momentos en la evolución sedimentaria y paleogeográfica del área estudiada. La primera secuencia deposicional (Tortoniense inferior y superior pro parte) representa la sedimentación en el margen meridional del Estrecho Norbético. en condiciones de plataforma marina y de talud. Las dos siguientes (Tortoniense superior) se depositaron en el ámbito de la Cuenca de Guadix. con ambientes marinos de plataforma somera y de cuenca pelágica. La cuarta y última (Turoliense superior-Ventiense) se depositó tras la retirada del mar de la Cuenca de Guadix. con depósitos continentales aluviales s./.

Los depósitos de talco y clorita magnesiana de la Sierra de las Estancias se enclavan en metapelitas y mármoles, pertenecientes a la cobertera triásica de la Unidad de Granja (Complejo Alpujárride). El metamorfismo de esta Unidad alcanza el grado medio. Las mineralizaciones están constituidas por tres tipos principales de rocas: talcocitas, clorititas talcosas y clorititas. Los talcos son de composición química muy próxima a la ideal [Mg3Si4010(OH)2]. Las cloritas corresponden a clinocloro y se caracterizan por poseer una razón Mg/(Mg + Fe) extremadamente alta ( > 0,98). Se establecen dos grupos principales de mineralizaciones: estratoligadas y filonianas. Las mineralizaciones estratoligadas se localizan en la zona de tránsito entre metapelitas (muro) y mármoles (techo), y en la parte inferior del paquete marmóreo. De muro a techo, las mineralizaciones muestran una variación gradual mineralógica y química, esta última caracterizada por un progresivo aumento en Mg y razón Mg/(Mg + Fe), y una disminución en el contenido en K20 y razón Al/Mg. La mayor parte de las mineralizaciones estratoligadas se han formado, durante el metamorfismo alpino, por transformación de sedimentos de composición muy rica en magnesio (probablemente «mudstones» evaporíticos). Una pequeña parte de este tipo de mineralizaciones y las de carácter filoniano se originan por removilización de los depósitos estratoligados.