RESUMEN.
Las Areniscas de Manuel corresponden a los depósitos detrítico-clásticos de un sistema fluvial triásico cuya área fuente se localizaría hacia el Oeste, en las tierras emergidas del Macizo Ibérico, y su desembocadura hacia el Este, en una llanura en la orilla occidental del Océano Tethys. Este sistema fluvial tuvo una vida efímera, de solo 1 a 2 millones de años, durante el conocido como Evento Pluvial Carniense (CPE), que tuvo lugar durante el Triásico Superior (Carniense) hace 230 millones de años. La alta pluviometría (+1400 mm/año) registrada durante este evento aportó una gran cantidad de agua que se canalizó a través de un sistema fluvial y permitió la movilización y transporte de los sedimentos acumulados en el área madre, situada en las tierras altas continentales, a las zonas de sedimentación en la llanura costera a orillas del mar.
La estratigrafía muestra como un rio con alta capacidad tractora y formado por canales anastomosados (braided), circulo sobre depósitos lutítico-evaporíticos anteriores dejando depósitos de arenas canalizadas que formaron los cuerpos de areniscas masivas que constituyen el grueso de la Formación Areniscas de Manuel (K2). Estas areniscas masivas fluviales aparecen en la mayor parte de la Cuenca Ibérica, y cuencas adyacentes, y en la mayor parte de la Provincia de Valencia, cambiando de facies hacia el Este y acuñándose hacia el Norte de la misma.
En Alborache (Valencia) estas características areniscas masivas no aparecen y en su lugar hay un conjunto de delgados (0,5-1 m) estratos de areniscas entre lutitas de variados colores, lutitas depositadas en una llanura fluvial distal que estaría surcada por ríos meandriformes con periódicas descargas arenosas. Estos ríos depositaron niveles de areniscas canalizadas con superficies erosivas con groove marks de troncos, estratificaciones cruzadas en surco y sigmoidales y laminaciones de climbling ripples, estructuras sedimentarias típicas de canales anastomosados y meandriformes aportando sedimentos a una llanura costera.
La existencia de estructuras sedimentarias bidireccionales (laminación herring bone) junto a ripples de oleaje y algún resto de pequeños lamelibranquios indican una influencia mareal dentro de estos depósitos.
En este medio costero vivían y/o se reproducían tortugas semiacuáticas que dejaron sus huellas en los sedimentos de esta época.
La presencia de gran cantidad de restos vegetales indica que esta llanura estaba cubierta por una densa vegetación, prácticamente monoespecífica, compuesta por colas de caballo (equisetáceas). Esta vegetación había permitido la formación de capas de carbón que fueron erosionadas por las corrientes fluviales e incorporadas a los sedimentos arenosos en forma de granos de carbón.
ABSTRACT.
The Manuel Sandstones correspond to clastic detrital deposits of a fluvial system whose source area would be located to the West, in the emerged lands of the Iberian Massif, and its mouth to the East in a plain on the western shore of the Tethys Ocean. This fluvial system had an ephemeral life of 1 to 2 million years during the Pluvial Event that occurred in the Carnian (Upper Triassic) 230 Ma ago.
The high rainfall caused by the Carnian Pluvial Event (CPE) provided the water supply to the fluvial system and allowed the mobilization and transport of sediments from the mother area located on the continent to the sedimentation zone on the coast.
The stratigraphy shows how a river with high tractive capacity and formed by anastomosed channels (braided), circled over previous evaporite deposits leaving channeled sand deposits that formed the massive sandstones that make up the bulk of the Formation. These massive fluvial sandstones appear in most of the Iberian Basin, and adjacent basins, and in most of the Province of Valencia, changing facies towards the East and becoming wedged towards the North.
In Alborache these massive sandstones do not appear and instead there is a set of thin sandstone strata between shales of various colors, deposited in a distal fluvial plain that would be furrowed by meandering rivers. These rivers deposited levels of channeled sandstones with erosional surfaces with log groove marks, sigmoidal and cross-furrowed stratifications, and laminations of climbling ripples, sedimentary structures typical of meandering channels contributing sediments to the coastal plain.
The existence of bidirectional sedimentary structures (herring bone lamination) along with wave ripples and some remains of small lamellibranchs indicate a tidal influence.
Semi-aquatic turtles lived and/or reproduced in this coastal environment, leaving their traces in the sediments of the area.
The presence of a large quantity of vegetable and charcoal remains indicates that this plain was covered by dense vegetation, practically monospecific, made up of horsetails (Equisetaceae) that had allowed the formation of charcoal layers.
INTRODUCCIÓN:
El objeto de esta entrada es la descripción de un nuevo conjunto de flora fósil e icnofauna de vertebrados semiacuáticos encontrados en el Triásico Superior de la Provincia de Valencia y la caracterización geológica de las rocas en las que se encuentran. Para ello se describe la serie del Triásico superior en facies Keuper que forma una secuencia evaporítica muy típica del Triásico Levantino con especial atención a la Formación Areniscas de Manuel (K2), una intercalación detrítica dentro de las dominantes facies evaporíticas.
SITUACIÓN GEOGRÁFICA:
La zona, que se va a describir en esta entrada, se localiza en la Provincia de Valencia, se trata de un área en la que abundan los afloramientos de terrenos triásicos dentro de la conocida como Cubeta Valencia-Cuenca (o Surco Ledeña-Carcelén) según la división de la Cordillera Ibérica realizada por Castillo en 1974.
 |
| Figura nº 1: Mapa esquemático de la Cordillera Ibérica y su prolongación hacia el Norte la Cordillera Costero-Catalana.(Vera, 2004) |
En esta entrada se describirán los perfiles estratigráficos levantados y/o revisados en varios lugares de la Provincia de Valencia: Manuel (Ribera Alta), Cofrentes (Valle de Ayora), Calles (Los Serranos), Gestalgar (Los Serranos) y especialmente en Alborache (Ribera Alta) donde se han encontrado abundantes fósiles vegetales e icnofósiles de vertebrados semiacuáticos en una zona donde hay grandes afloramientos de margas evaporíticas triásicas que han sido intensamente aprovechadas para la obtención de arcillas con destino a la industria cerámica.
En la siguiente figura se puede ver la situación geográfica, dentro de la Provincia de Valencia, de los perfiles visitados:
 |
| Figura nº 2: Mapa de situación de los perfiles reconocidos en la Provincia de Valencia: 1.- Manuel, 2.- Cofrentes, 3.- Alborache, 4.- Gestalgar y 5.- Calles. Además se ha reconocido un perfil en Canales (Castellón) que se sitúa mas al Norte del mapa.. |
ANTECEDENTES:
Las rocas triásicas se encuentran en todos los continentes del mundo con un espesor máximo de 9.000 metros y un volumen total de 45 millones de km3. Estas cantidades son ligeramente superiores a los valores estimados para las rocas del Pérmico, pero sustancialmente menores que las estimadas para el Jurásico o el Cretácico. Son, en su mayoría, rocas de origen sedimentario pues las rocas ígneas no aparecen en cantidades importantes, por ejemplo solo constituyen un 1 o 2% del total de las rocas triásicas expuestas en América. Sin embargo, las rocas volcánicas pueden ser importantes en algunas regiones, como ocurre en el NW de la costa del Pacífico de Norteamérica.
El Triásico fue una época en la que aconteció un gran levantamiento continental debido a la combinación de un levantamiento epirogénico generalizado junto a un relativamente bajo nivel del mar. La sedimentación marina se produjo, principalmente en el Tethys, el Circumpacífico y el Circumártico.
El Triásico es el primer sistema de la Era Mesozoica y tuvo una duración de 50,9 millones de años, entre el fin del Pérmico (252,1 Ma) y el inicio del Jurásico (201,3 Ma). Se divide en Triásico Inferior, Triásico Medio y Triásico Superior.
 |
| Figura nº 3: Los sistemas, series y pisos del Pérmico al Jurásico. Cronoestratigráfia del ICOG. |
Durante el Triásico continuo, y finalizó, la etapa extensional postorogénica tardihercínica que siguió al levantamiento de la Cordillera Varisca y a la formación del Supercontinente Pangea, etapa que se había iniciado durante el Carbonífero Superior (Estefaniense) y se había desarrollado durante todo el Pérmico con la formación de grabens que se rellenaron con gran cantidad de sedimentos siliciclásticos continentales.
Finalizado el Triásico Inferior y la etapa de hundimientos tectónicos, se produjo la expansión del Mar Neotethys hacia el Oeste, es decir hacia el continente, esta inundación se desarrolló en varios ciclos transgresivos-regresivos que perduraron hasta la finalización del Triásico cuando se estableció un largo periodo de gran estabilidad tectónica que termino con la fase Paleokimmérica de la Orogenia Kimmérica.
En estas condiciones de sedimentación continental, costera y marina, los depósitos triásicos adquieren una gran complejidad por lo que, solo en Europa Occidental, han llegado a diferenciarse tres dominios: Continental, Germánico y Alpino, dominios diferenciados en función de sus facies sedimentarias aluviales y fluviales para el primero, costeras o de transición para el segundo y marinas para el tercero.
El estudio del Triásico se inició en Europa Central (Alemania,....) y por ello allí es donde se definió la trilogía triásica clásica, a saber: Buntsandtein o areniscas rojas, Muschelkalk o calizas conchíferas y Keuper o arcillas con yesos. En este artículo me centraré exclusivamente en el Keuper. El Buntsandtein ya ha sido descrito, en este mismo blog, en la entrada de Febrero de 2.019 correspondiente a la Geología de la Sierra del Espadán. El Muschelkalk se ha descrito en la entrada de Mayo de 2.017 en la que se han descrito los yacimientos de sulfuros metálicos en Ollocau (Valencia) y en la mas reciente (Junio de 2.021) sobre un nuevo yacimiento de icnitas de dinosaurio en el Muschelkalk Inferior de El Toro (Castellón).
En la siguiente figura se puede ver un mapa esquemático con la distribución de las facies Keuper en la Península Ibérica:
 |
| Figura nº 4: Mapa esquemático con la distribución de los afloramientos del Keuper en España. |
En la Península Ibérica se distinguen (ver figura nº 5):
El Triásico Hespérico formado por depósitos continentales, sin carbonatos, que se encuentra rodeando el Macizo Ibérico.
El Triásico Ibérico, con un nivel de carbonatos ladinienses, situados sobre el Buntsandtein, se localiza en el NW de la Ibérica, el Prebético y los Pirineos.
El Triásico Mediterráneo con dos niveles de carbonatos del Anisiense y Ladiniense separados por un nivel evaporítico, se localiza en la Cordillera Costero Catalana, Ibérica septentrional y Pirineos.
El Triásico Levantino-Balear con un solo nivel carbonatado Anisiense-Ladiniense sin nivel evaporítico intermedio. Aflora en la Comunidad Valenciana y Baleares.
A estos 4 tipos de sucesiones se les ha añadido una quinta (F. Ortí et al 2017); el Triásico Alpino en la Cordillera Bética.
 |
| Figura nº 5: Mapa con la distribución de los afloramientos del Triásico en la Península Ibérica y de los tipos de dominios triásicos. (F.Ortí et al. 2017) |
En esta entrada se describirán unos depósitos sedimentarios del Keuper Germánico de la sucesión Mediterránea formados durante el Carniense momento en el que ocurrieron acontecimientos geológicos muy relevantes tales como la sedimentación de enormes depósitos de evaporitas en facies Keuper, el conocido como Episodio Pluvial o Evento Húmedo Carniense (CPE) y el evento de diversificación y expansión de los dinosaurios (DEE).
En el Triásico la Península Ibérica se situaba entre Laurasia y Gondwana las dos grandes masas continentales en que se subdividió el supercontinente Pangea, en el borde occidental del Mar de Tethys, tal como se puede ver en la siguiente figura:
 |
| Figura nº 6: Mapa paleogeográfico del Triásico con la situación de la Peninsula Ibérica. |
CLIMA TRIASICO.
 |
| Figura nº 7: Climas durante el Triásico |
El clima durante el periodo Triásico se caracterizó por un patrón no zonal causado por un fuerte sistema monzónico cuyos efectos afectaron especialmente al Reino del Tethys.
El origen de este acentuado régimen monzónico fue la nueva geografía impuesta por la formación del supercontinente Pangea, tras la unión de los continentes Laurasia y Gondwana, que en el Triásico ya estaba completada (ver figura nº 6). Dentro de este marco monzónico existían oscilaciones climáticas (Klaus-Peter Kelber, 2009).
En la figura de la izquierda se puede ver la distribución de los climas durante los períodos Pérmico y Triásico. Se indica la relación Precipitación/Evaporación (P>E y P<E) y la posición de las zonas de convergencia intertropical Norte y Sur. Figura tomada de Schneebeli-Hermann, 2012).
Sin embargo las duras condiciones climáticas de “efecto invernadero” que caracterizaron el Pérmico Tardío, y que quizás influyeron en la extinción masiva ocurrida a finales del Pérmico, probablemente se mantuvieron durante el Triásico Inferior y esto puede explicar las empobrecidas, pero distintivas, asociaciones de fauna y flora de este periodo.
 |
| Recreación de un paisaje desértico típico del Triásico Inferior. |
 |
| Figura nº 8: Crisis Carniense. |
En la Figura de la derecha se puede ver la variación de las temperaturas durante el Triásico en base a mediciones de isótopos de oxígeno. Durante el Juliense (Carniense inferior) acaeció una gran crisis en las temperaturas (Hornung et al, 2007).
Posteriormente en el Carniense tardío y Noriense el clima se estabilizó, aunque también se produjeron cambios climáticos menores. El evento de extinción del final del Triásico también se ha asociado con un cambio climático, específicamente a un calentamiento y un aumento de las precipitaciones.
Durante el Triásico hubo una fuerte asimetría climática Este-Oeste en Pangea, siendo el Este del Supercontinente (al menos entre las latitudes 40 S y 40 N) relativamente más cálido y húmedo debido a la presencia del cerrado Océano Tethys y la ausencia de un Océano Atlántico para facilitar el intercambio de calor oceánico. Con la masa de tierra de Pangea centrada cerca del ecuador durante el Triásico y una prominente ensenada en el Tethys en la orilla oriental del Pangea, los modelos climáticos sugieren que la estacionalidad era monzónica. Por lo tanto, solo había dos estaciones, una húmeda y otra seca. Las abundantes lluvias se concentraron en los meses de verano, y la fluctuación anual de temperatura era pequeña. Durante el verano en el hemisferio norte la temperatura habría sido relativamente cálida, mientras que en el hemisferio sur habría sido relativamente fría. Con esta disposición de las temperaturas la humedad de Tethys habría sido empujada hacia la celda de baja presión del hemisferio norte, produciendo lluvias intensas, mientras que el hemisferio sur la celda de alta presión hemisférica habría permanecido relativamente seca. Durante el verano del Hemisferio Sur, este proceso habría ocurrido al revés.
Por lo tanto, a lo largo del Triásico, en el Pangea se habrían estado alternando estaciones húmedas y estaciones secas en los dos hemisferios. Los climas cálidos y estacionales (húmedo - seco) se reflejaron en su biota. Durante el Triásico se produjo un aumento en la diversidad de gimnospermas, particularmente las coníferas de hojas xeromórficas, de los helechos con semillas de las cycadifitas de gruesas cutículas. De manera similar se produjo un cambio en la evolución de los reptiles: los diápsidos más eficientes en agua (excreción de ácido úrico) prosperaron y se diversificaron a expensas de los menos eficientes synápsidos (excretores de urea).
Además de los cambios climáticos mencionados, durante el Triásico ocurrieron importantes variaciones en el nivel del mar y algunas de ellas tubieron lugar durante el Carniense tal como se puede apreciar en la siguiente figura:
 |
| Figura nº 9: Curva con las variaciones eustáticas del nivel del mar entre el Pérmico y el Trías. Se indican las transgresiones (T) y regresiones (R) dividiendo cada ciclo de subida y bajada del nivel del mar en supersecuencias. |
EL KEUPER LEVANTINO:
 |
| F. nº 10: Borde oriental del Pangea |
En la figura de la izquierda (A. del Ramo) se puede ver una interpretación de la situación de las principales masas emergidas durante el Trías en Europa Occidental (Iberia, etc…) con sus orlas de sedimentación continental y de transición, así como de las zonas marinas con sedimentación de plataforma marina somera y pelágica.
Sobre el mapa paleogeográfico se ha dibujado (trazos blancos) el contorno de la actual Península Ibérica.
 |
| Fg. 11: Secuencias deposicionales triásicas |
En estas condiciones paleogeográficas y climáticas se acumularon grandes espesores de sedimentos evaporíticos (yesos, anhídritas y sales) que F. Ortí (1982) incluyó en secuencias deposicionales mayores que incluyen a todo el Triásico Medio y Superior y Liásico Inferior. En la figura nº 11 se sintetiza la distribución estratigráfica de las cinco series evaporíticas principales: Facies Rot, Muschelkalk Medio, Keuper Inferior y superior y "Zona de la Anhídrita" del Lías basal que aparece en la parte oriental de la Península Ibérica.
En la figura se indica la naturaleza de la litología encajante, fundamentalmente arcillas y lutitas para las series propiamente triásicas y carbonatadas para el Liásico Inferior. También se indica la coloración dominante de las arcillas encajantes, ya sean de color rojo característico de los ambientes oxidantes, los colores grises, azules o verdosos típicos de los ambientes reductores o versicolores (abigarrados) para los ambientes mixtos.
En esta misma figura se exponen los distintos ciclos evaporíticos, expresados como halosecuencias (gráficos que reflejan la evolución vertical de la salinidad del medio), integrados en cada secuencia deposicional mayor.
Este conjunto estratigráfico se dispone en forma acuñada con los mayores espesores hacia el Este, donde se situaba el Mar de Tethys y los menores, hasta su desaparición, hacia el Oeste, donde se situaba el continente emergido (Macizo Ibérico), tal como se puede ver en la siguiente imagen (Vera 2004) que corresponde a una transversal del Trías Prebético:
 |
| Figura nº 12: Perfil W-E de la Cuenca Triásica Bética. |
Los materiales que se van a describir se incluyen en el Grupo Valencia definido por F. Ortí (1.974) para incluir las cinco formaciones en que este autor dividió el Keuper Levantino. Considerando la división clásica del Keuper levantino, estas cinco formaciones se pueden agrupar en tres tramos según la presencia o ausencia de evaporitas, tal como se resume en el siguiente cuadro:
UNIDAD CRONO ESTRATIGRAFICA | UNIDADES (FORMACIONES) LITOESTRATIGRAFICAS | INDICE | TRAMOS | GRUPO |
KEUPER | Yesos de Ayora | K5 | SUPERIOR | VALENCIA |
Arcillas yesíferas de Quesa | K4 | |||
Arcillas de Cofrentes | K3 | MEDIO | ||
Areniscas de Manuel | K2 | |||
Arcillas y yesos de Jarafuel | K1 | INFERIOR |
El conjunto de las 5 unidades que constituyen el Keuper se disponen formando un surco que se extiende entre Valencia, Cuenca y Albacete con un depocentro con los máximos espesores (800 m.) entre Cuenca y Albacete, tal como se puede ver en la siguiente imagen (Pérez-Hidalgo & Sánchez-Jiménez):
 |
| Figura nº 13: Mapa de isopacas del Keuper. |
A continuación se describen, de muro a techo, las cinco unidades litoestratigráficas del Keuper definidas por F. Ortí en su Tesis doctoral (1974):
MURO: Formación Calizas y dolomías de Cañete (M3).
FORMACION ARCILLAS Y YESOS DE JARAFUEL (K1):
Esta Formación es la inferior del Grupo Valencia y aflora extensamente por toda la zona de Levante. La localidad tipo se sitúa en el valenciano Valle de Ayora (Jarafuel) y también aparece en otras zonas de la Provincia de Valencia (Canal de Navarrés, Turis, Chelva, Villargordo del Cabriel y también en Albacete, Alicante, Castellón, Murcia, Teruel y Cuenca). El espesor de esta Unidad se puede ver en el siguiente mapa de isopacas (T. Torres Hidalgo y A. Sánchez Jiménez) donde se puede apreciar su distribución superficial dispuesta en un surco de dirección NW-SE con un ensanchamiento transversal de dirección E-W con los mayores espesores (+200 m) localizados entre Valencia, Albacete y Cuenca y desapareciendo hacia el SW (Alicante-Guadalajara) y posiblemente hacia el Norte (Castellón).
 |
| Figura nº 14: Mapa de isopacas de la Unidad K1 |
En el Sector Manchego de la Cuenca Ibérica las evaporitas del Keuper inferior (K1) presentan espesores de casi 400 metros y en la Cuenca del Ebro de unos 450 metros.
La litología más abundante
son las arcillas (illita con clorita) de colores oscuros azulados, grises y
negros, amarillentos por alteración, presentan disyunciones bolares y texturas
pizarrosas. Interestratificados con las arcillas se presentan bancos de yesos
bandeados que pueden tener hasta 2 metros de grosor. Las láminas, de grosor
centimétrico, vienen marcadas por diferentes coloraciones (blancos, grises y
negros) y frecuentemente contienen teruelitas.
No son raras las
intercalaciones de hasta 1 metro de grosor de dolomías micro y criptocristalinas
claras, de niveles limoníticos masivos o carniolares con espesor decimétrico y de
areniscas,
generalmente blancas o de tonos claros y grosor métrico, pudiendo llegar a los 5 metros,
presentando laminaciones cruzadas y limonitizaciones y abundantes restos
vegetales.
También aparecen algunas
intercalaciones de calizas y calizas margosas de grosor centimétrico (10 cm)
con lumaquelas de bivalvos de pequeño tamaño y bioturbaciones. Contienen
piritoedros, muy propios de esta formación y cuarzos bipiramidados oscuros.
En la base hay un tramo de
30 metros de arcillas amarillentas que pasan a una alternancia de estratos de
yesos y capas oquerosas de dolomías carniolares de tonalidades amarillentas y
rojizas. Hacia el techo los yesos se hacen más abundantes con intercalaciones
de capas limolíticas y de dolomías. Los bancos de yesos pueden superar los 2
metros de espesor con una textura laminada marcada por alternancias de laminas
negras, grises y blancas.
Dentro del Keuper valenciano
las ofitas aparecen exclusivamente en esta formación.
Los niveles lutíticos de
esta formación están constituidos por abundante illita con pequeñas
proporciones de clorita, cuarzo y feldespato, pudiendo aparecer en algunos
casos hematites. El cemento carbonatado es dolomita, magnesita y a veces
ankerita (Castaño et al. 1987).
Los componentes esenciales de las areniscas son el cuarzo y el feldespato potásico, clasificándose por ello como subarcosas (ver figura nº 15). La plagioclasa es muy escasa mostrándose generalmente algo alterada. Son abundantes las micas detríticas: moscovitas, biotitas y cloritas, estando gran parte de las biotitas en transformación a clorita con liberación de óxidos de hierro. El cemento más frecuente es el silíceo (2%).
 |
| Figura nº 15: Diagrama de clasificación de las areniscas. |
El estudio de los datos de varios sondeos realizados en el Sector de La Mancha-Valencia (Suarez 2007) indican que la Unidad K1 constituye una gruesa (40-380 m) secuencia evaporítica formada principalmente por halita clara, blanca o rosada, alternando con lutitas oscuras y anhidritas, se han encontrado algunos niveles de dolomita. Se disponen en secuencias evaporíticas elementales del tipo “evaporating upwards”, compuestas por lutitas, dolomita, anhidrita y halita (Suárez et al., 1985) . Se han reconocido tres ciclos evaporíticos principales y al menos 17 ciclos correlacionables. Un cuarto ciclo situado más a muro, en la base de esta unidad, solo aparece esporádicamente.
En la mayoría de los sondeos han identificado niveles de halita pero la sal se diluye o incluso desaparece hacia el SW. En los afloramientos de Valencia la formación presenta abundantes yesos laminados de colores oscuros (grises y negros) con algunos niveles de yesos rosados.
En la parte más alta de la Formación en el contacto con la Formación suprayacente (K2) aparecen arcillas verdes con yesos seleníticos en cristales planos, muy delgados y translúcidos (Alborache).
 |
| Láminas de yesos semitransparentes del techo de la Formación K1 (Canera de Alborache) |
El medio sedimentario corresponde a una llanura lutítica costera, con marismas evaporíticas, que presenta un mosaico de lagunas de aguas someras cloruradas y salinas sulfatadas distribuidas irregularmente por la llanura, en la que la sedimentación predominante fue la de arcillas grises con ocasionales aportes detríticos del continente.
 |
| Figura nº 16: Bloque diagrama con el modelo se sedimentación del Keuper ibérico. |
Los datos geoquímicos (Br, Sr, δ18O, δ34S) muestran que las evaporitas de esta formación son de origen marino con aportación de agua oceánica (Ortí et al., 1994; Utrilla et al., 1992). Estas evaporitas se depositaron, principalmente, en condiciones áridas de salina costera subacuática muy somera, formando secuencias evaporíticas someras de unos 5-25 m de espesor. Algunas de las secuencias llegan incluso a desarrollar un ambiente de sabkha en su techo. Esta etapa de sabkha puede ser relativamente más frecuente en los afloramientos.
FORMACION ARENISCAS DE MANUEL (K2):
Esta formación se presenta en tránsito gradual a la anterior (K1) y se encuentra en toda la zona de Levante aunque en algunas zonas (Castellón) con espesores de tan solo un metro. La serie tipo se localiza en la localidad de Manuel (Valencia), aunque también está bien expuesta en Cofrentes, Domeño, Gestalgar, Calles y Villargordo del Cabriel en la Provincia de Valencia, en Toras y Ayodar (Castellón), Manzanera (Teruel) y en Enguidanos (Cuenca). Según el mapa de isopacas de la Formación esta se dispone como una cuña clástica que se originaría cerca de la Meseta Sur donde presenta un grosor de 300 metros que va disminuyendo progresivamente hacia el NE hasta quedar muy reducido (+-1 m) y prácticamente desaparecer en Castellón.
 |
| Figura nº 17: Mapa de isopacas de la Unidad K2. |
En áreas próximas al Macizo Ibérico la Formación Areniscas de Manuel se dispone sobre el basamento paleozoico, y su espesor varía de 5 metros en las zonas de borde hasta varias decenas de metros en las áreas depocentrales. En Alpera, el Keuper Medio que incluye a esta Formación, tiene un espesor de 150 metros (Quintero et al 1977) y está compuesto por areniscas con equisetíneas (Equisetites arenaceus y Schizoneura meridianii). El corte tipo en la localidad de Manuel (Valencia) está compuesto por 160 metros de areniscas y arcillas. El color rojo es dominante hacia la parte superior de la formación, mientras que la parte inferior presenta tonos más abigarrados (grises, amarillos, negros y violáceos).
La Formación Areniscas de Manuel sería equivalente al Grés à Roseaux y al Grés de Donnemarie de las cuencas de París y Lorena (Desprairies et al., 1966, Bourquin et al., 1990, 1995), a la Formación Attret del sur de Bélgica (Boulvain et al., 2000), a la Schilfsandstein de Alemania (Aigner y Bachmann, 1992), a la Arden Sandstone de la Cuenca del Cheshire, Inglaterra (Warrington, 1970) o al Grés de Silves del Sur de Portugal (Adloff et al., 1974; Palain, 1976). Todas estas formaciones tienen una edad Carniense inferior – medio.
La Formación presenta cuatro litologías dominantes: areniscas, limos, arcillas y margas, de forma esporádica también pueden aparecer dolomías, calizas y evaporitas. Dentro de la extensa zona en la que aparece, esta Formación puede presentar grandes variaciones en la proporciones de estas litologías pasando de muy arenosa a muy lutítica, lo que hace variar considerablemente los espesores de la Formación. Además la Formación es más arenosa en su parte superior y más arcillosa en la parte inferior.
En todos los niveles lutíticos de esta formación el mineral más abundante es el filosilicato illita siendo escasas o ausentes las proporciones de clorita, cuarzo y feldespatos y esporádicamente pueden aparecer calcita y hematites. En la zona del Este son frecuentes las cloritas con morfología de panal formadas por grandes láminas que bordean cuarzos idiomorfos con inclusiones de evaporitas (anhidrita fundamentalmente) indicativas de una neoformación diagenética muy temprana en aguas salinas (Castaño et al. 1987).
 |
| Figura nº 18: Cloritas con morfología honeycomb. |
Las arenas y areniscas aparecen,
preferentemente, en las partes media y superior de la formación. Pueden
presentarse en bancos con estratificaciones y laminaciones cruzadas de gran a pequeña
escala y ripples de oleaje, corriente e interferencia de crestas muy poco amplias
y altas, perforaciones (“burrows”), estructuras del tipos flute, sole y groove casts.
Las areniscas presentan frecuentes y rápidas variaciones de espesor.
Petrológicamente son cuarzoarenitas, arcosas y subarcosas, de color blanco y grano fino a medio de subredondeado a subanguloso. El componente principal es el cuarzo con hasta un 20% de feldespatos. Son frecuentes los granos de carbón y las micas biotitas, moscovitas y cloritas. El cemento es silíceo y a veces ferruginoso. En general areniscas presentan diferentes colores (rojo, rosa, blanco, amarillo y verde). El tamaño de grano puede ser fino, medio o grueso. La granulometría es homogénea y la selección es mayor hacia el Este y menor hacia el Oeste. En la siguiente imagen se puede ver una fotografía con lupa de 30 aumentos de estas areniscas (Gestalgar):
 |
| Figura nº 19: Microfotografía (x30 aumentos) de una arenisca de esta Formación. Se trata de una arenisca blanca de granulometría muy fina y muy bien clasificada por tamaños. Formada, principalmente, por granos de cuarzo blanco o hiálino redondeados a subredondeados, con una matriz de arcillas blancas. Son muy abundantes los granos de carbón. |
Según E. Díaz-Martínez
(2.000) las areniscas de la Formación serian subarcosas (ver figura 15) de composición
bastante homogénea, incluso en puntos distantes (+100 km). El contenido en feldespatos
disminuye en sentido distal hacia el actual Mediterráneo. Así, mientras hacia
el Este la relación Qm-F-Lt presenta valores medios de 74,1%-16,0%-9% hacia el
oeste, en las proximidades del Macizo Hespérico, los valores medios son de
61%-26%-13%. El estudio de estas areniscas indica que su procedencia seria un
cratón estable, muy alterado, y también del reciclado de rocas sedimentarias.
Por otra parte Castaño et al (1987) también incluyen estas areniscas de esta formación pertenecen al grupo de las arcosas, subarcosas y cuarzoarenitas con el cuarzo como componente mayoritario, siendo los feldespatos relativamente abundantes pudiendo alcanzar concentraciones de hasta un 19%. En ellos predomina el feldespato potásico recrecido, siendo menos frecuente la plagioclasa, de tamaño inferior al del esqueleto, poco alterada, y con maclado polisintético. En ambos casos se interpretan como de origen autigénico a partir de fluidos intersticiales marinos. Los fragmentos de roca son poco abundantes menos de un 1 a un 2% y principalmente son granos de chert y algunos de rocas metamórficas pelíticas. La presencia de fragmentos oxidados, así como de circones y turmalinas, es continua en todas las areniscas estudiadas. Las micas aparecen en las variedades de biotita, clorita y moscovita, observándose frecuentemente el paso de biotita a clorita y de clorita a pseudomatriz clorítica. El tipo de cemento dominante es el silíceo (del 2 al 15%) que aparece como crecimiento secundario sintaxial. El cemento ferruginoso aparece en casi todos los niveles, generalmente como un revestimiento ferruginoso, pero en algunos casos rellenando poros y en una proporción de un 50%. Los tamaños de grano son muy finos, entre 62 n y 88 n y frecuentemente granoseleccionados. La redondez de los clastos varía entre subredondeados y subangulosos.
Las areniscas presentan laminaciones paralelas y cruzadas de pequeña y mediana escala, ripples de oleaje y de corriente junto a marcas tipo groove y flutecast, huellas de carga, bioturbación por perforaciones y pistas. En ellas son muy frecuentes los restos de vegetales carbonizados y/o limonitizados.
 |
| Figura nº 20: Areniscas blancas de grano fino a muy fino con micas y granos de carbón. Contienen restos de vegetales carbonizados de mayor tamaño. (Fotografía x 30 aumentos) |
Los limos y arcillas
presentan diferentes colores, rojos y verdes principalmente. Las margas son
verdes, generalmente masivas. Las arcillas presentan disyunción bolar por
compactación siendo preferentemente rojas hacia el techo de la formación y
abigarradas (grises, verdes, amarillas, rojas, violáceas y negras) hacia la
parte inferior.
Los carbonatos, muy escasos
y delgados, son en su mayoría microesparitas o dolomicroespáritas que
ocasionalmente presentan fantasmas de bivalvos y gasterópodos y grietas de
desecación.
Las evaporitas son muy escasas apareciendo como cristales de yesos con colores claros o transparentes. También son muy abundantes las costras dolomítico ferruginosas amarillentas y muy delgadas algunas veces con speudomorfos de cristales cúbicos (halitas o teruelitas) como los que se pueden apreciar en la fotografía de la siguiente figura.
 |
| Figura nº 21: Placa de grosor centimétrico de dolomías ferruginosas con speudomorfodos de cristales speudocúbicos (teruelitas). Localidad: Alborache (Valencia). |
Arche et al (2002) han dividido esta Formación en tres unidades:
UNIDAD 1. Compuesta por areniscas con estratificaciones cruzadas planas y de surco y ripples de corriente. Forman secuencias granodecrecientes, de base erosiva, con espesores generalmente inferiores a 1 metro, que pueden terminar con desarrollo de perfiles edáficos y grietas de desecación hacia techo.
 |
| Figura nº 22: Areniscas blancas. |
Pueden aparecer algunos niveles finos de areniscas con ripples de oscilaciones y estar bioturbadas, no aparecen carbonatos ni evaporitas. Las estructuras sedimentarias indican una dirección de las paleocorrientes hacia el Este o el SE.
Esta unidad se interpreta como sedimentos originados por sistemas fluviales de tipo entrelazado con depósitos aislados de derrame lateral como resultado de episodios de reactivación importante en la cuenca y con una posible influencia marina en el extremo oriental de la zona estudiada.
En la figura de la derecha se pueden ver las areniscas del perfil de Gestalgar donde aparece un potente (+-20 m) tramo de areniscas en estratos de grosor métrico. Estas areniscas presentan laminaciones cruzadas en surco de mediana escala y pequeña escala, laminaciones sigmoidales y superficies de reactivación. Se han observado laminaciones cruzadas de direcciones opuestas. El techo del paquete areniscoso es un marcado hard ground ferruginoso.
UNIDAD 2. Compuesta de cuerpos de grosor métrico (+2 m) de base erosiva y plana con impresiones de troncos como lag basal y estratificaciones cruzadas planas y de surco, en secuencias de 1 a 2,5 mts que hacia el techo presentan laminación paralela y ripples de corriente que hacia el Este pasan a ripples de oscilación y con algunos niveles flaser.
 |
| Figura nº 23: Marcas de arrastre de troncos en la base de un nivel de areniscas. Localidad: Cantera de Alborache. |
Los niveles delgados (cmts) de carbonatos y evaporitas en esta unidad son muy frecuentes como también las costras carbonatadas que a veces aparecen limonitizadas con color amarillo (ver figura 21). También es común la aparición de bioturbación e impresiones de hojas en areniscas de grano fino. La proporción de margas respecto a la unidad anterior es mayor.
 |
| Figura nº 24: nivel métrico de areniscas blancas de grano muy fino en capas decimétricas con ripples de oleaje en los planos de estratificación. Cantera de Alborache. |
Se Interpreta esta unidad como depósitos de sistemas fluviales entrelazados y meandriformes, con incursiones de sedimentos de tipo sheet-flood que representan episodios de sedimentación rápida en canales anchos y someros. Los sistemas fluviales serían cada vez más efímeros terminando, posiblemente, en llanuras arenosas donde alternarán con etapas de mayor influencia mareal. En esta Unidad se puede observar que la incursión marina en la zona más oriental puede equivaler en el tiempo a una sedimentación fluvial de tipo meandriforme en otras zonas situadas más hacia el Oeste, es decir hacia el borde de la cuenca.
 |
| Figura nº 25: Banco de areniscas con base erosiva sobre arcillas verdes. Las areniscas presentan estratificación cruzada en surco de relleno de canal y estratificación cruzada sigmoidal de migración lateral de barras y megaripples. Hacia el techo disminuye el grosor de la estratificación apareciendo ondulaciones de ripples y se van intercalando arcillas en capas cada vez mas gruesas. Relleno de canal fluvial meandriforme. Localidad: Alborache (Valencia). |
El K2 descrito en la Cantera de Alborache-Turis pertenecería a esta Unidad.
UNIDAD 3. Cuerpos de areniscas de bases planas que presentan estratificaciones cruzadas planas y de surco, laminación de tipo overturned (Fernández, 1977, en la zona de Alcaraz), ripples de oscilación y abundante bioturbación. Las paleocorrientes son de dos tipos, unidireccionales, indicando básicamente hacia el Norte y Este y bidireccionales. Los niveles de carbonatos con birdeye y de evaporitas aparecen de forma sistemática. En conjunto los cuerpos de areniscas muestran secuencias granodecrecientes en cuyo techo aparecen ripples con niveles milimétricos de anhidrita intercalados o cementando los granos de cuarzo. Interpretamos la unidad 3 como depósitos aluviales con clara interacción mareal en una etapa de clima árido donde la aparición de evaporitas se hace relativamente frecuente.
Algunas secuencias de sedimentos de origen fluvial se ven truncadas a techo por canales en los que se observan una base erosiva, un primer nivel con ripples bidireccionales, “flaser-bedding”, láminas de arcilla y “linsen bedding” que indican un progresivo avance de las condiciones marinas en un régimen probablemente micromareal.
En general la evolución de la sedimentación de la Formación Areniscas de Manuel (K2) muestra tres ciclos regresivo-transgresivos que estarían a su vez dentro de otro mayor de subida general del nivel del mar. En el ciclo tercero o superior, la influencia marina, procedente aproximadamente del este y noreste, se hace cada vez más importante de manera que los sedimentos de origen marino o con clara influencia marina, cubrirán cada vez una mayor extensión hacia las zonas más elevadas o de borde de la cuenca, mostrando con ello una disposición en “onlap”.
Los cuerpos arenosos de base erosiva estarían relacionados con las etapas de bajada relativa del nivel del mar, mientras que los cuerpos de base más plana indicaría llegadas rápidas de aportes de forma esporádica y con poca capacidad erosiva. Los cinturones con carbonatos y evaporitas supondría etapas donde la incursión marina hacia el borde de la cuenca se hace dominante.
 |
| Figura nº 26: Banco de areniscas blancas con base erosiva plana sobre arcillas verdes. Estratos decimétricos cruzados en surco con laminación de ondulitas trepadoras (climbling ripples). Aportes arenosos esporádicos y rápidos a la llanura costera lutítica. Localidad: Alborache. |
Por su parte Arche & López-Gómez en un trabajo publicado en 2014 subdividen esta Formación en tres subunidades principales, de muro a techo K2.1, K2.2 y K2.3.
Estos autores han estudiado los minerales de la arcilla que con frecuencia se usan como indicadores paleoclimáticos ya que pueden ser considerados como resultado de los procesos de erosión y formación del suelo que sólo pueden ser buenos indicadores en áreas tectónicamente estables, como es el presente caso. La subunidad K2.1 contiene illita, cuarzo, dolomita, yeso, ortoclasa, albita. La subunidad K2.2 (y parte de la K2.1) no contienen ni yeso ni dolomita, y a su vez muestran una disminución en el contenido de ortoclasa y albita (que incluso desaparecen en algunas muestras), con un aumento asociado de caolinita (hasta 15%) en la fracción arcillosa. En la subunidad K2.3 se recuperan los contenidos de ortoclasa y albita y se produce una disminución de caolinita (<5%).
La presencia de yeso y dolomita en la base de la subunidad K2.1 se puede relacionar con condiciones áridas durante su depósito. En la parte del K2.1 y en el K2.2 donde no hay dolomita y solo rastros de yeso y aparece la caolinita como producto de la meteorización química de la ortoclasa, habría un cambio a condiciones más húmedas.
Los paleosuelos de las subunidades K2.1 y K2.2 muestran características hidromórficas indicadoras de que se formaron bajo los efectos del agua superficial, subterránea o ambas. Sin embargo, la situación cambia en la parte superior de la subunidad K2.2 donde la presencia de edafotipos carbonatados indica cambio a climas más secos.
Una vez descartado el control tectónico, las respuestas fluviales a los cambios del nivel de base durante la sedimentación de la Formación Areniscas de Manuel indican mayor desarrollo de condiciones regresivas y un pulso transgresivo menor en la subunidad K2.2 en comparación con K2.1 y K2.3. No obstante estos datos, por sí mismos, no sugieren la existencia de altas tasas de lluvia para el Carniense en el Este de España y esto solo es posible cuando se compara con otros episodios del Triásico Superior, generalmente más secos.
Los datos sedimentológicos indican que los ríos en el sector oriental del Macizo Ibérico estuvieron controlados por una combinación de cambios climáticos y eustáticos lo que, a su vez, también condicionó la erosión, el aporte de sedimentos finos a la cuenca y el desarrollo de suelos. Los cambios en la carga y descarga de sedimentos se relacionan principalmente con el clima, mientras que las respuestas a los cambios del nivel de base del mar se relacionan principalmente con fluctuaciones eustáticas, ya que la actividad tectónica se puede descartar, ya que la zona fuente de los sedimentos pertenece a la “Meseta Estable” que se mantuvo tectónicamente inactiva durante el Mesozoico. La relación entre las principales oscilaciones del nivel del mar y los procesos sedimentarios, mineralogía y desarrollo de paleosuelos a través de las tres subunidades, indica que éstas representan tres secuencias estratigráficas genéticas, y todo el registro sedimentario de la Formación Areniscas de Manuel constituye tres secuencias regresivo-transgresivas (R-T).
 |
| Figura nº 27: Oscilaciones del nivel del mar durante el Triásico Superior. Se observa como el Carniense se desarrollan tres secuencias: TCa1, TCa2 y TCa3. |
 |
| Fig. nº 28: Restos vegetales en areniscas |
Del estudio de los sondeos profundos realizados en la Mancha-Valencia (Suárez 2007) se deduce que la Unidad K2 es, principalmente, una sección clásica con areniscas blancas, grises y rojas, de grano fino a muy fino, bien seleccionadas y redondeadas, dispuestas en capas delgadas, con grosores menores a 1 metro excepto en algunos cuerpos areniscos que pueden alcanzar los 5 y hasta los 10 metros.
Estas areniscas se presentan en alternancias con lutitas, anhidritas y dolomitas. En algunos sondeos se puede identificar un intervalo con restos vegetales muy abundantes (lignítico) que también se ha identificado en superficie, en el sector Alpera-Montealegre y otros lugares, con abundantes restos de plantas Equisetáceas. El espesor para este intervalo varía de 50 a 70 metros en los sondeos del norte a 200 a 280 metros en los sondeos centrales. Los niveles de arenas más delgados y escasos en este intervalo se encuentran en el sondeo mas cercano a la Cordillera Ibérica.
El limite inferior de la Unidad K2 no esta situado la base de las areniscas gruesas, ubicadas principalmente en la parte media a superior de la unidad, sino que se encuentra por debajo de los niveles de areniscas masivas. Por ejemplo, en el perfil de campo de Alpera-Montealegre, la base de la unidad K2 está muy por debajo de los niveles masivos ricos en arena. Esta interpretación es más consistente con la definición original de K2 de Ortí (1974).
Esta unidad presenta tramos de arena blanca pero cuando estos cuerpos areniscosos no están presentes, todavía se mantienen las condiciones evaporíticas de la unidad inferior (K1) con niveles anhidritas y dolomíticos, pero sin halita. Por otra parte los datos palinológicos muestran un aumento abrupto del contenido de esporas (Torres, 1990), así como la presencia de abundantes restos de plantas de equisetales, lo que apuntan a un evento húmedo relativo durante el K2 en consecuencia el ambiente árido evaporítico imperante durante la sedimentación de la Unidad K1 fue alterado por un evento sedimentario impulsado por el clima durante el K2. La anterior llanura salina costera muy somera de la unidad inferior (K1) fue progradada por una planicie aluvial distal, con canales generalmente pequeños y poco profundos, con inundaciones efímeras pero intensas. En algunas zonas pueden aparecer incluso canales anastomosados estables que incluso pueden llegar hasta las planicies marinas.
 |
| Figura nº 29: La Formación Areniscas de Manuel (K2) en la Cantera de Alborache. En la fotografía he marcado como K2 el intervalo comprendido entre los yesos masivos del K1 y el nivel guía dolomítico que marca la base del K3. |
EDAD GEOLOGICA DE LAS ARENISCAS DE MANUEL (K2):
Los primeros datos cronoestratigráficos de las secuencias evaporíticas del Triásico Superior del Sureste de la Cordillera Ibérica proviene de los análisis palinológicos realizados en capas intermedias de arcilla de las areniscas de Formación Areniscas de Manuel (K2), concretamente el estudio realizado por Solé de Porta y Ortí (1982) proporciono una asociación de esporas compuesta por Alisporites sp., Camerosporites pseudoverrucatus, Camerosporites secatus, Enzonalasporites sp., Patinasporites densus, Patinasporites toralis, Praecirculina granifer, Pseudoenzonalasporites summus, Punctatisporites sp., Triadospora suspectay Vallasporites ignacii, correspondiente a la palinoflora secatus-densus del Carniense medio (parte inferior del Triásico tardío (~ 232 Ma según la Comisión Internacional de Estratigrafía, 2017).
Por su parte Villar (1989) describe asociaciones de polen y esporas en el Keuper de Alpera por encima de la Facies Muschelkalk con Ammonites del Ladiniense. Sitúa el límite Ladiniense–Carniense dentro del K1, y el límite Carniense-Noriense dentro del K5, por lo que asigna al K2 una edad Carniense.
De Torres (1990) documento el aumento porcentual de esporas en el K2 y atribuye a esta formación una edad Carniense medio–superior por la presencia de C. secatus, P. densus, V. ignacii y Ps. summus en los cortes de Alpera, Montealegre del Castillo y Alcaraz
Ortí y Pérez-López (1994) revisan todos los datos anteriores y atribuyen al K2 una edad Carniense inferior – medio en base a los datos palinológicos hasta ahora citados, y sitúan el límite Carniense–Noriense en el K5.
Arche et al. (2002) asigna a la Formación Areniscas de Manuel una edad Cordevoliense superior – Juliense inferior (límite Carniense inferior–Carniense medio) ya que contiene una buena representación de la fase secatus-densus aunque la Triadispora no aparece en altos porcentajes y no contiene Corollina, lo que caracterizaría el Tuvaliense (Carniense superior) y el Noriense, aunque esta atribución todavía necesita de una confirmación definitiva.
 |
| Edades geológicas. |
F. Ortí menciona la existencia en el K2 de niveles lumaquélicos carbonatados con una fauna de pequeños (1-2 cm) bivalvos de conchas finas y aplanadas (filópodos concostráceos) y también de pequeños gasterópodos de 5 a 10 cm de aguas dulces o salobres tranquilas. En los bancos areniscosos este autor menciona una flora que no clasifica.
Quintero et al (1977) describen, en las areniscas del Keuper en Alpera (Albacete) una flora compuesta por Equisetites arenaceus (JAEGER) y Schizoneura merianii (SCHLOT) que datan como Carniense.
Pérez–López (1991) y Pérez–López et al. (1996) asignan una edad Noriense al conjunto K5 y Formación Zamoranos (equivalente a la Formación Imón de la Cordillera Ibérica) en zonas del Prebético y Subbético de Albacete y Jaén, y el límite Triásico–Jurásico en la suprayacente Formación Carcelén.
La mayoría de los autores consideran que la edad de las Areniscas de Manuel (K2) sería Carniense inferior – medio, aunque tal como hemos visto anteriormente el Evento Pluvial que dio origen a estos depósitos detríticos se localiza en la zona del Tethys occidental en el limite entre el Juliense y el Tuvaliense (Carniense medio).
 |
| Lamelibranquio de pequeño tamaño (-1 cmt) en las areniscas blancas . Localidad: Alborache (Valencia). |
FORMACION ARCILLAS DE COFRENTES (K3):
Como las unidades suprayacentes K4 y K5 esta formación está ampliamente distribuida por toda la zona de Levante donde ha sido intensamente aprovechada para industria cerámica (Valencia, Alicante y Castellón). Según el mapa de isopacas de Pérez-Hidalgo y Sánchez Jiménez, la Formación (incluido el K2) se dispone como una cuña clástica que se apoya en los relieves de La Meseta Sur donde presenta espesores de 400-300 metros y decrece hacia el NE hasta prácticamente desaparecer a la altura de Castellón-Teruel.
 |
| Figura nº 31: Mapa de isopacas del conjunto de las unidades K2 y K3. |
La serie tipo se ha
levantado en la carretera N 330 en Cofrentes (Valencia), su espesor es variable
entre los 20 y los 70 metros (60 m visibles en la localidad tipo). Es una
formación muy homogénea en toda la zona de Levante y litológicamente compuesta
por arcillas y arcillitas rojas con niveles y concreciones nodulares verdes,
esta plástica y blanda litología da lugar a formaciones geomorfológicas muy
típicas (badlands y abarrancamientos). Las arcillas son illitas laminares
procedentes de la alteración de feldespatos. Localmente las arcillas pueden
contener calcitas botroidales formadas por micritas claras, margas con maclas
de aragonitos de pequeño tamaño y algún banco de yesos.
En la siguiente figura se puede ver el aspecto que presenta, en Alborache, esta formación con la típica facies de arcillas rojas y verdes con abruptos abarrancamientos.
 |
| Figura nº 32: Aspecto típico de la Formación Arcillas de Cofrentes: arcillas rojas con arcillas verdes en capas o nódulos. Fotografía tomada en la cantera de Alborache. |
Al igual que en las dos formaciones anteriores, en las lutitas de esta formación el mineral mas abundante es la illita con pequeñas proporciones de cuarzo, feldespatos y clorita. Suelen encontrarse con bastante frecuencia y continuidad hematites y en algunas ocasiones dolomita. Gran parte de la illita procede de la disolución de los feldespatos y en esta transformación se libera Si02 que precipita como cuarzo. Las cloritas desarrollan hábito pseudohexagonal, lo que denota su neoformación en ambiente hipersalino tal y como las encontradas por Marfil (1970) en el Keuper de la Cordillera Ibérica.
Los niveles arenosos que aparecen intercalados hacia la base de la formación, en el tránsito con la Unidad K2, están compuestas principalmente por cuarzo con abundancia de feldespatos potásicos, en algunos niveles. Esta areniscas estarían en el campo de las arcosas, subarcosas o cuarzoarenitas, texturalmente estas arenas están bien clasificadas con granos subsubangulosos y los tamaños de grano varían entre 46 n y 92 n. Los cementos más frecuentes son el silíceo y ferruginoso, el cemento silicio aparece como crecimiento secundario sintaxial y es posterior al revestimiento ferruginoso. En algunos casos existe, además, una segunda cementación ferruginosa más amplia que la anterior y con un cierto control sedimentario.
En los sondeos realizados en la Mancha - Valencia (Suárez 2007) esta unidad está formada por un intervalo muy uniforme de arcillas de color rojo ladrillo con delgados niveles o nódulos de arcillas verdes de textura cerosa. La formación tiene unos 50 metros de espesor y su característica mas destacada es la presencia de varios niveles delgados (0,3 - 0,50 m) de carbonatos, en su mayoría dolomíticos, muy persistentes.
La Unidad K3 se depósito en una planicie de lodo en una llanura costera baja (llanura de inundación distal), sujeta a condiciones marinas ocasionales señaladas por la presencia de niveles dolomíticos delgados pero continuos, que marcan el final del evento húmedo anterior, la recesión de un aparato fluvial y el regreso de las condiciones áridas en la parte superior de esta secuencia.
En la cantera Alborache es uno de los pocos sitios de todo Levante donde se puede ver en un afloramiento continuo de la intercalación dolomítica situada en la base de la Formación y que ha sido descrita por muchos autores y personalmente he podido reconocer en Alborache, Gestagar y Calles.
En la siguiente figura se puede ver perfil W-E del conjunto de de secuencia regresiva que forman las Unidades K1, K2 y K3 (F. Ortí et al. 2017) basado en los sondeos profundos descritos por Suarez Alba. Se observa que el máximo espesor se localiza en el sondeo Salobral 1 (Albacete) y el menor en el sondeo Tribaldos 1 (Cuenca) donde no se encuentra la Unidad K1 (F. Arcillas y yesos de Jarafuel).
 |
| Figura nº 33: Correlación de las unidades de la secuencia transgresión del Keuper. Perfil W-E (Cuenca - Valencia) en base a sondeos profundos. |
NIVEL DE DOLOMIAS CON FAUNA MARINA:
En los perfiles de Cofrentes, Alborache, Gestalgar y Calles se ha localizado un nivel de dolomías microcristalinas, de color gris claro y pátina amarillenta. La mejor exposición de este nivel dolomítico es la cantera de Alborache donde presenta buenos y continuos afloramientos describiendo una estructura sinclinal tal como se puede ver en la siguiente imagen:
 |
| Figura nº 34: Trazado del afloramiento continuo del nivel guía dolomítico en la cantera. |
 |
| Figura nº 35: Nivel de dolomías |
El nivel dolomítico es muy continuo lateralmente y mantiene un espesor continuo de 1,30 metros de dolomías tableadas en estratos centimétricos (5-10 cm) con laminaciones paralelas y onduladas. Entre los estratos de dolomías pueden aparecen intercalaciones de margas dolomíticas de color gris y aspecto pizarroso.
En detalle las dolomías presentan una apariencia oquerosa con cavidades, alineadas según la laminación, que pueden estar huecas y tapizadas de arcillas amarillas o rojas, tal como se puede ver en la fotografía de la figura nº 37 donde también se puede apreciar la laminación paralela que pasa a laminaciones onduladas de ripples a techo de los estratos y también una de las intercalaciones de margas dolomíticas grises (techo en la parte inferior de la fotografía).
Se trata dolomías sacaroideas de grano muy fino, algo recristalizadas y color gris claro con pátina amarillenta u ocres. Desarrollan una porosidad de caverna de pequeño tamaño (Alborache). El origen de esta porosidad no lo tengo claro pues si bien algunos poros podrían corresponder a disolución de conchas (porosidad móldica), la alineación de los poros a favor de la laminación también podría indicar la disolución de cristales de evaporitas
 |
| Figura nº 36: Microfotografía (x30 aumentos) de una muestra de dolomía gris porosa. Localidad: Cantera de Alborache. |
En el perfil de Gestalgar se puede observar este mismo nivel, con un grosor métrico, formado por dolomías microcristalinas grises de pátina amarillenta, tableadas. Pero se encuentran muy tapadas y apenas se pueden observar bien. En Calles este nivel también está presente pero se encuentra tapado por derrubios de ladera y no ha sido posible medir su grosor. Se trata de dolomías de grano fino amarillentas con posibles ondulaciones de ripples. En Cofrentes está descrito un nivel de 1,20 metros de calizas margosas con arcillas verdes a 7 metros por encima de las areniscas rojas.
 |
| Figura nº 37: Dolomías grises de pátina amarillenta en estratos delgados con niveles de margas grises pizarrosas intercalados. Se observa una marcada laminación paralela y horizontal con una gran cantidad de poros alineados rellenos de arcillas rojas. Alborache. |
Este nivel dolomítico es prácticamente azoico y solo he encontrado fauna en una placa con una acumulación de pequeños gasterópodos en Alborache y en Calles donde he encontrado un cefalópodo mal conservado. Se trata de un ejemplar discoidal con la concha segmentada y con tabiques en la parte interior que está pendiente de clasificación, pero se trata del primer cefalópodo encontrado en el Keuper en toda España.
 |
| Figura nº 38: Molde en mal estado de conservación de un cefalópodo encontrado en el nivel guía dolomítico de la Formación Arcillas de Cofrentes. Se trata del primer cefalópodo descrito en el Keuper de la Península Ibérica y está pendiente de clasificación. |
El hallazgo de este fósil viene a confirmar que el nivel dolomítico, que aflora de forma muy extensa en la base del K3, es de origen marino, pues los gasterópodos encontrados en Alborache (ver figura de abajo) también pueden haber vivido de aguas salobres. Este nivel dolomítico, pese a su poco espesor, representa una transgresión marina muy importante que afecto a una gran superficie de toda la Cuenca Ibérica (Valencia, Cuenca, ...) inundando una vasta zona y en conexión directa con el mar abierto, tal como demuestra la presencia de cefalópodos.
 |
| Figura nº 39: Placa de dolomías con pequeños gasterópodos. Localidad: Alborache. |
FORMACION ARCILLAS YESÍFERAS DE QUESA (K4):
También ampliamente distribuida en todo el territorio de Levante (Provincias de Teruel, Castellón, Valencia, Alicante y Murcia) con espesores de 20 a 150 metros. Según el mapa de isopacas de T. Torres Hidalgo y A. Sánchez Jiménez esta formación adopta una forma similar a la del K1 con los máximos espesores 300 -200 metros dispuestos en una franja (surco) de dirección NW-SE, entre Cuenca y Valencia y otro más pequeño en Alicante de dirección E-W.
Se trata de un conjunto
arcillo-yesífero de tonos rojos dominantes y aspecto caótico por la ausencia de
estratificación, abundan los yesos pero la presencia de arcillas impide su explotación
minera. En esta Formación es donde aparecen la mayor cantidad y mejores
cristales de jacintos de Compostela y aragonitos de gran tamaño (Villargordo
del Cabriel) exclusivos de esta Formación.
Los yesos de esta Formación
presentan 4 tipos de texturas:
-Travecular fibrosa: es la
mas característica de la Formación y esta compuesta por vetas milimétricas y centimétricas
de yeso fibroso blanco con las fibras transversales al plano de la veta, las
fibras cruzan las masas arcillosas en todas las direcciones.
-Nodular: los yesos, de
color blanco o rosado, aparecen como nódulos aislados en racimos. Suelen
presentar una superficie teñida de rojo por una película de arcillas rojas y
abundantes cristales bipiramidados de cuarzos blancos y rojos de pequeños
tamaño.
-Masiva: el yeso aparece entre
las arcillas como una masa sacaroidea blanca.
-Hematoidea: son muy característico
de esta Formación y están formados por yesos nodulares o estratiformes rojos con
grandes cristales en laminas que incluyen jacintos de Compostela rojos de gran
tamaño (+2 cmts).
En el Sector Manchego de la Cadena Ibérica la Unidad K4 y unidades equivalentes presentan espesores de 550 metros y lleva intercaladas capas de sal. En las Sierras Exteriores de la Cuenca Pirenaica puede llegar a alcanzar los 430 metros.
La serie tipo se ha levantado en Quesa (Valencia) en la carretera a Bicorp y está compuesta por arcillas rojas (montmorillonita y clorita) con yesos nodulares, masivos, fibrosos y hematoideos, casi nunca explotables. La característica principal de la formación son las arcillas rojas con un entramado denso de yesos fibrosos con abundantes jacintos de Compostela y aragonitos.
 |
| Figura nº 40 : Aspecto típico de la Unidad K4 (Arcillas yesíferas de Quesa) en la Provincia de Valencia: Arcillas rojas con una densa red travecular de yesos fibrosos blancos. Localidad: Gestalgar (Valencia). |
En los sondeos de La Mancha y Valencia (Suarez 2007) esta Unidad aparece como un grueso intervalo evaporítico que suele ser de color rojizo y que se diferencia de la Unidad K1 en su mayor contenido en anhidrita. El espesor varía de 40 a 550 metros y está parcialmente erosionado en los sondeos situados mas al norte por la Formación Arenas de Utrillas del Cretácico. La Formación está descrita como arcilla, principalmente roja, y también verde y gris, con niveles de anhidrita, blanca, gris y rojiza, bien estratificada o nodular, y halita, blanca a rosada, y frecuentes cristales bipiramidales de cuarzo tipo jacintos de Compostela. La sal alterna con lutitas en pequeños ciclos constituidos por bandas de halita con interestratos más o menos gruesos de arcillas rojas y/o grises.
 |
| Figura nº 41: Perfil W-E (Cuenca-Valencia) con la correlación de K4 y K5 (secuencia regresiva) en base a sondeos profundos se observa un acuñamiento progresivo al E y el W desde una zona central con los máximos espesores. |
La unidad K4 fue subdividida por Suárez (2007) en base a los datos (muestras y diagrafías) de sondeos profundos realizados en La Mancha, en tres subunidades: una subunidad basal (K4a) muy arcillosa y una subunidad superior (K4c), formadas por capas de arcillas y capas de anhidrita (sin halita) en secuencias evaporíticas del tipo “evaporating upwards”; entre ambos hay una subunidad intermedia (K4b) también dispuesta en secuencias típicas de “evaporating upwards”, compuestas de lutitas y halita, con capas de dolomita y anhidrita subordinadas o ausentes. En esta subunidad se han identificado hasta siete niveles de sal correlativos. Las tres subunidades muestran ciclos en escala métrica y escala decamétrica, siendo ciclos de arcilla-halita en la subunidad K4a y ciclos de arcilla-anhidrita en las otras dos subunidades.
El contacto de esta formación con la infrayacente (K3) es muy neto mientras que el paso a la formación suprayacente (K5) es gradual.
Esta formación corresponde a depósitos de llanura lutítica distal con desarrollo de sabkhas y lagunas salinas complejas.
 |
| Figura nº 42: Bloque diagrama representando el ambiente de sedimentación de la Unidad K4 (F. Arcillas yesíferas de Quesa) correspondiente a una llanura arcillosa evaporítica muy compleja con lagunas saladas, salinas de yesos y halita y salinas de yeso y arcillas y sabkhas. |
FORMACION YESOS DE AYORA (K5):
De amplia distribución geográfica por la Provincia de Valencia y zonas adyacentes presenta espesores muy variables (20 a 100 mts) siendo de 60 metros (apreciables) en la localidad tipo (Ayora; Valencia). En la siguiente figura se puede apreciar la desigual distribución de esta Unidad en la zona del Levante Peninsular con un espesor máximo de 200 m en Hellín (Albacete) y localizándose en una franja o “plataforma” que se extiende de SSW a NNE por las provincias de Castellón, Valencia y Alicante. En la siguiente figura se puede ver el mapa de isopacas de esta Formación:
 |
| Figura nº 43: Mapa de isopacas de la Unidad K5 (F. Yesos de Ayora) se observa que la formación aparece en el sector más próximo a la costa del Mediterráneo. (Torres Hidalgo y Sánchez 1990). |
Se trata de una unidad evaporítica muy beneficiada comercialmente (canteras y pequeñas minas) en toda la zona de Levante, por ejemplo en las localidades de Sot de Ferrer y Ollocau (Castellón), Domeño, Montserrat y Carcer (Valencia), Villena (Alicante) y Jumilla (Murcia) entre muchas otras.
En la localidad tipo de Ayora (Cantera Abarca) la serie está compuesta por yesos sacaroideos rosados y blancos con delgadas intercalaciones de arcillas negras, bancos de yesos blancos microcristalinos a veces bandeados y a veces nodulares, niveles de arcillas verdes. Hacia arriba yesos negros, laminados y a veces nodulares con yesos sacaroideos rosados a techo. En el Norte de Alicante (Villena-Pinoso) y Murcia (Jumilla) aparecen enclaves ofíticos.
En general el color blanco
es el dominante en los bancos de yesos aunque también son corrientes los
grises, rosados y negros. La textura de estos yesos suele ser laminada o masiva
aunque también los hay nodulares, veteados o porfiroblásticos, pero los mas
frecuentes son los bancos masivos microcristalinos.
En la localidad tipo, la
Yesería de Abarca en Ayora, hay un corte detallado de 36 metros y un espesor
observable de 60 metros. Los yesos se presentan en nódulos de diferentes
tamaños con películas de arcillas entre ellos. También aparecen yesos
traveculares con vetas de grosor centimétrico de yeso microcristalino o fibroso,
rectilíneas que se cruzan en todas las direcciones reticularmente. Otras
texturas son las laminadas de origen primario, la bandeada de origen diagenético,
fibrosas con fibras perpendiculares a las vetas, masivas en bancos que pueden presentar
yesos sacaroideos, granudos o microcristalinos y porfiroblástica con gran
desarrollo de los porfiroblastos.
 |
| Figura nº 44: Nivel dolomías (Manuel). |
En los sondeos profundos de La Mancha y Valencia, la unidad K5 es un intervalo anhidrítico generalmente de color grisáceo a blanquecino, bien estratificado, con niveles menores de dolomías intercaladas. Su espesor es de unos 50 metros.
El medio de sedimentación de esta formación corresponde a salinas de aguas permanentes, pero confinadas, que evolucionan a lagoon restringido. En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama con la interpretación que del medio sedimentario de esta Formación realizan F. Ortí et al. 2017:
 |
| Figura nº 45: Bloque diagrama con el ambiente de sedimentación de la Unidad K5. |
Las Unidades K4-K5 están compuestas por varias secuencias evaporíticas de somerización completas de 4 a 5º Orden, de 5 a 25 metros de espesor. Los datos geoquímicos descritos para la Unidad K1 también son aplicables a las unidades K4-K5 y el ambiente sedimentario era bastante similar: una salina costera, pero con una diferente evolución temporal. En la parte inferior de la Unidad K4 (K4a) estas secuencias están poco desarrolladas y la mayoría de ellas solo alcanzan el estado arcilloso preevaporítico. En la parte media (K4b) las secuencias evaporíticas están completamente desarrolladas y llegan a la etapa de halita, alcanzando la concentración máxima de la salmuera de toda la secuencia K4-K6. Por encima de este punto, en el K4c y el K5 las secuencias evaporíticas no están tan bien desarrolladas y no pasan de la etapa de anhidrita, marcando así una inversión en la tendencia de concentración de salmuera.
FORMACION DOLOMÍAS TABLEADAS DE IMÓN (GOY ET AL, 1976):
Durante el Noriense superior se instalo en toda la zona ibérica una plataforma marina poco profunda (epeíritica) y abierta hacia el Este en la que se produjo una sedimentación carbonatada con depósitos submareales, intra y supramareales que constituyeron esta Formación denominada por algunos autores como K6.
El corte tipo levantado en la localidad de Imón (Guadalajara) por Goy y Yébenes (1977) está compuesta por una sucesión de dolomías cristalinas de color blanco o gris (dolomícritas blancas y doloespáritas grises), de aspecto tableado (estratos delgados y medio, raramente gruesos) con planos de estratificación bien marcados. Esta Formación suele presentarse como un resalte en el terreno como se puede apreciar en la fotografía de figura nº 48. En este corte tipo aparecen en la mitad superior de la Formación, peloides y moldes de cristales de evaporitas y ooides e intraclastos en la mitad inferior. Son frecuentes las laminaciones estromatolíticas.
La formación presenta un espesor muy variable que puede estar comprendido entre los 50 y unos pocos de metros con un tránsito gradual a las facies evaporíticas del Keuper y erosivo con la Formación suprayacente. En los Pirineos esta formación se denomina Isabena y esta compuesta por calizas y dolomías con un espesor de 20 a 35 metros y en el Prebético esta formación se corresponde con la Formación Zamoranos. En la siguiente figura se puede ver un mapa de isopacas de esta Formación comprobándose su amplia distribución geográfica:
 |
| Figura nº 46: Mapa de isopacas de la Formación Imón (K6). Arnal et al. 2002. |
En la Cordillera ibérica la Formación Imón presenta espesores de 20 a 35 metros y se divide en tres tramos:
Tramo inferior o Unidad de transito: con un grosor de 3 a 10 metros está formado por una alternancia de lutitas versicolores, dolomías margosas y brechas carniolares. El tramo se ha interpretado como depósitos de llanura lutítica ("mud-flat") carbonatada y evaporítica (Arnal et al 2002).
Tramo intermedio: con un espesor de 10 a 22 metros está formado por dolomías bien estratificadas en estratos decimétricos que pueden presentar fantasmas de oolitos y peloides y estratificación cruzada correspondientes a depósitos de lagoon restringido y cinturones arenosos en una plataforma carbonatada somera.
Tramo superior: con un espesor de 10 a 15 metros está compuesto por dolomías arcillosas tableadas con laminaciones milimétricas y abundantes seudomorfos de evaporitas. Presentan superficies de acumulación de bivalvos de concha fina. Corresponden a depósitos de sabkha carbonatada.
 |
| Figura nº 47: Dolomías de la Formación Imón en Manuel (Valencia). |
La dolomitización suele impedir la conservación de fósiles sin embargo en esta formación se han encontrado foraminíferos y bivalvos que permiten asignar a la Formación una edad Noriense superior-Retiense. Por su parte Pérez–López (1991) y Pérez–López et al. (1996) en zonas del Prebético y Subbético de Albacete y Jaén asignan una edad Noriense al conjunto K5 y Formación Zamoranos, y sitúan el límite Triásico–Jurásico en la suprayacente Formación Carcelén.
En los sondeos profundos de La Mancha – Valencia la Unidad K6 o Dolomías tableadas de Imón/Zamoranos, aparece encima del K5, estando formada por un delgado, pero bien desarrollado, nivel de dolomías de 15 a 30 metros de espesor que a menudo son descritas como dolomías, de color gris a tostado, microcristalinas y parcialmente anhidríticas. Esta Formación constituye un excelente nivel de correlación en toda la Cuenca Ibérica y adyacentes y resulta clave para separar las evaporitas liásicas (Zona da la Anhidrita) de las triásicas.
 |
| Figura nº 48: Grueso banco (20 mts) de dolomías grises con pátina marrón que constituyen la Formación Imón en Gestalgar. La Formación presenta una gran continuidad lateral. |
Los carbonatos de la Unidad K6 se sedimentaron en condiciones de aguas muy poco profundas y tienen un carácter más somero hacia arriba, pasando de grainstones oolíticos en la base a lutitas laminadas con alfombras de algas e incluso con cristales de evaporitas en la parte superior. Las unidades K4-K6 forman juntas una enorme secuencia ascendente de reducción evaporítica de tercer orden, que se "diluye" hacia arriba pasando de halita a anhidrita y culminando con una etapa dolomítica en unas condiciones de nivel del mar alto.
Sobre este conjunto de Unidades del Keuper se dispone el Jurásico (Lías Inferior) está constituido por la Zona de Anhidrita (Castillo-Herrador, 1974), equivalente a la Formación Lécera, (Gómez y Goy, 1997) y a la Formación Cuevas Labradas (Goy et al., 1976).
La Zona de Anhidrita (AZ) es una gruesa alternancia de capas métricas o decimétricas de anhidrita y dolomita. En la mayoría de los sondeos que la han atravesado, su parte inferior se encuentra sobre la unidad K6 (F. Imón/Zamoranos), excepto en los sondeos Gabaldón-1 y Belmontejo-1A (La Mancha conquense) donde se encuentra una sección de 300-400 metros de evaporitas masivas, denominada Zona Salina Inferior (LSZ) en su mayoría formada por halita, con niveles intercalados de anhídrita, lutita y dolomía.
En el resto de los sondeos la Zona de Anhidrita se puede dividir en tres unidades, la Zona Inferior de Anhidrita (LAZ) un conjunto de 60 a 380 metros de espesor de dominante carácter anhidrítico, formado por niveles anhidríticos blancos a grises y bien estratificados alternando con dolomías cristalinas grises a veces anhidríticas y con capas delgadas de lutitas oscuras o verdes; la Zona de Anhidrita Media (MAZ) en contraste con la unidad inferior es más carbonática que anhidrítica y con un espesor de 70 a 140 metros. Un tercer nivel de 130 a 300 metros de espesor, la Zona Superior de Anhidrita, (UAZ) que es más similar al nivel inferior pero con un carácter anhidrítico menos uniforme.
El contacto con la suprayacente Formación Cuevas Labradas es claro y nítido y el espesor para esta última formación es muy constante de 90 a 120 metros.
Una excepción a la mayoría de los sondeos realizados en La Mancha (Cuenca y Albacete) es el sondeo Jaraco-1, el más oriental de todos y muy de la costa del Mediterráneo. Este sondeo atravesó un potente tramo (675 m) de Buntsandstein, compuesta por varios niveles “fining upward”, sin que el sondeo llegara a tocar zócalo herciniano. También atravesó un grueso Muschelkalk con un total 310 metros de espesor. La parte inferior, de 100 metros de espesor, se compone de dolomitas y anhidritas alternas y podría asignarse a equivalente marino del M2 occidental. La parte dolomítica masiva superior, de hasta 210 m de espesor, se puede asignar a M3, pero en este pozo no es posible distinguir entre M3a y M3b. En este sondeo están presentes todas las unidades del Keuper y Lias inferior del K1-K6 y AZ y aunque mantienen su carácter evaporítico o clástico, son mucho más delgadas. La Unidad K1 incluye rocas volcánicas y brechas. En este sondeo la identificación de la F. Dolomías de Imón (K6) es discutible, ya que las facies K5 son muy similares a las de la Zona Anhidrita suprayacente.
Desde el punto de vista estructural, la mayoría de los pozos donde se han medido buzamientos, ya sea con medidor de profundidad o a partir de núcleos, muestran valores muy bajos, de 0 a 15º, por lo que el espesor del pozo debe ser cercano al real. La interpretación de la línea sísmica en general respalda esta geometría casi plana (Bartrina et al., 1990).
Según Suarez (2007) las secuencias evaporíticas son bastante comunes en las Unidades K1 y K4 y están compuestas por una parte preevaporítica inferior transgresiva y una parte superior salina. La secuencia del Keuper Inferior (de K1 a K3) puede ser interpretada como una secuencia ascendente de poca profundidad, más bien que una secuencia “diluting upwards”, que se vuelve clástica por causas climáticas (CPE) y termina en una marisma lutítica (K3) que constituye la secuencia límite. Según los datos disponibles este autor asigna a esta secuencia una edad Carniense.
Los depósitos del Keuper Superior (de K4 a K6) se interpretan como una secuencia ascendente de poca profundidad en la que el tramo K4a es la sección preevaporítica y el K4b, K4c y K5 que constituyen la mayor parte de los depósitos evaporíticos corresponderían al highstand, con la halita siendo sustituida hacia arriba por la anhidrita y cubriéndose por una capa dolomítica. El K6 marca el techo del highstand. Su edad se asigna al Noriense.
Las tasas brutas de sedimentación para el Keuper son del orden de los 20 a 89 metros/año para la secuencia inferior (K1+K2+K3) y del orden de los 22 a 65 metros/año para la superior (K4+K5+K6). Como comparación la tasa de sedimentación de la suprayacente Formación Dolomías de Cuevas Labradas es de 7 a 9 metros/año, mucho más homogénea.
En la figura de la derecha (Ortí Cabo, 1982) se puede ver la columna sintética de los sedimentos del Keuper en la Provincia de Valencia agrupados en las dos secuencias deposicionales principales y en las tres series evaporíticas con las formaciones que las componen. Se indica también el color más destacado de las lutitas encajantes:
La serie litoestratigráfica antes descrita es representativa del Triásico Superior (Keuper) en la Cordillera Ibérica y también de la Zona Subbética de la Cordillera Bética donde se encuentran sedimentos del Triásico Superior (Grupo Jaén) con excelentes ejemplos de depósitos fluviales semiáridos que pasan lateralmente a depósitos de aguas someras a través de un ambiente fangosos.
AMBIENTES SEDIMENTARIOS:
Durante el Triásico Superior y sobre los carbonatos de techo del Muschelkalk (M3) se instalo una llanura lutítica costera, con ocasionales aportes detríticos desde el continente, en la que se desarrollaron ambientes salinos con la precipitación de evaporitas. F. Ortí agrupo el conjunto del Keuper en dos secuencias deposicionales tal como se puede ver en la siguiente figura. La primera es una secuencia regresiva que se inicia en los carbonatos marinos de techo del Muschelkalk (M3), incluye el K1 y su techo son las Areniscas de Manuel (K2). La segunda secuencia es transgresiva, se inicia con las arcillas rojas del K3, incluye el K4 y elK5 y su techo son las Dolomías tableadas de Imón (Goy y Yebenes, 1977) del Rhetiense.
 |
| Figura nº 50: Esquema evolutivo de los medios sedimentarios del Keuper. según F. Ortí Cabo: un conjunto regresivo agrupa a las formaciones de la secuencia inferior (K1, K2 y K3) y un conjunto transgresivo agrupa a las formaciones de la secuencia superior (K4, K5 y K6). |
F. Orti en su tesis considera que la sedimentación calcárea de plataforma somera típica del Muschelkalk es sustituida, a principios del Keuper, de una forma rápida, por una sedimentación de tipo evaporítico (arcillas y yesos laminados con halita) bien de un ambiente de lagoon o de tipo supramareal (Formación Arcilllas y Yesos de Jarafuel). Progresivamente (final del Keuper inferior) se irán intercalando areniscas con restos vegetales y carbonatos con faunas lagunares de un clima cálido más húmedo.
Para este autor al inicio del Keuper medio (Carniense) la presencia de grietas de retracción y ripples, restos vegetales y faunas con gasterópodos indican que las condiciones mas húmedas (lagunares) se afianzan y van evolucionando a ambientes fluviales con mayores espesores de depósitos detríticos (Formación Areniscas de Manuel). Hacia la mitad superior del Keuper medio la sedimentación se hace más fina y el régimen de sedimentación tranquilo en un medio de plataforma litoral con una intercalación marina hacia la base (Formación Arcillas de Cofrentes). Durante el Keuper superior se vuelve a las condiciones evaporíticas de poca profundidad posiblemente pantanos salobres.
Para otros autores la primera secuencia deposicional evaporítica esta truncada en el Carniense por depósitos fluviales (K2) depositados durante un periodo lluvioso que marcan el final del periodo regresivo. El final del periodo lluvioso provocó la recesión del aparato fluvial y favoreció la implantación de una llanura de inundación lutítica con influencias mareales en la que se depositarán las arcillas rojas y verdes del K3 (F. Arcillas de Cofrentes) en la que aparecen intercalaciones de dolomías amarillas con ripples y una fauna marina que incluye bivalvos, gasterópodos y cefalópodos. Finalmente la instalación de un clima cálido y árido favoreció la aparición de sabkhas y lagunas salinas en las que se depositaron las arcillas y yesos del K4 (F. Arcillas yesíferas de Quesa).
El ciclo sedimentario del Keuper termina con depósitos de salinas de aguas permanentes pero confinadas que evolucionan a lagoon restringido (K5). El tipo de ambiente evaporítico más común de las evaporitas es el de sabkha o laguna salada que pueden ser de dos tipos: costeras y continentales. Las sabkhas costeras son llanuras supralitorales que pueden sufrir inundaciones periódicas en las que las evaporitas precipitan a partir de salmueras marinas.
Las composiciones isotópicas de azufre, oxígeno y estroncio (d34SCDT, d18OSMOW, 87Sr/86Sr) en los sulfatos y sobre el contenido de bromo en los cloruros (Ortí et al. 1996) avalan el origen marino de las evaporitas del Keuper de la parte oriental de la Península Ibérica donde se acumularon como evaporitas de plataforma en entornos parecidos a lagunas cloruradas, salinas y lagunas sulfatadas y sabkhas. A escala de toda la cuenca estos entornos constituyeron marismas evaporíticas ricas en arcillas (unidades K1 y K4) o salinas sulfatadas con carbonato (unidad K5).
En la siguiente figura se puede ver la interpretación que sobre la disposición del Keuper realizan F. Ortí et al 2017 combinando observaciones de campo y datos de sondeos profundos.
 |
| Figura nº 51: Perfiles geológicos a través de las cuencas Ibérica, del Ebro y Pirenaica de la Plataforma Triásico Ibérica de las secuencias deposicionales inferior y superior del Keuper. La secuencia deposicional inferior corresponde a una sedimentación en una llanura lutítica evaporítica que evoluciona a una llanura fluvial costera o a un abanico aluvial distal con influencias mareales. La secuencia deposicional superior corresponde a depósitos en una llanura evaporítica con salinas y sabhkas arcillosas. |
COMPOSICIÓN ISOTOPICA DE LAS EVAPORITAS TRIASICAS.
Recientemente la geoquímica se ha añadido a los estudios geológicos sobre el Triásico evaporítico en Europa, realizándose trabajos para determinar la composición isotópica de las evaporitas, sobre todo de los isotopos de azufre y oxigeno, mediante el análisis de numerosas muestras, principalmente yesos y anhidritas. Estos trabajos han permitido establecer curvas de la evolución isotópica de la secuencia estratigráfica del Mesozoico (Triásico-Jurásico) que son de gran utilidad en los estudios estratigráficos y paleoambientales.
El azufre es un elemento químico muy común del que se conocen hasta 25 isótopos de los que solo cuatro son estables. En orden de abundancia, esos isótopos son 32S (94,93 %), 34S (4,29 %), 33S (0,76 %) y 36S (0,02 %). El valor δ34S (pronunciado delta 34 S) se refiere a una medida de la proporción de los dos isótopos de azufre estables más comunes, 34S:32S, medidos en una muestra frente a la misma proporción medida en un estándar de referencia conocido, siendo el más utilizado el Vienna-Canyon Diablo Troilite (VCDT). Los resultados se miden como variaciones de la relación estándar en partes por mil utilizando el símbolo ‰. Ese valor se puede calcular a partir de la siguiente formula:
δS34 = ((S34/S32) muestra/(S34/ S32) estándar) −1× 1000
El carácter delta en minúsculas se usa por convención, para ser consistente con el uso en otras áreas de la química de isótopos estables.
Los isótopos pesados y livianos de azufre se fraccionan a diferentes velocidades y los valores resultantes de δ34S, que quedan registrados en sulfatos marinos o sulfuros sedimentarios (piritas), se han estudiado e interpretado como registros de los cambios en el ciclo del azufre a lo largo de la historia de la tierra. La primera alteración conocida en el ciclo del azufre ocurrió durante el Gran Evento de Oxigenación (2.400 millones de años) en el que el aumento de oxígeno atmosférico permitió un aumento en los mecanismos que podrían fraccionar los isótopos de azufre, lo que llevó a un aumento en el valor de δ34S en los sedimentos que era del ~0‰ antes del mencionado Evento. Hace aproximadamente 700 millones de años, los valores de δ34S en los sulfatos de agua de mar sufrieron variaciones mas grandes. Los investigadores han interpretado esta variación como indicativa de un aumento en la oxigenación de la columna de agua con períodos continuos de anoxia en las aguas más profundas. Los valores modernos de sulfato de agua marina (δ34S) son del 21,0 ± 0,2 ‰ en todos los océanos del mundo, mientras que los sulfuros sedimentarios varían ampliamente. Los valores de sulfato de agua de mar δ34S y δ18O exhiben tendencias similares que no se encuentran en los minerales de sulfuro sedimentario.
En geoquímica el δ18O (pronunciado delta-O-18) es la medida de la proporción de isótopos estables de oxígeno-18 (18O) y oxígeno-16 (16O) en una muestra. La expresión del valor es en «partes por mil» (‰) y el estándar es conocido como “media estándar del agua oceánica de Viena” (VSMOW). Se usa comúnmente para la medición de la temperatura de precipitación, de las interacciones entre las agua subterránea y marinas y como un indicador de procesos que muestran fraccionamiento isotópico. En la paleontología, los datos de 18O: 16O de corales, foraminíferos y núcleos de hielo se utilizan como indicativos de la temperatura del momento de su formación. Las conchas de los foraminíferos están compuestas de carbonato cálcico (CO3Ca) y se encuentran en muchos entornos geológicos comunes. La proporción de 18O a 16O en estas conchas se utiliza para determinar indirectamente la temperatura del agua circundante en el momento en que se formó el caparazón.
Las mediciones del isotopo δ18O también son indicativas de evaporación local y entrada de agua dulce, ya que el agua de lluvia está enriquecida con 16O, como resultado de la evaporación preferencial de este isotopo del agua de mar, debido a que es más ligero. En consecuencia, la superficie del océano contiene mayores proporciones de 18O donde hay más evaporación, en los climas tropicales y subtropicales, y menores proporciones de este isotopo en las latitudes medias donde llueve más y por lo tanto el aporte de 16O es mayor.
Cuando el vapor de agua se condensa, las moléculas de agua más pesadas, las que contienen átomos de 18O, tienden a condensarse y precipitan primero, por ello y debido a que el vapor de agua se origina en los trópicos y avanza hacia los polos, ocurre que gradualmente se torna más empobrecido en 18º; Por ejemplo, la nieve caída en Canadá tiene mucho menos oxigeno 18 que la lluvia caída en Florida /EEUU).
Debido a este comportamiento de los isotopos de O los cambios en el clima que alteran los patrones globales de la evaporación y la precipitación pueden cambiar la proporción δ18O. Epstein et al. (1953) estimaron que un aumento de δ18O en un 0.22 ‰ es equivalente a la disminución en la temperatura de 1 °C (o 1,8 °F) eso si, ignorando los efectos que pudieran tener la salinidad y la variación del volumen del hielo. La formula empleada es la siguiente:
T= 16,5-4,3 δ+1,14 δ2
Donde T es la temperatura en °C y δ es δ18O procedente desde la muestra de carbonato de calcio.
Valores de los isotopos de S y O en el Triásico la zona Este de la Cordillera Ibérica.
Mayoritariamente se considera que la mayoría de las evaporitas depositadas durante el Triásico medio-tardío son de origen marino. Por lo tanto, los valores de isótopos de azufre y oxígeno (δ34S, δ18O) de estos sulfatos representan los del sulfato disuelto en las salmueras marinas coetáneas y se interpretan como firmas de isótopos primarios. En el oriente de Iberia, esta interpretación parece válida para los valores de δ34S por la similitud con los de la literatura y su homogeneidad y que a falta de una investigación más específica sobre el posible fraccionamiento de isótopos a lo largo del ciclo diagenético de los sulfatos cálcicos, se puede suponer que no se pueden producir modificaciones sustanciales en los patrones isotópicas originales de los yesos primarios o anhidritas diagenéticas primarias.
Los valores de δ18O registrados en el oriente de la Península Ibérica son más variables que los de δ34S. Estos valores, sin embargo, parecen relativamente consistentes con los valores de δ18O registrados para el mismo intervalo de tiempo en otras cuencas en el Centro-Sur de Europa consideradas de origen marino primario.
Los valores medios de δ34S y δ18O y las desviaciones estándar para cada unidad del Triásico del Levante Español son los siguientes (F.Orti et al. 2022):
CONTENIDOS EN ISOTOPOS DE S Y O EN EL LEVANTE | |||
FORMACION | LOCALIDAD | δ34S | δ18O |
ACTUALIDAD | MUNDIAL | 21,0 ± 0,2 ‰ |
|
RÖT | CEHEGIN | 17,7 | 14,5 |
MAS | MEDIA | 17,2+-0,5 | 13,5+-1,7 |
CAÑETE | MEDIA | 15,1 ± 0,2‰ | 13,8 ± 0,3‰ |
K1 | MEDIA | 15,1 ± 0,2‰ | 14,4 ± 1,4‰ |
K4 | MEDIA | 14,6 ± 0,3‰ | 14,2 ± 0,9‰ |
K5 | MEDIA | 14,9 ± 0,1‰ | 13,6 ± 0,7‰ |
ZAMORANOS | MEDIA | 16,4 ± 0,1‰ | 13,3 ± 0,7‰ |
LÉCENA | MEDIA | 14,2 ± 1,2‰ | 13,8 ± 3,8‰ |
Tal como se puede apreciar en la anterior tabla el valor medio más bajo de δ34S registrado en los sulfatos de Keuper superior fue de 14,6 ± 0,3‰ correspondiente al K4. Este valor medio corresponde a las evaporitas depositadas inmediatamente después del Evento Pluvial Carniense (CPE). Aunque no está clara la influencia de este evento pluviométrico en los valores de δ34S de los sulfatos del Keuper superior en el oriente de la Península Ibérica si que se observa un incremento en los valores medios de isótopos de azufre (δ34S) en el Keuper superior, desde el K4 al K5. El valor medio más bajo del δ34S en el K4 sugiere la precipitación de evaporitas de salmueras marinas mezcladas con suministros de agua meteórica. Lo mismo sucede en las evaporitas de Noriense en Europa Central y Occidental.
En la tabla también se observa un fuerte incremento en los valores de δ34S de la Formación Zamoranos (Rético) alcanzándose valores de hasta 16,4 ± 0,1‰. Se ha comprobado incrementos muy marcados del δ34Sy δ13Corg en sedimentos marinos de edad Rhética y se han relacionado con las perturbaciones de los ciclos del azufre y el carbono relacionadas con el vulcanismo de la Provincia Magmática del Atlántico Central y la extinción masiva del final del Triásico.
Los valores de δ34S para el Este de la Península Ibérica son bastante homogéneos para formaciones, cuencas y sectores y se consideran valores isotópicos primarios. Se han detectado pequeñas diferencias de δ34S en ciertas unidades específicas entre diferentes cuencas lo que podría atribuirse a condiciones locales de precipitación o a un pequeño diacronismo.
En la siguiente gráfica (F. Ortí et al. 2022) se pueden ver las tendencias isotópicas de los valores medios de δ34S y δ18O de las unidades evaporíticas en el sector bético oriental, la cuenca catalana y el sector valenciano de la cuenca ibérica (Ib). La proyección de algunos valores medios aislados se refiere a la Zona de Anhidrita en la cuenca del Ebro y al sector Aragonés de la cuenca Ibérica, y a la Muschelkalk medio en el sector del Maestrat de la cuenca Ibérica (Ib). Según F Ortí et al (2017) el alto valor medio de δ18O de la Zona de Anhidrita en el sector bético oriental corresponde a dos muestras con valores probablemente anómalos.
Como se puede ver en la tabla y en el grafico los valores de δ34S en el Triásico del Este de la Península Ibérica se pueden ser una buena herramienta para diferenciar entre formaciones litológicamente muy semejantes como pueden ser la Formación Areniscas, margas y yesos del Mas o M2 del Muschelkalk medio y las Formaciones K1, K4 y K5 del Keuper, que además suelan estar afectadas por una fuerte deformación tectónica que impide determinar sus relaciones estratigráficas. La Formación Mas (M2) presenta un valor de δ34S apreciablemente mas alto (17,2+-0,5) que las formaciones del Keuper (15,1 ± 0,2‰ a 14,6 ± 0,3‰).
En la siguiente figura (F. Ortí et al, 2022) se puede ver la comparación entre la curva global δ34S para el Triásico Medio-Superior en la Cuenca Germánica y los dominios Alpes-Apeninos (Bernasconi et al. (2017) y la tendencia de los valores medios de δ34S de las unidades evaporíticas del Este de Iberia (se indica entre paréntesis el número de muestras analizadas para cada unidad junto con la desviación estándar).
ESTUDIO PALINOLÓGICO.
La palinología es una disciplina de la botánica dedicada al estudio del polen producido por las plantas terrestres con flores y las esporas producidas por las plantas sin flores como los helechos, que son elementos microscópicos con una forma peculiar para cada una de las especies que los producen. Esta ciencia se centra fundamentalmente en el análisis de su morfología externa que presenta patrones estructurales diferentes a tenor de las variaciones en la exina que es la pared externa de los granos de polen. El estudio y análisis microscópico de su simetría, aperturas en las paredes, contorno, forma, tamaño, etc. tiene un valor taxonómico y permite distinguir taxones diferentes a distintos niveles (familia, géneros, especies).
La palinología es de gran utilidad en la Paleontología pues el polen tiene gran resistencia a la putrefacción y no es difícil su fosilización en condiciones anoxias (carbones, margas negras, …). Esta área de investigación se denomina "paleopalinología" y se basa en la identificación de los palinomorfos extraídos de las rocas sedimentarias utilizando técnicas de microscopia. Su estudio nos permite deducir cómo era la vegetación en el pasado y, cuando ello es posible, su datación cronoestratigráfica.
Las floras Carnienses de Europa son bastante variadas y generalmente reflejan condiciones húmedas con medios sedimentarios que van de fluviales pantanosos a deltaicos. Por ejemplo, la flora Carniense de Lunz, una de las mas completas de Europa del Triásico Superior, se deposito en un medio pantanoso en el que se formaron carbones y pizarras carbonosas que contienen abundantes plantas fósiles que reflejan una gran diversidad de especies de numerosos grupos de vegetales, por ejemplo: son muy abundantes los helechos (Matoniaceae, Gleicheniaceae, Marattiaceae) y las cycadaceas/bennettiales (Nilssonia, Nilssoniopteris, Pseudoctenis, Pteriphyllum), mientras que las sphenophytas (Equisetites, Neocalamites), las coníferas (Elatocladus) y las ginkgophytas (Arberophyllum, Ginkgoites), son menos comunes. La flora de Neuewelt (Suiza) es menos diversa, pero presenta abundantes sphenophytas, helechos y bennettitales mientras que las coníferas escasean. La Flora de Schilfsandstein (Alemania) esta dominada por las sphenophytas (Equisetites, Neocalamites) y helechos (Asterotheca, Cladophlebis) junto a las coníferas (Swedenborgia, Voltzia), pero las bennettitales son escasas. La sucesión en la que se conserva esta flora contiene numerosos paleosuelos con generaciones sucesivas de colas de caballo (Equisetites) en las que las raíces de una generación se asientan sobre los restos de la precedente. Las asociaciones de plantas de Lunz y de la Cuenca Germánica se consideran autóctonas o parautóctonas basándose en la presencia de abundantes hojas grandes bien conservadas y aleatoriamente orientadas, junto a la presencia de una extensa acumulación de helechos y a la aparición de rizomas de esfenofitas in situ. La asociación mono específica de helechos y esfenofitas, junto con otros datos palinológicos, sugieren que esta flora se desarrollo en un ambiente húmedo.
Por el contrario, muchas floras Alpinas presentan una composición notablemente diferente de la de Lunz, con grandes influencias locales en la composición de las asociaciones fosilíferas y sus asociaciones florísticas no son tan diversas como las, más conocidas y contemporáneas, de los Alpes del Norte y la Cuenca Central Europea. Estas floras están dominadas por gimnospermas (Pterophyllum, Ptilozamites, Sagenopteris, Voltzia), sphenophytas (Equisetites) y helechos (Chiropteris, Danaeopsis) constituyendo una asociación paleoflorística podría reflejar unas condiciones de menor humedad y/o una selección taxonómica debida a un transporte mas largo de los restos vegetales.
El registro palinológico en Europa registra un gran cambio florístico caracterizado por un significativo incremento en el polen de gimnospermas del grupo de Circumpolles. Este interesante grupo, que tuvo un incremento en diversidad y abundancia en el limite Ladiniense-Carniense, incluye taxones como Duplicisporites, Paracirculina y Camarosporites, con supuestas afinidades con las cheirolepidiaceas (coníferas mesozoicas). Este grupo es de gran interés para la evolución paleontológica ya que parece haberse diversificado durante el Triásico Superior, produciendo granos de polen de diversas morfologías, especialmente durante el Carniense. Esta radiación coincide con una fase árida durante el Carniense temprano. Las asociaciones palinológicas del Carniense temprano están dominadas por elementos xeromórficos incluyendo pólenes de los tipos taeniate bisaccate y Triadispora. Una asociación de esporomorfos muy característicos de este periodo incluye Camarosporites secatus, Enzonalasporites vigens, Triadispora verrucata y Vallasporites ignacii. La palinoflora registra un máximo dominio y diversidad de esporas (Leschikisporis, Calamospora, Deltoidospora y Dictiophyllidites) durante el Carniense medio coincidiendo con el Evento pluvial Carniense. Durante el Carniense tardío la diversidad comenzó a disminuir y los pólenes de cheirolepidiaceas experimentaron una fuerte diversificación.
Así pues, la Fase Camerosporites secatus fue originalmente considerada como un evento palinológico exclusivamente Carniense y todo el Carniense fue asignado a la Zona de Camerosporites secatusdefinida por la asociación: Camerosporites secatus, Enzonalasporites vigens, Triadispora verrucata y Vallasporites ignacii con la aparición de Ovalipollis pseudoalatus. Posteriormente ampliado esta fase fue ampliada al Ladiniense superior (Visscher&Brugman 1981 y otros). Sin embargo, por su amplio rango de distribución esta fase resulta inadecuada para un bioestratigráfica detallada por lo que muchos autores introdujeron subdivisiones adicionales. Así la parte inferior de esta zona se asigna a la Subzona de Triadispora verrucata, la parte media a la Sudzona de Aulisporites astigmosus. Sin embargo, la parte superior del Carniense no ha sido asignado a ninguna subzona de la Zona de Camerosporites secatus.
N. Sole de Porta y F. Ortí (1982) realizaron un estudio palinológico de un conjunto (18) de muestras de arcillas de la Provincia de Valencia (localidades de Macastre, Chelva y Bugarra) todas procedentes de las Unidades K1, K2 y K3 y una muestra del K5. En las tres muestras correspondientes a la unidad inferior (K1) del corte de Macastre se han encontrado especímenes de los grupos Disaccites, Circumpolles, ambos pólenes de gimnospermas y Esporas en proporciones variables representando las esporas (Triadispora) menos de 10%. En las muestras correspondientes a las Areniscas de Manuel (K2) hay un cambio brusco en las proporciones aumentado el número de esporas hasta representar más del 50% de los especímenes identificados lo que indicaría condiciones más húmedas con una mayor abundancia de helechos. En las Arcillas de Cofrentes (K3) se experimenta un fuerte incremento en las gimnospermas con un mayor contenido en Circumpolles que llegan a suponer cantidades cantidades superiores al 75% de las muestras llegando a desaparecer los Disaccites y las esporas.
En el corte de Chelva y el de Bugarra los resultados son parecidos a los descritos en Macastre.
En la mayoría de las muestras se han encontrado los especímenes de Camerosporites secatus, Patinasporites densus, acompañados de Vallasporites ignacii, Pseudenzonalasporites summus, Paracirculina quadruplices, Praecirculina granifer y Duplicisporifer granulatus por lo que todo el Keuper (del K1 al K5) se puede incluir dentro de la Fase Camesporites secatus y más concretamente dentro de la palinoflora secatus-densus que corresponde a una edad Carniense medio-superior. A esta misma conclusión llega Pérez-Hidalgo tras estudiar 25 muestras del K1, K2 y K5.
En la siguiente figura he representado la distribución de algunos de los polinomorfos determinados en Macastre (barra verde), Chelva (barra roja) y Bugarra (barra azul) dentro de la gráfica con los rangos estratigráficos establecidos para el Hemisferio Norte (barra negra), tal como se observa esta asociación parece indicar una edad Carniense Superior.
La Fase Camesporites secatus (Fase 1 de Schuurman) fue introducida por H. Vissher & L. Krystyn (1978) y caracterizada por una rápida diversificación de los Circumpolloides (Camerosporites secatus, Duplicisporites granulatus y Praecirculina granifer) asociados a esporas monosaccate (Enzonalasporites vigens, Patisnasporites densus, Seudoenzonalasporites summus y Vallasporites ignacii) junto a la espora bisaccate Samaropollites speciosus. Esta fase se definió para proporcionar una herramienta palinológica práctica para correlaciones globales por ser una asociación presente en numerosas provincias paleofloristicas en todo el mundo (Europa, África, Asia, América y Australia). Algunos de los registros palinológicos proceden de secciones datadas con ammonoideos o conodontos como del Tuvaliense, Cordevoliense y Juliense.
En el trabajo de H. Vissher & L. Krystyn (1978) las asociaciones del Keuper se caracterizan por la presencia conjunta de Ovalipollis pseudoalatus y especies del polen circunsulcado como Camerosporites, Duplicisporites, Paracirculina y Praecirculina. Estos autores pensaron que esta combinación bien podría considerarse como una caracterización regional generalizada de un tipo distintivo de asociaciones, reflejando palinológicamente una de las fases del desarrollo de la flora del Triásico en Europa: la Fase Camerosporites secatus del Triásico Tardío - Jurásico Temprano.
Desde un punto de vista cronoestratigráfico, la fase Camerosporites secatus bien podría considerarse como un evento esencialmente Ladiniense más tardío-Carniense más tardío (Tuvaliense). Una caracterización palinológica concluyente del Carniense y sus subdivisiones se ve obstaculizada algunos de los rangos pueden ser diacrónica como resultado de influencias paleogeográficas y climáticas.
Puede considerarse que en la Fase de Camerosporites secatus pueden diferenciarse los siguientes hechos:
-El Ladiniense tardío estaría representado por la frecuente aparición conjunta de especies morfológicamente distintivas como Echinitosporites ilacoides Schulz et Krutzsch 1961, Retisulcites perforatus Scheuring 1970 y, al menos en la parte alpina - mediterránea de Europa, el elemento "sureño" Staurosaccites quadrifidus Dolby y Balme, 1976. Vissher & Kristyn (1978) sugirieron que se puede discernir la presencia del Ladiniense superior a partir de la aparición de Camaroporites secatus junto a Echinitosporites iliacoides, Retisulcites perforates, Lanatisporites ssp.
-El Carniense mas temprano puede diferenciarse por las apariciones combinadas de Paracirculina quadruplices, Patinasporites densus, Vallasporites ignacii y Pseudoenzonalasporites summus en asociación con Camerosporites secatus. La combinación Camerosporites secatus - Paracirculina cuadriplica, y, en el área occidental de Tethys, de Camerosporites secatus - Samaropollenites speciosus podría resultar indicativo de una edad de Tuvaliense. La especie Patinasporites densus marca la base del Carniense temprano, que también se asocia comúnmente con la primera aparición de Vallasporites ignacii en la base del Carniense. La aparición de Paracirculina quadruplicis y Samaropollenites speciosus diferencia dentro de la Fase Camasporites secatus al Tuvaliense.
-Una edad exclusivamente Carniense se puede reconocer a partir de una diversificación progresiva de especies de géneros de formas circunsulcadas y monosaccates distintas de Camerosporites, así como de formas pertenecientes al grupo Enzonalasporites - Pseudoenzonalasporites - Patinasporites - Vallasporites.
-Asociaciones similares, sin apariciones significativas de Camerosporites secatus pero con la adición de formas asignables a Corollina, podrían ser indicativos, al menos en la parte occidente del reino de Tethys, de la aparición del Noriense Temprano. El elemento meridional Samaropollenites speciosus puede marcar la transición Carniense - Noriense.
El clima seco que prevaleció durante el Triásico en la parte oriental de la cuenca centroeuropea fue interrumpido por varios episodios húmedos de diversa duración. Uno de ellos fue el Carnian Pluvial Episode (CPE), que tuvo lugar a finales del Juliense (Carniense temprano) y abarca las zonas palinológicas de Camerosporites secatus y Aulisporites astigmosus. El CPE está marcado por un cambio significativo en la composición cualitativa y cuantitativa de los las asociaciones de esporas y polen pasabdo de especies principalmente xerofíticas a formas higrofíticas.
TECTÓNICA.
La zona estudiada se encuentra en el Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica que es (L. Liesa et al. 2018) una cadena intraplaca formada durante el Paleógeno-Mioceno inferior a partir de la inversión de la Cuenca Ibérica extensional mesozoica debido a las compresiones transmitidas desde los márgenes de placa activos (Pirineos y Béticas): una de dirección NE a NNE durante el Eoceno medio– Oligoceno superior y otra del SE al SSE durante el Mioceno inferior.
 |
| Figura nº 52: Mapa geológico esquemático de la Cordillera Ibérica con indicación (circulo negro de la situación del Sector Levantino de la Rama Castellana de esta Cordillera. |
En la Cordillera Ibérica, al contrario que otras cadenas adyacentes, se produjeron etapas de rifting con una importante subsidencia diferencial generada a favor de una densa red de fracturas de desgarre. Esta subsidencia favoreció una importante acumulación sedimentaria que propició la formación de la Cuenca Ibérica, cuenca que sufrió una inversión durante la etapa de acortamiento cenozoico con la formación de grandes estructuras de dirección NW-SE.
En la siguiente imagen se puede ver un perfil de las Cuencas Ibérica y del Ebro durante el Retiense (208 m.a.) y como el Triásico se va amoldando a un zócalo muy accidentado a causa de la existencia de zonas con subsidencias tectónicas muy diferentes según se puede ver en el gráfico inferior:
 |
| Figura nº 53: Perfil NW-SE a través de las cuencas Ibérica y del Ebro mostrando la estructura del zócalo paleozoico y las tasas de subsistencia tectónica. Se observa el horst tectónico que separa ambas cuencas. |
La formación de la Cadena comenzó en el Pérmico Inferior (o quizás antes) con el colapso gravitacional del Orógeno Varisco y la compartimentación del mismo a favor de un sistema de fracturas de desgarre conjugadas (NW-SE y NE-SW). Continuo en el Pérmico Medio y Superior como consecuencia de la fragmentación del supercontinente Pangea con la apertura del Océano Atlántico y la expansión del Tethys junto a la apertura del Golfo de Vizcaya y el giro en sentido levógiro de la Península Ibérica. La posterior convergencia de las placas Europea, Ibérica y Africana produjeron los esfuerzos compresivos que se tradujeron en una estructuración de la Cadena según una dirección tectónica NW-SE o Ibérica.
Van Wees (2009) utilizo programas de cálculo y técnicas analíticas mejoradas para realizar análisis cuantitativos de subsidencia (método backstripping) y modelados directos de los procesos extensionales usando un método que permite fases extensionales infinitas, a los sedimentos del Pérmico-Triásico de las cuencas ibérica y del Ebro, se han diferenciado cuatro fases extensionales sinrift y una de postrift generalizado en la Cuenca Ibérica y tres fases extensionales sinrift y dos postrift en la Cuenca del Ebro; de todas ellas sólo dos habian sido identificadas antes de este estudio. Dos de las fases sinrift son comunes a ambas cuencas: la del Escitiense-Ladiniense y la Rética.
El hundimiento tectonico presenta grandes diferencias a lo largo de las cuencas, incluso dentro de las mismas fases, oscilando entre los 175 metros y los 450 metros para el lapso Pérmico-Triásico en la Cuenca Ibérica y de 125 metros a 225 metros para la Cuenca del Ebro en el mismo período.
La extensión de la corteza (δ) varía de 0,997 a 1,155 en la Cuenca Ibérica y de 0,985 a 1,075 en la Cuenca del Ebro. La extensión subcortical (β) oscila entre 0,828 y 1,027 en la Cuenca Ibérica y entre 0,838 y 1,028 en la Cuenca del Ebro. Estos resultados son moderados en comparación con otras cuencas extensionales clásicas como los rifts de África Oriental o el Graben del Rhin.
Es necesario estudiar todo el NE Placa Ibérica para explicar cómo la extensión de la corteza en niveles litosféricos someros es compensada en profundidad por la compresión o diferentes tasas de extensión en algunas zonas, pero esto solo podra dilucidarse mediante estudios de sísmica de reflexión a escalas litosféricas.
En la siguiente figura, muy similar a la anterior, se puede ver en un perfil W-E dentro de la Cuenca Ibérica, como se distribuyen los diferentes unidades estratigráficas del Triásico sobre un zócalo paleozoico afectado por gran cantidad de accidentes tectónicos:
 |
| Figura nº 54: Perfil W - E (Cuenca Valencia) con datos de geología superficial y sondeos profundos de la disposición profunda del Triásico Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cuenca Ibérica se puede ver la disposición en "onlap" del Triásico Superior (Keuper) sobre el Triásico Medio - Inferior. |
En el Anisiense (Triásico Medio) se inició, en la Cuenca Ibérica, la fase terminal de rifting que se prolongó hasta casi finales del Triásico Superior, produciendose un aumento del área de sedimentación por el hundimiento de los flancos del rift. Esta fase final se vio afectada por el inicio de la subsidencia térmica aún bajo el control tectónico de las fallas principales. Estuvo representada, en la mitad oriental de la placa ibérica, por la transgresión marina hacia el oeste del Tethys produciéndose una sucesión de depósitos carbonatados, en facies Muschelkalk, que duro hasta finales del Triásico Medio, cuando un evento regresivo generalizado y prolongado permitió la deposición de las facies Keuper. Este evento se extendió hasta el inicio de la etapa de potsrift al final del Triásico, cuando la dinámica de la cuenca comenzó a ser controlada por la subsidencia térmica (J. López-Gómez at al 2019).
Durante el Triásico Superior los últimos coletazos de la Orogenia Varisca activaron las alineaciones de fallas conjugadas de direcciones N-SE a S-SW y NW-SE que previamente se habían desarrollado en la zona oriental del Macizo Ibérico. Este episodio de rifting configuró una paleogeografía de bloques levantados y hundidos que controló la sedimentación, tanto continental como marina, en este área (López-Gómez at al. 2017).
En la siguiente figura se puede ver una correlación entre los depósitos del Keuper desde el borde del Macizo Ibérico (Meseta Estable) hasta los Pirineos abarcando las cuencas Béticas, Ibéricas y del Ebro (López-Gómez at al. 2019) donde se observa que los mayores espesores se encuentran en la Cuenca Ibérica meridional donde se formaron grandes fosas tectónicas que permitieron la acumulación de gran cantidad de materiales desde el Pérmico hasta el Triásico Superior:
 |
| Figura nº 55: Disposición y espesores de los diferentes depósitos del Triásico superior (Keuper) en las diferentes cuencas de la Península Ibérica. (López-Gómez et al 2019) |
El Keuper en la Provincia de Valencia aflora a lo largo de corredores triásicos de origen tectónico o “grabens” limitados por fallas (Valle de Ayora, Canal de Navarres, Anticlinal de Bugarra, etc….) o en afloramientos asociados a grandes estructuras tectónicas ibéricas (Titaguas – Chelva – Losa del Obispo). También aparece en afloramientos dispersos tapados por depósitos cenozoicos en las Comarcas de La Hoya de Buñol, Campo del Turia y la Ribera Alta principalmente.
 |
| Figura nº 56 Mapa geológico con la situación de los corredores triásicos en la Provincia de Valencia (IGME). |
En la siguiente figura se puede ver un perfil geológico esquemático del Valle de Ayora en el que se puede apreciar la complejidad tectónica que presenta uno de estos corredores o grabens triásicos:
 |
| Figura nº 57: Perfil transversal del complejo corredor triásico del Valle de Ayora. |
 |
| Figura nº 58 : Yesos plegados (Manuel) |
En Triásico Epicontinental de la Plataforma Ibérica se han identificado varios pulsos de actividad extensional. Las fases de sinrift y postritf que duraron aproximadamente entre 1 a 2 Ma y provocaron hundimientos que favorecieron la acumulación de sedimentos, lo que provoca un control estructural en la sedimentación de las distintas unidades principalmente las correspondientes al Triásico Inferior en facies Buntsandtein pero también de las del Triásico Medio y Superior en facies Keuper tal como se puede apreciar las isopacas .
Por otro lado las caidas del nivel del mar (hasta seis en el intervalo Carniense-Noriense) se pueden relacionar con los cambios en la sedimentación ya que estos cambios se producen en los momentos de mar bajo. Así el inicio de la sedimentación de la Unidad K1 y su final coinciden con dos momentos de nivel del mar bajo y su final coiondide con dos momentos de nivel bajo. Lo mismo pasa para el resto de la unidades hasta la Zona de la Anhidrita tal como se puede ver en el gráfico de la siguiente figura (F. Ortí et al.2017);
 |
| Figura nº 59: Correlación de las curvas de variación del nivel del mar a escala global con las secuencias deposicionales de tercer orden de la sucesión estratigráfica representativa del Triásico medio-superior de la Plataforma Ibérica (Triásico epicontinental). En la columna correspondiente a "espesor máximo por unidades" el valor 250 m separa las unidades "delgadas" de las unidades "gruesas". |
MAGMATISMO TRIÁSICO.
En el Triásico superior (Keuper) de España son frecuentes las manifestaciones subvolcánicas constituidas por depósitos piroclasticos, sills, y coladas de pequeñas dimensiones. Estas manifestaciones subvolcánicas se agrupan en dos provincias magmáticas: un Dominio Cántabro-pirenaico caracterizado por la intrusión durante el Trías superior o el limite Triásico-Liásico de cuerpos subvolcánicos de ofitas de afinidad toleítica (sobresaturados en Si) relacionados con la apertura del Atlántico Norte y un Dominio Ibérico constituido por sills y algunos niveles proclasticos de lavas alcalinas (subsaturadas en Si) instruidos durante el límite Trías-Lías en relación con la apertura del Tethys occidental. En el área Levantina el magmatismo es de tipo transicional entre los de ambas provincias.
En la siguiente figura se puede ver la situación paleogeográfica del magmatismo subvolcánico en el Pérmico medio - superior y en el Triásico Inferior como se puede ver las manifestaciones magmaticas se alinean en dos direcciones principales, una siguiendo el rift de los Pirineos (Dominio Cántabro-pirenaico) y otra siguiendo el rift ibérico (Dominio Ibérico). Hay un tercer conjunto de manifestaciones volcánicas que se corresponden a las de la Provincia de Valencia.
Las manifestaciones ígneas del Triásico Levantino Español son generalmente de pequeña entidad compuestas de sills de ofitas doleríticas (diabasas) entre los materiales plásticos (arcillas y evaporitas). Rocas volcánicas de este tipo, escasas y de poca entidad, se encuentran en las tres provincias de la Comunidad Valencia. En Castellón (Alto Palancia y Javalambre) son relativamente abundantes y aparecen según unas alineaciones ibéricas, siendo más escasas en la Provincia de Valencia donde hay algunos afloramientos en las principales franjas triásicas (Quesa, Jalance, Barcheta,…) de la Zona Tabular. En Alicante las manifestaciones magmáticas son algo más abundantes siendo las más importantes las situadas en el Diapiro de Altea (Marina Baja) del Prebético oriental que ha sido objeto de una anterior entrada en este mismo blog.
En la siguiente figura se puede ver un esquema donde se indica la forma de emplazamiento de las rocas ígneas. Se observa la zona de emplazamiento de las rocas subvolcánicas.
La edad de este magmatismo correspondería al tránsito Triásico-Jurásico y aunque las masas ofíticas pueden cortar todas las unidades de Keuper, los sills tienden a intruirse en las unidades más plásticas (K1 y K4). Martínez-González et al, 1997 incluyen este volcanismo en el que designan como: “manifestaciones subvolcánicas triásicas de edad pre-Hettangiense” relacionadas con la etapa sinrift triásica, es decir correspondería a un magmatismo de rift continental, discontinuo y de escaso volumen predominando los basaltos de afinidad alcalina. Las intrusiones subvolcánicas se emplazan en forma de sills con extensiones que van de algunos centenares de metros o algunos (2-3) kilómetros pero que suelen aparecer fragmentados por causas del diapirismo que ha afectado a los materiales en que se alojaron. Estos autores dan a este magmatismo una edad pre-Hettangiense debido a que estos materiales se emplazaron antes de la sedimentación de la Formación Imón.
Durante un proceso de rift continental se suceden una primera etapa o estadio prerrift donde se forman toleítas continentales y basaltos transicionales que procederían de un manto litosférico continental. En una segunda etapa o estadio sinrift predominan las lavas alcalinas generadas por una pluma astenosférica. La evolución del rift hacia una oceanización deriva en la aparición de magnas toleíticos tipo MORB.
El volcanismo subalcalino triásico de Valencia presenta características geoquímicas que sugieren su origen por procesos de fusión mantélica en un estadio prerift. El volcanismo de Castellón procedería de la fusión parcial de un manto parcialmente metasomatizado en un estadio sinrift. El proceso sería el siguiente:
1.- En la etapa prerift preHettangiense, acaeció la ascensión de una pluma astenosférica y se produjo la fusión parcial de la litosfera y el emplazamiento de rocas de afinidad toleítica y transicional. Este sería el tipo de magmatismo de la Provincia de Valencia.
2.- En la etapa sinrift, y tras un proceso de adelgazamiento cortical por estiramiento, se emplazan doleritas de afinidad alcalina que marcarían el inicio del rift y la subsidencia de la corteza continental. De este tipo sería el magmatismo de Castellón-Teruel.
3.-En una etapa de subsidencia térmica postrift se producen las manifestaciones volcánicas extrusivas del Jurásico inferior y medio (Castellón), localizadas a menor profundidad que las triásicas.
En el siguiente gráfico (Martínez González et al, 1997) se representan las características generales del volcanismo triásico en el SE de la Cordillera Ibérica:
VOLCANISMO TRIÁSICO EN EL SE DE LA CORDILLERA IBÉRICA | ||||
| CASTELLON | VALENCIA | ||
EDAD | PreHettangiense (Pre-Dolomías de Imón) | |||
EMPLAZAMIENTO | Intrusiones subvolcánicas en terrenos triásicos Sills epizonales fragmentados por diapirismo | |||
COMPOSICION MINERAL | Texturas doleríticas y subofiticas. Ti aug.+Pl+Bt+Or Ti mag.+Ilm+Py+Ccpy Ap rico en F. | ALFARP Y QUESA Texturas ofíticas y doleríticas. Aug+Pl+Bt Mag.Ilm. Ap | LL. FENOLLET Textura dolerítica Aug.+Pl Am rico en Fe | |
AFINIDAD |
| Alcalina | Subalcalina | Transicional |
COMPOSICION QUIMICA | ALTO | La,Nb,Sr,Zr.Hf,Tio2,P2O5 | La, Nb,Sr, Zr, Th | La,Nb,Sr,Zr,Th,Y,Yb,Tio2, P2o5 |
BAJO | Y, Yb | Y,Yb,Hf,Tio2,P2O5 |
| |
En la siguiente figura se pueden ver los afloramientos de rocas subvolcánicas en la parte meridional de la Provincia de Valencia. Están los tres afloramientos estudiados por M. Lago et al (1999) más un cuarto afloramiento localizado en Barcheta.
Los afloramientos de Quesa, Lugar Nuevo de Fenoller y Barcheta se localizan en el horst tectónico o banda diapírica que con una longitud de 50 kilómetros y una anchura media de 2 kilómetros discurre formando una línea quebrada en ángulos rectos discurre entre Quesa y Barcheta siguiendo dos direcciones de fracturación principales: una WSW y otra ENE. En la siguiente figura se puede ver un corte geológico (IGME) con la estructura tectónica de una de estas bandas diapiricas.
En la Memoria de la Hoja 769 (Navarrés) del MAGNA se menciona la existencia de dos afloramientos de rocas básicas en Quesa (Cerro Negro). Ambos afloramientos, muy próximos entre sí, presentan una petrología análoga con una composición mayoritaria de plagioclasa (labradorita) y piroxeno monoclínico (augita) y como accesorios feldespato potásico (Ieucoxeno) y minerales opacos (illmenita). La roca presenta una textura típicamente ofítica, intersectal, con cristales hipidiomorfos o idiomorfos en plagioclasa que engloban los de piroxeno.
La clasificación petrológica de estas rocas volcánicas es la de diabasa-dolerita (“granito negro”) que corresponden a rocas subvolcánicas holocristalinas de composición básica, con textura ofítica constituida por un entramado de cristales tabulares de plagioclasa de color claro, cuyos huecos están ocupados por cristales de piroxenos. Son rocas de color oscuro, normalmente verdes, cuyas superficies alteradas presentan tonalidades rojizas. Cuando ésta está poco alterada recuerda a la piel de algunos reptiles por lo que se las bautizó con este nombre (ofitas de ofidio). A las diabasas suelen denominarlas como doleritas. En la siguiente figura se puede ver el aspecto que presentan estas rocas en el campo (Cerro Negro de Quesa).
Tanto en Alfarp, como en Quesa y en Lugar Nuevo de Fenollet las doleritas subvolcánicas están emplazadas en diapiros triásicos. En Alfarp, dentro de un afloramiento diapírico de reducidas dimensiones, aflora un sill dolerítico con una facies ofítica muy uniforme con un reducido borde enfriado y un metamorfismo de contacto muy débil y escaso espesor que afecta a los sedimentos margo-arcillosos del Keuper. En Quesa, se encuentran dos fragmentos de un único sill dolerítico con una fuerte tectonización. En Lugar Nuevo de Fenollet (Tossal Negro) aparece una dolerita, en la que pueden observarse tres características principales: a) una base de brecha olistostrómica con frecuentes fragmentos de pillows y excepcionales estructuras cordadas entremezcladas con sedimentos margo-arcillosos el nivel central del sill cuya composición dolerítica presenta una alteración hidrotermal importante y b) un metamorfismo de contacto al techo que afecta a calizas y margas blanquecinas atribuidas al Rhetiense (Ríos el al., 1982); esta estructuración tabular indica un emplazamiento magmático, en sedimentos de facies lacustre, cuyo límite temporal superior ha de ser poco posterior al Rhetiense.
En Alfarp y Quesa los sills doleríticos presentan texturas ofítica y dolerítica, siendo los minerales principales de las doleritas la augita y la plagioclasa y los minoritarios la magnetita e ilmenita. En la dolerita de Lugar Nuevo de Fenollet (Tossal Negro) la textura es dolerítica con plagioclasas, clinopiroxenos ricos en Fe y anfíboles y como opacos la magnetita y la ilmenita. La cantera de Tossal Negro fue una explotación de ofitas actualmente abandonada e inundada en la que se han encontrado los siguientes minerales: granates (grosularia), hematites,calcita, actinolita, clinocloro, talco, paligorskita, albita, pirita, titanita
Las rocas analizadas (%Si02: 52,0-57,6) corresponden a andesitas basálticas (Le Bas et al., 1986) y basaltos según la clasificación %Si02 vs. Nb/Y. La afinidad toleítica está representada por valores bajos en P2O5 y en Ti02, representativas de líquidos con afinidad toleítica continental. En el siguiente gráfico se puede ver la clasificación de las rocas analizadas por M. Lago et al (1999) en el SE de la Provincia de Valencia según la clasificación % SiO2 vs Nb/Y, todas las muestras se sitúan en el campo de los basaltos subalcalinos y las de Alfarp y Quesa en la franja correspondiente a las “ofitas” béticas, mientras las de Lugar Nuevo de Fenollet se diferencian claramente de las de Quesa y Alfarp:
Según sugieren los datos geoquímicos, las doleritas toleíticas del SE de Valencia procederían de magmas bastante evolucionados (valores bajos en Ni, Cr y Mg) respecto a los basaltos de las dorsales medioceánicas (MORB), con una diferenciación posterior que se produjo mediante procesos de cristalización fraccionada. Una reconstrucción del emplazamiento inicial de estas doleritas parece indicar dos pulsos principales, uno inicial y relativamente menos fraccionado de posible edad Carniense, está representado en los sills de Alfarp y Quesa, y, otro el sill de Lugar Nuevo de Fenollet que sería posterior y bastante más fraccionado e intruido en los sedimentos de la base de la Fm. Imón (Rhetiense-Hettangiense).
Los magmas toleíticos fueron generados, en condiciones de distensión triásica de tipo prerift, en el margen oriental de la Cordillera Ibérica, presentan pautas más fraccionadas respecto a los homólogos y coetáneos de los dominios de los rifts pirenaico y bético.
Lago et al (1996) estudiaron el magmatismo subalcalino en los triásicos (K1 y K4) de Alfarp, Quesa y Lugar Nuevo de Fenoller en la provincia de Valencia llegando a las siguientes conclusiones: el volcanismo de Alfarp seria de afinidad subalcalina con una cierta tendencia toleitica. El volcanismo de Lugar Nuevo de Fenollet seria de afinidad transicional, se pueden distinguir dos unidades que se corresponden con dos pulsos: en la base un elemento olistostrómico, con contactos irregulares con los materiales en facies Keuper, que está formado por bloques de margas y calizas entre los que son frecuentes estructuras de flujo y fragmentos de pillow y una unidad masiva, situada entre el olistrostoma y las calizas Rhetienses, que presentan un metamorfismo de contacto de grado medio (facies de las corneanas). Respecto a la edad del emplazamiento los sills subvolcánicos se sitúan estratigráficamente por debajo de la Formación Imón, excepto en el afloramiento de Lugar Nuevo de Fenollet donde el emplazamiento es más tardío pues metamorfiza las dolomías de la Formación Imón del Rethiense. La edad límite superior de este magmatismo es pre-Hettangiense.
Estos autores indican una composición alcalina de los sills subvolcánicos del sector de Teruel-Castellón y subalcalina para los sills subvolcánicos de Valencia con una afinidad toleitica para el afloramiento de Alfarp y otra de tipo «transicional» para al volcanismo de Lugar Nuevo de Fenollet.
El magmátismo de Teruel-Castellón indica ascenso de magmas alcalinos por fracturas, con la formación de sills con una marcada homogeneidad petrológica y geoquímica. Tendrían un carácter pluriepisódico que pudo tener su inicio en el Carniense-Noriense con límite superior en el pre-Hettangiense. Los sills de Valencia parecen ser coetáneos al magmatismo de Castellón, pero con distinta afinidad composicional. El volcanismo más moderno (Rhetiense) estaría representado por el afloramiento de Lugar Nuevo de Fenollet, pero sin alcanzar el Hettangiense.
Tomas Sanz et al (2013) han estudiado las rocas ígneas de la Sierra de Tramuntana (Mallorca) donde se encuentran coladas de lava, depósitos piroclásticos y sills emplazados en las facies Keuper (Carniense-Noriense) similares a los afloramientos volcánicos de la Cordillera Ibérica y el Bajo Ebro. Se trataría de un vulcanismo pluriepisódico, emplazado en un medio continental evaporítico. Además de las rocas emplazadas en Keuper también aparecen rocas ígneas (sills) en sedimentos más modernos, coetáneos o poco posteriores al Noriense, que podrían indicar un pulso más diferenciado, de igual afinidad, pero emplazado en un ambiente marino somero, durante el inicio de la transgresión pre-liásica, es decir como en el caso de Valencia prehettangiense.
En la siguiente figura se puede ver un esquema del modelo de emplazamiento de los magmatismos de la Sierra Tramuntana que sería de aplicación para el magmatismo Peninsular: durante el Triásico Superior (Carniense-Noriense) el magma procedería de un reservorio profundo (punto caliente) en el zócalo Paleozoico y ascendería por diques, emplazándose en forma cuerpos horizontales (sills) entre los sedimentos evaporíticos que se estaban depositando en ese momento aprovechando las discontinuidades entre las diferentes capas. El aporte de magma cesaría con el comienzo del Jurásico (Hettangienne) salvó en Castellón donde la actividad volcánica continuo hasta el Jurásico inferior.
En Castellón y Teruel (Sierras de Javalambre y Camarena) en el Sector Valenciano de la Cordillera Ibérica F. Ortí y R. Vaquer definieron tres alineaciones volcánicas principales: La Franja volcánica de Caudiel, la Línea ofítica de Altura y la Alineación piroclástica de Alcublas. En estas alineaciones aparecen ofitas intercaladas en las evaporitas triásicas junto a un volcanismo jurásico (Pliensbachiense-Bajociense) fundamentalmente piroclástico con emisiones basálticas y traquibasálticas localizadas en los puntos de intersección de fracturas con dos direcciones tardihercinicas (NW_SE y NE_SW) lo cual parece indicar la existencia de un “punto caliente” Triásico – Jurásico que fue controlado por un elemento estructural principal, la denominada “Zona de Falla de Caudiel”.
En Castellón y Teruel (Sierras de Javalambre y Camarena) en el Sector Valenciano de la Cordillera Ibérica F. Ortí y R. Vaquer definieron tres alineaciones volcánicas principales: La Franja volcánica de Caudiel, la Línea ofítica de Altura y la Alineación piroclástica de Alcublas. En estas alineaciones aparecen ofitas intercaladas en las evaporitas triásicas junto a un volcanismo jurásico (Pliensbachiense-Bajociense) fundamentalmente piroclástico con emisiones basálticas y traquibasálticas localizadas en los puntos de intersección de fracturas con dos direcciones tardihercinicas (NW_SE y NE_SW) lo cual parece indicar la existencia de un “punto caliente” Triásico – Jurásico que fue controlado por un elemento estructural principal, la denominada “Zona de Falla de Caudiel”.
En la zona de Valacloche-Camarena (Javalambre, Teruel) al SE de la Cordillera Ibérica, también se encuentran numerosos sills de dolerita emplazados dentro de los sedimentos del triásico superior en facies Keuper. La amplia dispersión superficial de estas intrusiones subvolcanicas seria causadas por la reducida presión litostática y la escasa compactación de estos sedimentos favorecieron una amplia dispersión áreal de las intrusiones como se puede deducir de la presencia de estructuras de fluidalidad (lavas cordadas) en la parte superior de los sills. Es muy común encontrarse un metamorfismo de contacto de muy bajo grado, que afecta a una capa delgada de los sedimentos encajantes
La afinidad alcalina de estas doleritas está avalada por su asociación mineral (Ti-augita y un contenido variable en minerales accesorios como apatita y titanita) y su composición geoquímica (altos contenidos de Nb, P e Y y moderado contenido en Ta). Los diagramas y los patrones REE muestran similitudes cercanas con la composición de los basaltos de tipo islas oceánicas (OIB).
Los enclaves corticales son abundantes, predominando las composiciones de la corteza superior sobre las de la corteza media (metapelitas y granitos de alto grado). El magma ascendería de una manera rápida tal como demuestra la ausencia de texturas de reacción de enclave-magma. Asi mismo la ausencia de enclaves metamórficos de mayor grado indica una fracturación más efectiva en los niveles de la corteza media superior
EL EPISODIO HÚMEDO CARNIENSE:
Como ya se ha indicado anteriormente en el Carniense se produjo un drástico cambio en las condiciones climáticas a escala mundial a la vez que un descenso eustático del nivel del mar, que provocó la exposición subaérea de gran parte de la plataforma continental del Oeste de Europa y la reactivación de algunas áreas fuente del cratón continental (Macizo Ibérico). Estos acontecimientos permitieron el desarrollo de un sistema fluvial de tipo entrelazado (braided), con depósitos de desbordamientos laterales, que evoluciona a un sistema fluvial meandriforme con depósitos de canales anchos y poco profundos (sheet-flood) que originaron una intercalación detrítica (K2) entre las dominantes formaciones evaporíticas.
En la Plataforma Ibérica este sistema fluvial, que ocupaba un franja de mas de 100 kilómetros de longitud, desembocará en llanuras aluviales distales con etapas de clara influencia micromareal como indica el que algunas de estas secuencias de sedimentos fluviales se vean truncadas a techo por canales en los que se observan una base erosiva, un primer nivel con ripples bidireccionales, laminaciones flaser, láminas de arcilla y laminaciones linsen que indican un progresivo avance de las condiciones marinas.
Este evento caracterizado por la acumulación de depósitos siliciclásticos fluviales generalizados esta relacionado con el conocido como Evento Pluvial o Episodio Húmedo Carniense (CPE en su siglas anglosajonas) que fue un periodo muy lluvioso con precipitaciones de hasta 1.400 mm/año, que tuvo con una duración de 2 millones de años (entre los 234 y los 232 Ma durante el Carniense) y un ámbito mundial y que como se ha mencionado, fue coetáneo a una marcada bajada del nivel del mar.
 |
| Figura nº 60: Representación artística de una escena durante el Carniense con la fauna y flora características bajo una persistente e intensa lluvia. |
Durante este Episodio Húmedo Carniense (CPE) se interrumpió abruptamente el desarrollo de plataformas evaporíticas, mientras que los sistemas fluviales ocuparon vastas superficies en las tierras emergidas y de las regiones costeras, dejando depósitos areniscosos generalizados.
Se piensa que el origen del Episodio Húmedo Carniense pudo estar relacionado con un cambio climático global originado por las enormes emisiones de cenizas y de gases de efecto invernadero producidas por una gran erupción volcánica (LIC) en un arco-isla situado en Wrangellia (Canadá) cuya situación en el Triásico Medio, en la costa occidental del Pangea, se puede ver en la siguiente figura:
 |
| Figura nº 61: Mapa paleogeográfico del Supercontinente "Pangea" con la situación del LIC de Wrangelia en el Oceano de Pantalasa. |
 |
| Figura nº 62: Basaltos de Wrangelia |
La Provincia volcánica de Wrangellia se extiende en la actualidad a lo largo de 2.300 km2 por la Columbia Británica (Canadá), Alaska y la península del Yukon con acumulaciones de rocas volcánicas que alcanzan varios kilómetros de grosor, tal como se refleja en el la figura de la izquierda.
Durante esta gigantesca erupción, que duró 5 millones de años (+-230,9 ma), se emitieron ingentes cantidades de basaltos, gases invernadero y cenizas lo que desencadenaría cruciales desequilibrios en el ciclo del carbono y que acabarían por afectar a todo el planeta.
El efecto invernadero ocasionado por las emisiones ocasionó un incremento de la temperatura y por tanto una mayor evaporación en los mares lo que produjo el aumento de agua en la atmósfera y un marcado incremento de las precipitaciones con lo que el clima seco y árido del Triásico Inferior y Medio fue dando paso a otro extremadamente húmedo a comienzos del Triásico Superior.
En los Dolomitas, y en periodo de 1 millón de años, se han detectado cuatro episodios de calentamiento localizados sobre todo en el límite entre el Juliense 2 y el Tuvaliense 1, tal como se puede ver en la siguiente figura:
 |
| Figura nº 63: Eventos principales durante el Carniense en el Tethys occidental se puede comprobar como los principales cambios en la concentración de algunos isótopos del carbono (C13), temperaturas y oscilaciones del nivel del mar se producen durante el Carniense 2 (límite Juliense-Tuvaliense). |
El exceso de carbono en la atmósfera y el aumento de la humedad favoreció un aumento del tamaño y cantidad de la vegetación, lo que trajo cambios en la fauna con el auge de los dinosaurios que pasaron de representar un exiguo 5% del registro fósil al 90% tras el Carniense, a la vez que experimentaron un gran crecimiento de tamaño.
 |
| Figura nº 64: Gráfico que registra el espectacular aumento en el numero de géneros y especímenes de dinosaurios a parte del Evento Pluvial Carniense (CPE). También se puede comprobar la caída provocada por la extinción que marco el limite Triásico -Jurásico. |
Sin ignorar otras
posibilidades, varias investigaciones han establecido una relación directa
entre el origen de los dinosaurios y el CPE basándose en la disminución en
abundancia de ciertos grupos de animales y la explosión de otros como los
propios dinosaurios.
Pese a que el origen y
dispersión de los dinosaurios ocurrió en varias etapas la relación entre el CPE
y el DDE
(Evento de dispersión de los dinosaurios, en sus siglas en inglés) parecen
evidentes. Restos de pisadas del posible primer dinosaurio, Nyasasaurus parringtoni, fueron
encontrados en el Triásico de Polonia (Nesbitt et al., 2013) y restos de Asilisaurus, un miembro de un grupo próximo
a Dinosauria, fueron encontrados en la Formación de Manda del Triásico de
Tanzania (Nesbitt et al., 2010). También se encontraron icnitas en el Triásico
de Italia, Alemania y Argentina (Lockley y Meyer, 2000) y últimamente en España
(C. Benedicto & J.M. Montes, 2021) que confirman la existencia de
dinosauriomorfos y posibles dinosaurios en el Triásico medio. Los primeros
restos completamente catalogados como restos directos de dinosaurios se
encontraron en la Formación de Ischigualasto (Argentina) y se datan entre hace
231.4 ± 0.3 y 225.9 ± 0.9 millones de años (Martínez et al., 2011). Se han
encontrado también restos de dinosaurios, datados en épocas similares, en
Brasil (Langer, Ramezani y Da Rosa, 2018), India (Novas, 2010) o Zimbabue
(Langer et al., 2010).
Los primeros dinosaurios
eran de tamaño reducido sin superar los 6 mts de longitud y escasos sin llegan
a representar ni tan solo el 5% del total de especímenes con los que compartían
hábitats. El aumento en tamaño y cantidad de dinosaurios ocurrió a posteriori
durante el llamado DDE o Evento de dispersión de los dinosaurios (Bernardi et al.,
2018) cuando estos pasaron a tener un mayor tamaño llegando, en muchos casos, a
los más de 10 mts de longitud y a representar hasta el 90% de los especímenes
de sus hábitats (Bernardi et al., 2018).
Pese a que algunos autores consideraron que este origen de los dinosaurios se produjo abruptamente (Benton, 1983), en la actualidad se piensa que con casi total seguridad que fue un proceso que sucedió entre los 228 y los 232 millones de años (Benton, Bernardi y Kinsella, 2018). Teniendo en cuenta que el CPE tuvo una duración de 2 millones de años y abarcó entre hace 234 y 232 millones de años, entonces su final coincidiría con el comienzo del DDE y, por tanto, podríamos establecer una relación causal entre ambos eventos (Benton, Bernardi y Kinsella, 2018). Esto significaría que, tras la finalización del CPE y el retorno de las condiciones climáticas globales a ambientes más áridos y menos húmedos, los dinosaurios serían los principales beneficiados de estas nuevas condiciones y de las grandes extinciones de plantas y herbívoros que habrían tenido lugar, expandiéndose por todos los continentes.
Sin embargo, en tiempos
recientes se ha producido cierta controversia en cuanto a la verdadera duración
del CPE y por tanto a la relación de
causalidad entre el CPE y el DDE. Estudios de las variaciones de
isotopos de carbono en el suroeste de Reino Unido parecen indicar que la
duración del CPE no fue de 2
millones de años sino de 1.09 millones de años (Miller et al., 2017). Esto, de
demostrarse verdadero, y, pese a que no resta importancia al evento pluvial en
sí, ni a su origen, características o consecuencias, sí que supondría que el CPE y el origen de los dinosaurios no
coincidirían en tiempo y por tanto su relación causal se vería en entredicho.
Por tanto, es preciso que las investigaciones continúen con el fin de obtener
resultados para tratar de dilucidar la relación entre ambos acontecimientos.
RELACIÓN ENTRE CPE,
DDE Y LA EXTINCIÓN DE LAS PRINCIPALES ESPECIES.
Al igual que se discute
sobre si los mamíferos tuvieron alguna relación con la extinción de los dinosaurios
también se discute sobre si los dinosaurios fueron los causantes de la
extinción de los reptiles triásicos o si por el contrario solo se aprovecharon
la oportunidad creada por la desaparición de la competencia. La respuesta a este enigma puede estar en el
cambio climático como tal sucedió y lo que él ocasiono.
El CPE propicio uno de los cambios biológicos más importantes de toda la historia de la Tierra cambio que afecto principalmente a las comunidades vegetales que crecieron en altura haciéndose leñosas, lo que afecto sobremanera a los herbívoros, que sin dientes ni gastrolitos, que se alimentaban de plantas bajas no leñosas, y consecuentemente a los depredadores que de ellos dependían.
En la siguiente figura se pueden ver los cambios producidos en la fauna y flora por estos acontecimientos. Aparecieron (o prosperaron) los dinosaurios, los cocodrilos, los arcosaurios fitosaurianos, los reptiles sfenodóntidos, las tortugas y los mamíferos. En la flora aparecieron (o prosperaron) las bennettitales o cicadeoideales, los helechos himenofiláceos, los helechos matoniaceos, las araucaceas, etc…, lo que ocasionó una explosión de los insectos y otros organismos herbívoros.
 |
| Figura nº 65: Extinciones y cambios en la flora (parte inferior del gráfico) y la fauna (parte superior del gráfico) triásica durante el límite Juliense-Tuvaliense (Carniense). |
Según G. Rhogi et al (2009) tanto en el ámbito del Tethys como en la Cuenca Germánica, al final del Carniense temprano, se registra un marcado cambio en los ambientes deposicionales. Este cambio se identifica, en los ambientes marinos poco profundos del Tethys occidental, por la interrupción temporal del crecimiento de la plataforma de carbonatos y entrada repentina de siliciclásticos de granulometría gruesa. En la Cuenca Germánica continental y en la Cuenca Ibérica este cambio viene marcado por un intervalo de depósitos fluviales incrustados dentro de las arcillas y evaporitas del Keuper.
Este evento fue identificado por primera vez por Schlager y Schöllnberger (1974) en los Alpes Calcáreos del Norte y denominado “Reingrabener Wende”. Posteriormente fue también reconocido en los Alpes del Sur y Cuenca Germánica y atribuido a un aumento en lluvia (Simms y Ruffell, 1989) y denominado “Evento pluvial Carniense”. En su definición original, el Evento Pluvial Carniense (CPE) está asociado a un cambio biótico y/o extinciones (Simms y Ruffell, 1989, 1990; Simms et al., 1995).
En la literatura geológica se encuentran dos interpretaciones sobre el origen de los depósitos detríticos siliciclásticos del Carniense. Algunos investigadores sugieren que el aumento del aporte siliciclástico y la mayor proporción de palinomorfos higrófitos, característicos de este intervalo en las secciones europeas, deben ser interpretado como el establecimiento en una planicie seca de un gran sistema fluvial con ambientes localmente húmedos a lo largo del lecho del río. Este entorno sería similar al del actual río Nilo de norte de África, y podría explicar muy bien la mezcla de higrófitos y palinofloras xerófitas. Esta interpretación fue desarrollada por Jelen y Kusej (1982) y Visscher et al. (1994), entre otros.
En cambio otros autores (Simms y Ruffell, 1989) sostienen que el aumento de siliciclásticos en los depósitos del Carniense temprano tardío se deben a un cambio climático, hacia climas más húmedos, a escala suprarregional, aunque no existe acuerdo general sobre lo que pudo haber causado este cambio climático . Una primera interpretación considera que la entrada siliciclástica está relacionada con un solo sistema de drenaje, o a un número discreto de sistemas fluviales que llevarían asociados parches de ecosistemas húmedos y con sus fuentes en el misma área. Sin embargo, trabajos recientes han demostrado que las entradas de sedimentos siliciclásticos se produjeron en ambos lados del Océano de Tethys y, por lo tanto, pertenecen a sistemas fluviales claramente distintos y geográficamente distantes con fuentes ubicados en continentes separados (Hornung y Brandner, 2005; Rigo et al., 2007; Hornung y col., 2007a). Por ejemplo los depósitos siliciclásticos de los Dolomitas con sus fuente situadas al Sur, no pueden interpretarse como formados por los mismos sistemas de drenaje que los de la Cuenca Germánica cuyas fuentes fueron muy diferentes y distantes.
Además la entrada de sedimentos siliciclásticos que marca el comienzo del CPE es bioestratigráficamente coetánea en todas las localidades donde ha sido reconocida. Esto implica que el CPE influyó en la sedimentación y las asociaciones palinológicas a una escala mucho mayor que el drenaje sistema de un solo río.
Este aporte de siliciclásticos en el Reino del Tethys ha sido datado en varias localidades y en diferentes ambientes sedimentarios, desde el deltaico hasta las sucesiones marinas poco profundas de los Dolomitas y los entornos hemipelágicos de aguas profundas del Himalaya. En todas las localizaciones la primera entrada de siliciclásticos ocurre invariablemente al final del Carniense temprano y, según indica la bioestratigrafía, es coetánea a escala mundial. Esto implica que la invasión siliciclástica no se puede atribuir a un solo sistema deposicional como propuso Visscher, sino que la entrada siliciclástica en el Tethys requiere de una causa en el nivel suprarregional, que se puede corresponder con el aumento de precipitaciones ocurrido al final del Carniense Temprano.
Los estudios realizados en paleosuelos (Breda et al 2009) también indican que en el ámbito del Tethys las precipitaciones aumentaron a finales del Carniense temprano y disminuyeron en el Carniense tardío. Así, en los Dolomitas, el Carniense inferior está caracterizado por la presencia de paleosuelos con horizontes cálcicos bien desarrollados y por la aparición generalizada de estructuras de "tipis", ambos indicativos de un balance hídrico del suelo negativo (evapo-transpiración superior a la precipitación). Durante el CPE, los paleosuelos típicos son histosoles y espodosoles, que requieren un balance hídrico positivo para su formación y conservación. No se han observado paleosoles cálcicos y tipis ni siquiera en las sucesiones peritidales carbonatadas. En la Formación Travenanzes, del Carniense Superior, los minerales evaporíticos de los paleosoles cálcicos atestiguan la presencia de agua en un equilibrio fuertemente negativo lo que es indicativo de una vuelta a las condiciones de aridez. También se observa una tendencia similar en el SW de Estados Unidos.
El inicio de la CPE está marcado por la desaparición de las plataformas de carbonatos del Carniense temprano y por la deposición de siliciclásticos gruesos casi en todas partes del Tethys. La aparición en el registro sedimentario de sedimentos siliciclásticos (lutitas, arenitas y conglomerados) son la evidencia más prominente y conocida de un cambio ambiental ocurrido al final del Carniense temprano. En los Alpes Calcáreos del Norte (NCA) y en los Dolomitas, están documentados múltiples episodios o pulsos de siliciclásticos. Esto es particularmente evidente en el Raibler Schichten de la NCA, donde tres intervalos siliciclásticos intercalados en los carbonatos se conocen como "Primera", "Segunda" y "Tercera pizarra". Si la entrada siliciclástica se considera evidencia de un aumento lluvia, se puede hipotetizar que la alternancia de periodos húmedos y secos caracterizaron la CPE en el oeste de Tethys.
En los análisis palinológicos que Klaus (1959, 1960), Kavary (1966, 1972) y Jelen y Kusej (1982) realizaron en la Raibler Schichten, se establecieron las diferencias cualitativas y cuantitativas entre cada pizarra y indicaron un cambio hacia asociaciones palinológicas xerofíticas en la tercera. En particular, el trabajo de Jelen y Kusej (1982) identificó una clara tendencia de higrófitas (primera y segunda pizarra) a asociaciones xerofíticas (tercera pizarra). Se interpretó que los elementos xerofíticos de la tercera lutita representaban la desaparición de un régimen fluvial-deltaico previamente establecido (Jelen y Kusej, 1982). Las asociaciones macroflorales de la primera y segunda pizarras están representadas. principalmente por Equisetales, Pteridofitas y Cicadofitas mientras que en la tercera prevalecen las pteridospermas y coníferas.
Los estudios palinológicos han permitido correlacionar los pulsos siliciclásticos en distintas zonas del oeste del Tethys:
El primer pulso siliciclástico. Este primer pulso no se puede documentar en zonas altas topográficamente, como en la parte superior de las plataformas carbonatadas o en las áreas continentales en los márgenes de Tethys como la Cuenca Germánica, porque se depositó durante un régimen de nivel del mar bajo. En consecuencia, no se correlaciona con la primera pizarra del Raibler Schichten en la que se encuentra una asociación palinológica diferente con respecto a la Reingraben Shale y la formación inferior, Heiligkreuz.
Un segundo pulso siliciclástico. Este pulso está documentado por la primera pizarra del Raibler Schichten, pero su correlación con los pulsos siliciclásticos homólogos en los Dolomitas no esta clara. La primera lutita se correlaciona con las areniscas de Dibona miembro de la Formación Heiligkreuz en los Dolomitas mientras que la segunda pizarra se correlaciona, de manera aproximada, con el tercer intervalo areniscoso de la Formación Heiligkreuz, localmente correspondiente a las Areniscas de Falzarego. La base del Schilfsandstein de la cuenca germánica se encuentra en una superficie de exposición subaérea diacrónica, y debe correlacionarse con el segundo o tercer pulso siliciclástico, es decir, con la primera o segunda pizarra de la Raibler Schichten.
Un cuarto pulso siliciclástico. Está representado en el Esquisto Raibler por la tercera pizarra, que produce una asociación palinológica característica incluyendo Vallasporites ignacii y Granuloperculatipollis rudis. Esta asociación palinológica también está documentada en el intervalo de la primera arenita-lutita de la Formación Travenanzes de los Dolomitas, donde G. rudis se encuentra junto con Riccisporites cf., R. tuberculatus (Roghi, 2004).
Estos niveles terrígenos producen asociaciones palinológicas dominadas por formas higrófitas se pueden determinar cuatro pulsos de clima húmedo dentro del CPE. Estos pulsos terrígenos pueden correlacionarse a lo largo del Tethys occidental, y por lo tanto se interpretan como de origen climático y no como de naturaleza local.
Teniendo en cuenta la distribución de esporas y polen, se han definido cuatro asociaciones palinológicas dentro del Carniense. Estas asociaciones son correlacionables entre las áreas de Rubland y Lunz (NCA) ya otras localidades de Europa y Medio Oriente. La ocurrencia de Aulisporites astigmosus, Lagenella martinii y Equisetosporites chinleanus es un marcador palinológico potencial para el Triásico superior de todo el mundo.
Los estudios microfloristicos permiten reconocer en las sucesiones tethysianas del NCA y de los Alpes del Sur un evento húmedo de Carniense. Este evento está caracterizado por la disminución de los granos de polen normalmente atribuidos a vegetación xerofítica de las tierras altas y el aumento, en el Juliense terminal, de la vegetación higrófita con asociaciones atribuibles a herbáceas, Filicopsida (helechos), Lycopodiales (musgos), Equisetopsida (colas de caballo) y Cycadeoidales. Las condiciones húmedas terminaron a principios del Tuvaliense.
 |
| Figura Nº 67: El Evento Pluvial Carniense en el cuadro de los mayores eventos de extinción. |
Resumiendo, los episodios siliciclásticos en los Alpes y Dolomitas se depositaron en cuatro episodios o pulsos discretos durante el CPE, y cada pulso siliciclástico puede ser correlacionado dentro del Tethyis occidental mediante la bioestratigrafía de palinomorfos. Esto implica que los pulsos siliciclásticos son el resultado de un acontecimiento de escala suprarregional, y no representan la migración de ambientes sedimentarios, como lechos de ríos, deltas o costas terrígenas, a escala local.
La sedimentación de siliciclásticos gruesos está asociada, en la Formación Heiligkreuz de los Dolomitas, a evidencias de un clima tropical húmedo como paleosuelos típicos de ambientes húmedos, el desarrollo de karst sobre los carbonatos expuestos y la abundancia de ámbar. Por tanto, se puede hipotetizar que los cuatro episodios de deposición siliciclástica corresponden a tantos episodios de aumento de las precipitaciones o escorrentía en Tethys occidental.
Una hipótesis alternativa considera que el CPE fue consecuencia del Orógeno Cimario que dio lugar a la formación de una gran cadena montañosa al norte del Tethys ocasionando una gran perturbación climática regional en el Tethys Occidental donde los monzones generaron fuertes lluvias y un mayor aporte de materiales al medio sedimentario.
En la siguiente figura se puede ver la reconstrución de una escena del Triásico tardío (Noriense) en la zona central del Pangea donde el ambiente era seco y árido habitado por los primeros dinosaurios y otros arcosaurios. En el primer plano de esta escena se puede ver como una manada de dinosaurios terópodos primitivos (Coelophysis) se congrega cerca de un abrevadero mientras a lo lejos una pareja de estos terópodos acecha a dos dinosaurios prosauropodos herbívoros. En la distancia también acecha un rauisauciano gigante (un depredador crurotarsiano cuadrúpedo) mientras sobrevuelan pterosaurios y libélulas. La escena esta sacada del libro Dinosaurios de Brusatte (2008). La escena es una recreación hipotética de una comunidad faunística del Triásico tardío y no una representación científicamente fidedigna de un conjunto de fósiles conocido.
DESCRIPCIÓN DE LAS SERIES ESTUDIADAS:
COLUMNA LITOLÓGICA DEL K2 (ARENISCAS DE MANUEL) EN MANUEL (VALENCIA).
Esta columna está descrita en la Tesis de F. Orti (1.974) como serie tipo para la Formación Areniscas de Manuel y de muro a techo es la siguiente:
-1 m. arcillas amarillentas, hacia el techo pasan a gris-verdosas.
-3 m. Areniscas rojas, esporádicamente verdosas, de grano fino y matriz arcillosa, con intercalaciones arcillosas. Presentan laminaciones cruzadas.
-8 m. Arcillas pardas, amarillentas y rojizas a techo con finas capas limolíticas y de areniscas blancas. Bancos de yesos rosado a veces nodulares.
-1 m. Arcillas azuladas de amarillentas por alteración que a muro y techo están limitadas por finas capas de margas calcáreas amarillentas cuarteadas con cantos arcillosos y películas limolíticas con marcas de bivalvos en los planos de estratificación.
-4 m. Arcillitas rojas, amarillentas a muro y techo, con disyunción bolar. Hacia arriba algunos pequeños cristales de yesos.
-1,5 m. Banco de areniscas blancas, arcillosa a muro y techo, con un delgado lecho margo-calcáreo con burrows en la base. Diaclasas con grandes (20 cm) cristales laminares de yesos transparentes.
-5,5 m. Sobre medio metro de arcillas verdes se sitúan arcillas oscuras, amarillas por alteración, con capas delgadas de limolitas cuarteadas y areniscas blancas y rojizas con ripples y laminaciones cruzadas.
-4,5 m. Arcillitas rojas con nódulos verdosos, presentan nódulos de yesos rosados y algunas capas finas margosas, así como lechos de limonítas ocres.
-10 m. Alternancia de arcillas oscuras con margas calcáreas tableadas negras, amarillentas por alteración y bancos de yesos con un bandeado negro y blanco. Diaclasas con yeso rosado secundario.
-1 m. Banco de arenisca blanca con esporádicos cantos arcillosos y con abundantes intercalaciones milimétricas de yeso blanco fibroso. Laminaciones cruzadas.
-6m. Arcillas rojas con delgadas capas de arenitas rojas, una fina capa caliza margosa blanca con interestratos ondulados, arenitas amarillas de grano grueso y cuarzos blancos bipiramidados, niveles de nódulos de yeso blancos y rojos, intercalación limonítica y margas compactas con burrows.
-28,5 m. Areniscas rojas arcillosas de grano fino con micas y estratificación cruzada gruesa con costras blanquecinas y laminaciones cruzadas a techo de los estratos. Hacia el techo frecuentes intercalaciones de arcillosas rojas.
-8 m. Alternancia de arcillitas rojas y de areniscas rojas de grano fino y micáceas. Intercalaciones de delgadas capas margo-limoníticas amarillentas, de arcillas limoníticas con disyunción bolar y de arcillitas blancas.
-6m. Arcillitas rojas.
-1,5 m. Arenisca roja de grano fino y arcillosa con laminación cruzada.
-4,5 m. Arcillitas rojas localmente violáceas con intercalaciones de margas blancas, limolítas pardas, concreciones ferríferas. Disyunciones bolares y burrows.
-0,5 m. Calizas margosas tableadas con juntas onduladas a muro y posibles grietas de retracción a techo.
-2 m. Arcillitas rojas.
-6,5 m. Areniscas rojas de grano fino, arcillosas y micáceas con restos vegetales limonitizados. Muy meteorizadas.
-20 m. Arcillas rojas muy tapadas (Unidad K3: Arcillas de Cofrentes).
-18 m. Alternancia de yesos blancos, rosados y violáceos nodulares o cristalizados en bancos gruesos a veces masivos y arcillas negras con disyunción bolar. Intercalaciones de finas costras calcáreas con improntas de cristales cúbicos.
-25 m. Arcillitas de color rojo oscuro con lechos verdosos e intercalaciones de yesos nodulares. Vetas multidireccionales de yeso blanco fibroso.
A techo yeso fibroso de color rojo, rosado y gris (Unidad K4: Arcillas yesíferas de Quesa)
COLUMNA LITOLOGICA DEL K2 (ARENISCAS DE MANUEL) EN ALBORACHE (VALENCIA).
La columna que se va a describir se ha levantado en la cantera de Alborache, cerca del yacimiento donde se han encontrado gran cantidad de equisetos y huellas de tortuga que se describirán a continuación.
Las coordenadas del sitio son:
X = 694100
Y = 4363050
Z = 265 msnm
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico con la situación de la cantera donde se ha levantado este perfil, que se puede ver en la fotografía de la esquina inferior derecha:
 |
| Figura nº 68: Mapa geológico (IGME) donde se puede ver la situación de la cantera donde se ha levantado el perfil del K2 (ver fotografía de la esquina inferior derecha) que se describirá a continuación. |
MURO: contacto neto y brusco con un banco métrico de yesos masivos (blancos o negros) y laminares estos últimos semi translúcidos (selenitas).
6,00 mts: En contacto neto sobre la formación infrayacente (K1) se sitúan unas arcillas abigarradas (grises oscuras, verdosas, rojizas y violáceas) con algunas intercalaciones de costras lenticulares dolomíticas y ferruginosas, duras y de color amarillento.
 |
| Figura nº 69: Nivel de arcillas abigarradas que constituyen la parte baja del K2 en el perfil de la Cantera de Los Fústales (Alborache). |
0,50 mts: areniscas limolíticas blancuzcas, con pátina amarillenta, de grano muy fino. En la base tienen un aspecto noduloso y hacia arriba están tableadas. Aparecen restos vegetales de tamaño muy pequeño, granos de carbón y fósiles indeterminados y a techo una costra ferruginosa amarillenta.
4,00 mts: arcillas y arcillitas grises y granates muy tapadas. Las costras son duras y ferruginosas, presentan cristalizaciones de yesos grises en láminas onduladas (ripples?) y en la superficie seudomorfos de cristales cúbicos de halita.
 |
| Figura nº 70: Laminación en espina pez |
2,50 mts: arcillas grises y averdosadas con algunas costras amarillentas.
0,70 mts: arcillitas limosas amarillentas finamente estratificadas.
0,65 mts: areniscas cuarzosas blancas de grano medio en la base y más fino a techo. Estratos finos (5-10 cmts) con laminaciones cruzadas de ripples de oleaje. El muro es muy neto y presenta troncos de equisetos arrastrados y bioturbación.
0,35 mts: Arcillas grises averdosadas.
0,30 mts: Nivel amarillento formado por costras ferruginosas duras.
1,70 mts: Arcillas grises averdosadas.
0,40 mts: Areniscas de grano muy fino en estratos tabulares delgados. En la base presentan ripples y marcas de arrastre.
 |
| Figura nº 71: Parte media del corte estratigráfico del K2 en la Cantera de los Fústales. |
6,00 mts: arcillitas grises averdosadas.
0,70 mts: areniscas cuarzosas, de grano fino con granos negros de carbón y micas moscovitas acumulados en los planos de laminación junto a pequeños restos vegetales. Son de color blancuzco y tonos rosáceos, presentan ripples de oscilación en los planos de estratificación. Contienen restos vegetales y algunos pequeños bivalvos (lamelibranquios) con tamaños inferiores al centímetro.
2,20 mts: arcillitas grises averdosadas que pasan a rojizas oscuras más limosas.
 |
| Figura nº 72: Huellas de carga. |
0,90 mts: areniscas cuarzosas blancas con granos de carbón y láminas de micas que se presentan en estratos decimétricos con acuñamientos laterales y laminaciones cruzadas muy tendidas. El muro es muy neto y presenta grandes marcas de arrastre de objetos (troncos,..) tipo groove casas y bioturbaciones horizontales y verticales. Lateralmente en el muro del banco aparecen marcas que corresponden a estructuras de carga (load casts). Figura de la derecha.
0.80 mts: arcillitas abigarradas (verdes y rojizas),
1,40 mts; arcillitas abigarradas con costras ferruginosas duras amarillentas.
0,80 mts: areniscas de color rojizo amarillento de grano fino a medio, muy bioturbadas. Lateralmente estas areniscas presentan una intensa porosidad y presentan una superficie muy irregular con unas marcas redondeadas posiblemente producidas por nódulos areniscosos.
 |
| Figura nº 73: Parte superior del perfil estratigráfico de la Cantera de Los Fustales. |
1,50 mts: arcillitas rojo oscuras con un nivel de arcillas verdes muro.
2.50 mts arcillitas rojas con algún nivel de areniscas rojas.
2,60 mts: Arcillitas rojizas con alguna intercalación de arcillas verdes y de areniscas rojas.
1,40 mts: Arcillitas rojizas oscuras.
3,25 mts: arcillas verdes y rojizas.
1,30 mts: Dolomías micríticas de color gris claro y pátina amarilla. En la base son dolomías en estratos de 10 a 20 centímetros que pasan a dolomías margosas de color gris oscuro y aspecto pizarroso. A techo son dolomías tabulares en estratos delgados de color gris claro y pátina amarillenta con aspecto oqueroso. Presentan laminaciones paralelas y ripples. Se ha encontrado una acumulación de pequeños gasterópodos. Nivel guía encontrado en todos los perfiles reconocidos en la Provincia de Valencia.
 |
| Figura nº 74: Perfil estratigráfico donde se puede observar el transito del K2 al K3. El nivel amarillento de la parte izquierda de la fotografía corresponde al nivel guía dolomítico que aparece en la base de las Arcillas de Cofrentes (K3) |
De manera aislada en la cantera también se han localizado dos niveles lenticulares (0-0,20 m) de areniscas de grano muy grueso formados por cristales bipiramidales de cuarzos rojos el uno y cuarzos blancos el otro, muy poco rodados. La matriz es arcillosa y el cemento ferruginoso y presentan laminación cruzada en surco por lo que corresponden a clastos arrastrados y acumulados por una corriente efímera. Estos niveles han sido descritos por muchos investigadores en el K2.
 |
| Figura nº 75: Composición fotográfica con uno de los niveles con laminaciones cruzada en surco y acumulación de jacintos blancos que se pueden ver en detalle en la fotografía de la esquina superior derecha. Otros niveles similares presentan acumulaciones de jacintos rojos. |
En la misma zona misma zona de la Cantera de Los Fústales se han visto otras estructuras sedimentarias muy características. En el lado contrario de la cantera donde se ha levantado el perfil anteriormente descrito se puede observar de forma muy continua el techo de una de los niveles de areniscas blancas de grano muy fino. Esta superficie, cubierta por arcillas grises, se presenta ondulada y posiblemente agrietada ("mud cracks") y con una intensa bioturbación por thalassinoides tal como se puede observar en la siguiente imagen:
 |
| Figura nº 76: Superficie de estratificación ondulada y agrietada con una intensa bioturbación. |
En la cantera de La Andenia en Gestalgar he visto una serie muy similar a la descrita anteriormente con un primer tramo de 5-6 metros de arcillas grises y verdosas sobre yesos laminados grises, negros y blancos y a continuación entre las arcillas se intercalan niveles submétricos de areniscas blancas de grano muy fino, tabulares con laminaciones de ripples, capas duras carbonatadas y ferruginosas y algunos niveles milímetros de yesos. El tramo termina con areniscas micáceas rojas que marcan el paseo al K3 constituido por arcillas rojas que fueron el material explotado en la cantera. No he encontrado floras ni icnofaunas, salvó algunas pocas bioturbaciones, pero si una rara acumulación de pequeñas teruelitas a techo de uno de los niveles de areniscas.
 |
| Acumulación de teruelitas de pequeño tamaño a techo de un de los niveles de areniscas blancas de grano muy fino del K2 (Cantera La Ándenla; Gestalgar) |
COLUMNA LITOLÓGICA DEL K2 (ARENISCAS DE MANUEL) EN GESTALGAR:
En el PK 14,5 de la carretera CV 379, de Cheste a Gestalgar, hay un buen afloramiento de las areniscas del K2, aunque se presenta algo tectonizado y parcialmente tapado. En la siguiente figura se puede ver la situación del perfil en la cartografia geológica:
 |
| Figura nº 77: Mapa geológico con la situación del perfil de Gestalgar (Valencia). |
Las coordenadas del punto son las siguientes:
X= 688210
Y= 4382400
Z= 366 msnm
En la siguiente fotografía se puede ver este afloramiento a lo largo del talud de la carretera:
 |
| Figura nº 78: Vista del perfil en el talud de la carretera de Gestalgar (Valencia). |
Se ha levantado un perfil estratigráfico a lo largo del talud de la carretera donde la formación se presenta con buzamientos de +-30º en su mitad septentrional para pasar a estar invertida en su parte meridional. El perfil es el siguiente:
MURO: Yesos laminados y/o bandeados grises, blancos y negros con arcillas grises, violáceas, amarillentas,.... Corresponden al K1 y se encuentran muy replegados por un intenso diapirismo.
 |
| Aspecto del K1 en la carretera de Cheste a Gestalgar. Son yesos laminados de color gris, negro y blanco con arcillas grises y violáceas. Se encuentra fuertemente replegado por efecto del diapirismo de las evaporitas. |
-6,00 metros: arcillas grises y verdosas con algunos delgados (ctms) niveles de areniscas blancas, capas duras ferruginizadas y capas de yesos blancos muy finas.
-9,00 metros: areniscas micáceas de grano fino y color marrón amarillento, son areniscas masivas con estratificación difusa y laminaciones paralelas. Se disponen en contacto neto e intensamente bioturbado sobre las arcillas del tramo anterior.
 |
| Composición fotográfica mostrando el contacto del tramo 1 arcilloso y el tramo 2 areniscos del K2 en la carretera de Cheste a Gestalgar (Valencia) en la esquina superior derecha se puede ver el detalle del contacto una superficie neta muy bioturbada. |
-3 metros: areniscas blancas de grano fino a muy fino en estratos gruesos (1 metro) sin llegar a apreciarse estructuras sedimentarias. Se trata de areniscas formadas por granos de cuarzo semitransparentes y granos blancos (feldespatos) que se alteran a arcillas blancas. El contacto con el tramo inferior es neto.
-Tramo de 7 metros de longitud corresponde a un pequeño barranco con derrubios cuaternarios (falla?).
-8,00 metros: areniscas de grano fino y color blanco, en estratos gruesos masivos, hacia la base y mejor estratificadas a techo en estratos de 0,50 a 1 mts con sucesivas formas lenticulares (dunas) de base plana y techo cóncavo. Estos estratos lenticulares presentan abundantes laminaciones cruzadas en surco muy inclinadas, laminaciones sigmoidales y paralelas. Algunas de las laminaciones presentan direcciones opuestas, que podrían corresponde a la presencia de antidunas en el techo de las barras arenosas o indicar influencia mareal. Es posible que la parte basal de este tramo corresponda al nivel de areniscas situado al otro lado del pequeño barranco con derrubios cuaternarios.
 |
| Banco de areniscas en estratos métricos lenticulares con laminaciones cruzadas de gran escala y gran angulo. En los círculos amarillos se han marcado laminaciones cruzadas en surco de pequeña escala con orientaciones diferentes marcadas con las flechas amarillas. |
-0,25 metros: costra ferruginosa muy dura formada por areniscas de grano grueso con abundante cemento ferruginoso y silíceo. En la siguiente fotografía señaló la posición de la costra ferruginosa con las areniscas lenticulares debajo y las arcillas verdes y rojas encima. Se puede apreciar la disposición en estratos lenticulares apilados y con marcadas laminaciones cruzadas.
 |
| Figura nº 79: Areniscas blancas del K2 con arcillas rojas y verdes del K3 encima. En la imagen marcó la superficie de contacto entre ambas formaciones constituida por un hard ground. |
-4,50 metros; Arcillas verdes y rojizas.
-4,40 metros: Areniscas micáceas de color rojo oscuro y grano muy fino. Se presentan en bancos masivos con laminaciones cruzadas de media escala.
- Falla vertical.
-Arcillas rojas y verdes rojas, muy tapadas, con un nivel de 0,40 metros de dolomías micríticas de color gris claro con pátina amarillenta se presentan tableadas en estratos delgados (+-5 cmts) con laminaciones paralelas a un metro aparece un estrato de decimetrico (0,20 cmts) de dolomías cristalinas con meteorización cuadriculada (piel de elefante).
 |
| Figura nº 80: Nivel, repetido por plegamiento o falla, de dolomías grises de pátina marrón en estratos finos. Se trata del mismo nivel guía encontrado y descrito en Alborache y Calles. |
- Falla vertical. A continuación la serie está invertida.
-3,00-4,00 metros de areniscas de color rojo oscuro en estratos decimétricos con un lag basal decimétrico, formado por areniscas con cantos blandos de lutitas verdes. El tramo presenta una superficie acanalada erosiva sobre las arcillas verdes infrayacentes.
 |
| Figura nº 81: Tramo invertido de areniscas rojas con un lag basal (a la derecha de color rojo oscuro) de areniscas gruesas con cantos blancos de arcillas verdes, indicativo de la fuerte erosión que el tramo canalizado causa en las arcillas sobre las que se deposita. |
-2-4 metros: arcillas verdes.
-0,20 metros: Costra ferruginosa de color ocre.
-Areniscas de grano fino y tonos claros (blancas, amarillas, rosadas,..) en estratos gruesos repetición invertida por plegamiento del tramo descrito anteriormente. El contacto basal de las areniscas es con el K1 por falla. La disposición es la de un pliegue sinclinal apretado y fallado.
 |
| Figura nº 82: Perfil de Gestalgar. La serie se presenta invertida por plegamiento con el K2 (areniscas blancas, a la derecha) sobre las arcillas rojas del K3 a la izquierda. |
El corte es bastante continuo, aunque presenta algunos accidentes tectónicos. El principal accidente ocasiona que la parte oriental este invertida respecto a la parte occidental. Ademas una serie de pequeñas fallas directas afectan al perfil.
 |
| Pequeñas fallas directas afectando al tramo de areniscas. Carretera de Cheste a Gestalgar. |
COLUMNA LITOLÓGICA DEL K2 (ARENISCAS DE MANUEL) EN CALLES:
El perfil se localiza en el término de Losa del Obispo, en un talud de un gran meandro del Río Tuejar donde aflora una serie se presenta verticalizada y/o ligeramente invertida. Al corte se accede desde el PK 61,7 de la carretera CV-35 por un camino que bordea el cauce del Río.
En la siguiente imagen se puede ver una ortofoto con la situación de este perfil:
 |
| Figura nº 83: Situación del perfil de Calles en el mapa geológico (IGME). |
Las coordenadas del punto son:
X= 675730
Y= 4398780
Z= 350 msmn.
En la siguiente fotografía se puede ver la Formación Arcillas de Cofrentes (K3) en posición invertida con las areniscas blancas del K2 en la parte superior izquierda de la imagen:
 |
| Figura nº 84: Las areniscas blancas del K2 (arriba) se disponen invertidas sobre las arcillas rojas del K3. Localidad: Calles, Valencia. |
MURO: contacto neto y brusco con un banco métrico de yesos laminados y masivos (blancos, grises o negros) de la Unidad K1 (Formación Arcillas y yesos de Jarafuel):
 |
| Figura nº 85: Contacto neto e invertido de los yesos del K1 sobre las arcillas de base del K2 (Localidad: Calles; Valencia). |
6,00 mts: arcillas abigarradas (rojizas, grises oscuras y violáceas) con algunas intercalaciones de costras ferruginosas duras, de color amarillento.
0,60 mts: areniscas blancuzcas con pátina amarillenta de grano muy fino en estratos planos delgados. A muro aparece una costra ferruginosa amarillenta con grietas de desecación muy marcadas.
 |
| Figura nº 86: Costra ferruginosa con grietas de retracción en el muro de un nivel de areniscas blancas invertidas (Localidad Calles; Valencia). |
10,00 mts: arcillas y arcillitas muy tapadas.
9,00 mts: areniscas blancas de grano fino a fino de cuarzo con abundante matriz arcillosa. Se presenta en bancos gruesos, de pátina grisácea, con laminaciones paralelas, tal como se puede ver en la siguiente imagen.
 |
| Figura nº 87: Tramo de areniscas blancas en estratos gruesos con laminaciones paralelas y planas muy tendidas de gran tamaño (Localidad: Calles; Valencia) . |
0,50 mts: Arcillas averdosadas y rojizas.
7,00 mts: Areniscas de color rojo oscuro de grano fino, en estratos planos de grosor decimétrico con algún interestrato de arcillas rojas.
A techo aparecen arcillas y arcillitas de color rojo oscuro (K3) con intercalaciones submétricas de areniscas rojas y un nivel muy delgado de dolomías amarillentas con ripples en las que se ha encontrado un fósil único en el Keuper español: un molde de cefalópodo.
 |
| Figura nº 88: Molde de un cefalópodo encontrado en el nivel de dolomías amarillas de la base de las Arcillas de Cofrentes (K3) en Calles (Valencia). Se trata del primer espécimen de cefalópodo encontrados en el Keuper levantino. |
COLUMNA LITOLOGICA DEL K2 EN CANALES:
En el afloramiento triásico de Bejis-Canales la Formación Areniscas de Manuel está representada por un único nivel submétrico (0,50-0,60 mts) de areniscas amarillentas, de grano fino a medio, en bancos decimétricos con acuñamientos laterales y base erosiva. La asignación de este único nivel de areniscas al K2 la he realizado basándome en las litologías infra y suprayacentes: arcillas grises con yesos (K1) abajo y arcillas rojas (K3) arriba. Otros geólogos también han considerado este delgado nivel de areniscas como perteneciente al K2.
 |
| Figura nº 89: Areniscas con estratificación irregular (lenticular y cruzada) en capas decimétricas. El conjunto con 0,50-1,00 m de espesor representa a toda la Formación Areniscas de Manuel. Localidad: Canales (Castellón). |
COLUMNA LITOLÓGICA DEL K2 EN COFRENTES (VALENCIA):
En la Cofrentes se ha levantado una columna bastante completa del K2 en un perfil que aflora en el talud de la carretera de Ayora, como se observa en la siguiente fotografía:
 |
| Figura nº 90: Areniscas cuarcíticas en la carretera de Ayora a Cofrentes (Valencia) |
De muro a techo afloran:
-3 metros: areniscas rojas con arcillas rojas y verdes.
-2 metros: areniscas rojas de grano fino con ripples.
-0,75 mts: arcillas con calizas micríticas a techo.
-1,15 mts: areniscas verdosas con arcillas a muro.
-1,30 mts: arcillas amarillas con niveles margosos.
-2,45 mts: arcillas oscuras con burrows y bivalvos a techo.
-1,20 mts: arcillas oscuras con pátina amarilla.
-1,30 mts: arcillas arenosas con ripples a techo.
-2,30 mts: arcillas abigarradas.
-3,00 mts: areniscas rojas de grano fino con burrows.
-7,40 mts: arcillas abigarradas.
-3,00 mts: areniscas blancas con marcas de corriente.
-6,00 mts: arcillas rojas violáceas con cuarzos.
-1,40 mts: areniscas rojas.
-1,30 mts: arcillas rojas, margosas a techo.
-1,20 mts: areniscas rojas de grano fino.
-1,50 mts: arcillas rojas.
-10,20 mts: areniscas rojas micáceas.
-7,00 mts: arcillas rojas con areniscas rojas.
-1,20 mts; calizas margosas con arcillas verdes.
-60,00 mts: arcillas rojas oscuras y verdes.
Los afloramientos estudiados (Cofrentes, Turis, Gestalgar, Calles y Canales) se han reconocido como de la Formación Areniscas de Manuel (K2) basándonos en sus propias características litológicas (presencia de areniscas) y también en base a las unidades supra e infrayacentes (K1 y K3).
Cuando se ha podido ver bien el K2 (Alborache y Calles) este se apoya de forma neta y brusca sobre un banco de yesos masivos y laminares de la formación infrayacente (K1). En Canales las areniscas solo tienen de 0,5 a 1 metros de espesor y se encuentran entre las lutitas del K1 y del K3. En Gestalgar el límite inferior no esta claro (falla?) y el superior viene marcado por una costra ferruginosa que separa las areniscas de las arcillas rojas del K3.
En el siguiente cuadro se puede ver un ensayo de correlación entre los perfiles antes descritos:
 |
| Figura nº 91: Gráfico de correlación de las columnas estratigráficas del K2 descritas. |
CONCLUSIONES ESTRATIGRÁFICAS:
De forma resumida y considerando lo visto en los afloramientos descritos podemos considerar que la Formación se divide en tres tramos diferenciados:
Tramo 1: se trata de un tramo de naturaleza arcillosa con algunas intercalaciones de poco grosor (-0,50 mts) de areniscas de grano muy fino, de color gris claro, de areniscas rojas y algunos niveles lenticulares de costras evaporíticas ferruginosas con ripples de oleaje y seudomorfos de halita. Abundan los restos vegetales y las huellas de tortugas. Este tramo
Tramo 2: de naturaleza areniscosa está formado por areniscas de colores claros (blancos, amarillentos, marrones, grises claros) en estratos gruesos con superficies de estratificación planas u onduladas que pueden presentar rápidos acuñamientos laterales. Se trata de areniscas de grano fino constituidas principalmente por cuarzo translúcido y granos de feldespatos de color blanco muy alterados a arcillas blancas. Generalmente las areniscas se disgregan fácilmente, salvo en Cofrentes donde son muy duras. La estructura sedimentaria más abundante son las laminaciones paralelas, pero en algunos tramos predominan las estratificaciones cruzadas y la laminaciones cruzadas planares o en surco a veces muy pronunciadas. También aparecen laminaciones sigmoidales y ripples. En Gestalgar a techo del tramo aparece un hard ground ferruginoso bien desarrollado (0,05 a 0,20 cmts).
 |
| Representación artística de un rio anastomosado ("braided") desembocando en una llanura aluvial. En sus barras se desarrolla una densa vegetación monoespecífica (Equisetites). esta imagen encaja muy bien con el medio sedimentario de la mayoría de los afloramientos de la Formación Areniscas de Manuel en la Provincias de Albacete, Cuenca y Valencia. La figura correspondería a las areniscas de las fotografías de las figuras 87 y 7 |
Tramo 3: este tramo comienza con un nivel de varios metros (2-4 m) de grosor de arcillas verdes y rojizas sobre el que se sitúa un tramo de grosor muy variable de areniscas rojo oscuras muy micáceas en estratos decimétricos con laminaciones paralelas y cruzadas en surco. En Gestalgar este tramo no aparece y está sustituido por una costra ferruginosa (“hard ground”) de espesor decimétrico.
Por encima de este tramo de areniscas rojas aparecen arcillitas rojo oscuras con niveles verdes con algunas intercalaciones delgadas de areniscas rojas micáceas en estratos finos.
HUELLAS DE VERTEBRADOS:
En el anteriormente descrito Keuper de Alborache se han encontrado abundantes huellas de vertebrados que complementarán a los descritos por M.Reolid et al. en otras localidades valencianas (Domeño, Quesa y Cortes de Pallas) y que estos autores han asignados a huellas de tortugas triásicas, y por lo tanto serían de las más antiguas de las encontradas en Europa, próximas al origen del grupo de las tortugas en el Triásico Inferior.
En el siguiente gráfico se puede ver la situación de las huellas de tortugas españolas dentro del registro general de los fósiles e icnofósiles de tortugas en el Triásico (M.Reolid et al.):
 |
| Figura nº 92: Registro de fósiles e icnofósiles de tortugas en el Triásico |
Estas huellas fósiles se localizan en niveles atribuidos a la Formación Areniscas de Manuel (K2) constituida por depósitos fluviales se atribuyen al Episodio Húmedo Carniense (Carniense medio; 227-237 Ma) y muy similares a los estudiados en Alborache y son coincidentes con las características anatómicas de las manus de tortuga con similitudes con los ichnogeneros Emydhipus y Chelonipus.
Hasta el trabajo de M. Reolid et al, el registro más antiguo de huellas de tortugas en España era del Jurásico Superior (García-Ramos et al., 2006; Avanzini et al., 2005) que describieron fósiles del icnogénero Emydhipus. Los icnofósiles de Valencia representan el registro más antiguo de huellas de tortugas en el Reino de Neotethys occidental y son coincidentes con la primera diversificación del grupo.
 |
| Fragmento de placa de caparazón de tortuga del Jurásico de Asturias. |
En Turis las huellas de tortugas se han encontrado en varios de los niveles areniscosos, tanto en areniscas blancas como en areniscas rojizas. Las areniscas están finamente estratificadas, en estratos de 5 a 10 cm de grosor y presentan una poco marcada laminación cruzada de muy bajo ángulo. Se trata de areniscas de grano fino a muy fino muy bien clasificada por tamaños, formadas mayoritariamente clastos de cuarzo translúcidos, esféricos y subredondeados, densamente empaquetados con algo de matriz arcillosa blanca. Además de cuarzo también contienen abundantes clastos de feldespatos blancos y de carbón, junto a algunos clastos de arcillitas verdes. En estas areniscas aparecen estructuras sedimentarias (ripples de oleaje y laminaciones en espina de pescado que indican que se depositaron en una zona afectada por las mareas:
 |
| Banco de areniscas con laminaciones cruzadas en surco y laminaciones en espina de pescado ("herringbone") a techo lleva ripples de oleaje. Localidad: Alborache. |
Las huellas de tortugas aparecen como marcas en epirelieve convexo en el muro de estratos de areniscas blancas y/o amarillentas (ver fotografía 4 de la figura 93) y de forma más caótica en las areniscas rojas y corresponden a marcas alargadas de arañazos con formas triangulares y curvadas y serian producidas por un animal que caminaba por una orilla húmeda o nadaba en una zona de aguas poco profundas apoyándose en el sustrato arcilloso como se puede apreciar en la fotografía 5 de la figura 93.
En el siguiente collaje se pueden ver una serie de fotografías de huellas de este yacimiento:
La fotografía nº 1 corresponde a una placa de arenisca de escasos (4-5) centímetros de grosor con vario moldes de marcas de arañazos profundos.
La fotografía nº 2 corresponde un detalle de unas huellas tridáctilas que se presentan como un relieve positivos en un plano de estratificación ligeramente ferruginizado que indicaría un incipiente hard ground.
La fotografía nº 3 corresponde a un detalle de la placa de la fotografía donde se pueden observar con mayor precisión una serie de marcas.
La fotografía nº 4 corresponde a una vista lateral de una placa de areniscas con numerosas huellas en relieve algunas con morfología triangular.
La fotografía nº 5: corresponde a unas marcas aisladas en las que se puede apreciar su morfología con forma de garra.
La fotografía nº 6 corresponde a un detalle de una placa con varias marcas en relieve. La escala centimétrica permite comprobar el tamaño de las huellas.
La fotografía nº 7 corresponde a una superficie con pátina ferruginosa en la que hay impresas unas huellas triangulares.
La fotografía nº 8 es una aproximación de la anterior con una escala para poder comprobar el tamaño de la marcas.
La fotografía nº 9 corresponde a unas muestras de areniscas rojas con numerosas huellas.
 |
| Figura nº 93; Collage fotográfico con marcas de de tortugas del yacimiento de Alborache. |
En la siguiente imagen se puede ver una placa de areniscas muy bioturbadas por una gran cantidad de marcas producidas por este tipo de animales:
 |
| Figura nº 94: Placa de areniscas muy bioturbada por arañazos de tetrápodos (tortugas). |
Las huellas conservadas en los muros de las areniscas se producirían al arañar las tortugas sobre un fondo fangoso que posteriormente fue cubierto por una capa de areniscas, mientras que las huellas de las areniscas rojas se producían al arañar sobre un substrato arenoso muy fluido. En la siguiente imagen se pueden ver varias fotografías en las que se pueden ver arañazos producidos por extremidades con garras de tres y cuatro dedos .
Fotografía nº 1. Marcas de arañazos de gran pequeño tamaño marcadas en un plano de estratificación de una capa de areniscas blancas.
Fotografía nº 2. Varias marcas de huellas tri y tetradáctilas que posiblemente podrían corresponder a la traza dejada por un único animal al desplazarse.
Fotografía nº 3. Marca de una extremidad de 4 dígitos.
Fotografía nº 4. Arenisca completamente bioturbada por numerosas marcas algunas de ellas de morfología triangular y otras con la impresión en relieve de varios dígitos.
 |
| Figura nº 95: Collage fotográfico con distintas huellas de tortugas de Alborache. (Fotografías de Alejandro Palao & Marta Alocen) |
Las tortugas triásicas eran animales semiacuáticos es decir eran animales terrestres que pasaban la mayor parte del tiempo en el agua. El fósil más antiguo de tortugas proviene del Carniense de China (Li et al., 2009) concretamente sería la especie Odontochelys semitestacea (“Tortuga con dientes y medio caparazón”).
 |
| Figura nº 96: Recreación artística de la tortuga triásica Odontochelis saliendo del mar. |
Odontochelys se diferenciaba de las tortugas modernas en la presencia de dientes y en que tenía únicamente la porción inferior del caparazón (el plastrón) y costillas ensanchadas en la parte superior. En la siguiente figura se puede ver un collage con varias especies de tortugas del Triásico superior de España (Paleoartista Gabriel Ugueto) entre las que se encuentra Odontochelys:
 |
| Figura nº 97: Collage con distintos géneros de tortugas triásicas. |
Probablemente fue un animal marino pero que frecuentaba zonas costeras, como lo hacen las tortugas actuales, lo que encajaría en el ambiente sedimentario en que se depositó la Formación Areniscas de Manuel en Alborache, una llanura aluvial costera con influencia mareal en la que se producían descargas arenosas de procedencia continental con abundantes restos vegetales.
Las marcas de Alborache corresponden a arañazos y huellas de dígitos y garras de forma triangular y curvadas. Las huellas pueden presentarse aisladas en parejas o en grupos de tres e incluso de cuatro dígitos (tri y tetradáctilos) aunque las tortugas tenían hasta 5 dedos (ver figura nº 96). Suelen aparecer como un relieve positivo en los planos de estratificación de las areniscas que también presentan indicios de exposición subaérea (costras de Fe).
En la siguiente fotografía se pueden ver un collage de fotografías de las huellas fósiles de tortugas del afloramiento Domeño (Reolid et al), conservadas como hiporelieve convexo en la superficie inferior de una capa de arenisca, comparadas con las huellas del afloramiento de Alborache. Se puede ver la similitud entre las huellas de ambos yacimientos por lo que debieron ser producidas por los mismos tipos de tortugas.
 |
| Figura nº 98: Comparativa de huellas de tortuga en Valencia. A la izquierda algunas de las huellas de arañazos descritas por Reolid et al y a la derechas huellas del yacimiento de Alborache. |
En la siguiente figura se puede ver un modelo paleoambiental del Triásico superior con tortugas en la orilla del agua en una zona pantanosa con mucha vegetación que se asemejaba mucho a las condiciones imperantes en el yacimiento de Alborache.
 |
| Figura nº 99: Representación paleoartística de unas tortugas semicuáticas en un ambiente pantanoso del Triásico. |
MACROFLORA:
Antecedentes:
Varios investigadores han descrito floras en Triásico de la Península Ibérica, por ejemplo Álvarez Ramisdescribe en el Buntsandtein del Macizo de Montalbán un fragmento de tronco con entrenudos desiguales y una rama lateral que considera de la especie Equisetites mougeotii (Brongniart). También describe un fragmento de un estróbilo globoso con cabezas poligonales peltadas de la parte externa de un esporangioforo de una equisetal similar a Equisetites arenaceus. Esta autora considera que Equisetites mougeotii se encuentra en el Trías Inferior y cita el encuentro en el Trias Superior andaluz (Busnardo 1975) de Equisetites mytharum HEER, E. arenaceus JACER y E. latecostatus MUNSTER.
Quintero et al (1977) describen, en las areniscas del Keuper de Alpera (Albacete), una flora compuesta por Equisetites arenaceus (JAEGER) y Schizoneura meridiani (SCHLOT) en depósitos de un sistema fluvial distal sobre una llanura lutítica.
En el Subbético, esta misma autora junto a A. Pérez López, y en niveles areniscosos del techo del K1 que marcan la transición al K2, describen una asociación florística compuesta por Equisetites sp, Schizoneura paradoxa SCHIMPER Y MOUGEOT, Laccopteris elegans PRESL, Cladophebis sp, Pterophyllum aff longifolium HEER, Cycadocarpidium cf erdmani NATH, Voltzia liebeana GEIZTNIZI, junto a escamas y microhojas de coníferas, microconos, moldes de ramas, raíces y rizomas de equisetales. Además estos mismos autores han descrito, en las Provincias de Jaén y Córdoba, una macroflora localizada en niveles detríticos de la parte alta del K1 y en el K2.
La distinta denominación dada a los restos de Equisetites estudiados en niveles triásicos de la Cordillera Ibérica (Álvarez Ramis, 1982) y a los de la Cordillera Bética se debe exclusivamente a criterios prácticos, ya que los restos hallados en los niveles inferiores del Trías se conocen mayoritariamente como E. mougeotti y los del Trías Medio y Superior como E. arenaceus, a pesar de su similitud morfológica. Los restos denominados E. mytharum corresponden en su mayoría a moldes internos.
Los pocos restos que se han podido relacionar con grupos taxonómicos concretos no permiten una datación estratigráfica precisa debido a la naturaleza areniscosa de que los sedimentos que los engloban lo que dificultan su conservación y por lo tanto la observación del perímetro foliar, tipos de nerviación y otras morfologías definitorias.
Algunos ejemplares presentan conservados los rasgos morfológicos fundamentales como las soldaduras foliares, que forman el verticilo, dejando libre solamente una pequeña parte de su ápice foliar que finaliza en un diente agudo y afilado muy patente. En la siguiente fotografía se puede ver un ejemplar de Equisetites de Alborache mostrando estas espinas.
 |
| Figura nº 100: Equisetites mostrando sus espinas (Cantera de Alborache) |
En el K1 los restos vegetales aparecen en areniscas intercaladas entre arcillas predominando las Equisetales sobre todo el género-forma Equisetites (Equisesites arenaceus (JAEGER) BRONG y Equisetites cf mitharum HEER), también son abundantes los restos de Schizoneura paradoxa SCHIMPER Y MOUG y los de las Coníferas primitivas representadas por pequeños restos. Son también relativamente abundantes irregulares de foliolos más o menos falciformes con cimas lanceoladas irregularmente redondeadas.
En el K2 los vegetales se encuentran mayoritariamente en areniscas. Se trata de una flora con mismos elementos reconocidos en la unidad anterior. Los restos están desmembrados y flotados. El mayor número de restos en el K2 corresponde a Coníferas. Las únicas clasificaciones que de ellas se hacen se refieren a Voltzia liebeana GEIN y a camas bracteales y semillas de Araucarites sp. También se encuentran Equisetites sp. y restos de Schizoneura paradoxa SCHIMPER Y MOUG) y se cree reconocer Cladophlens elegans PRESL. Aunque muy fragmentados y dispersos los restos de las Cycadofitas son variados, abundando sus escamas bracteales. En la siguiente fotografía se puede apreciar una arenisca del K2 de Turis con gran cantidad de restos vegetales muy fragmentados.
 |
| Figura nº 101: Arenisca con una gran acumulación de restos vegetales. Alborache. |
En la mayoría de los casos los restos aparecen como elementos dispersos y fragmentados dentro de areniscas y por lo tanto transportados desde el interior del continente (A. Pérez López y C. Álvarez Ramis, 1991). En algunos otros casos los restos vegetales aparecen como fragmentos de troncos y tallos más o menos gruesos acumulados en los muros de estratos de arenisca en facies correspondientes a rellenos de canal y depositados cuando decrece la energía en el sistema fluvial que los transporta. En un último caso pueden aparecer como concentraciones en los planos de laminación de las areniscas y corresponderían a depósitos de decantación en momentos de mínima energía.
 |
| Figura nº 102: Arenisca con equisetites y otros restos de vegetales (Fotografía de Marta Alocen). |
Excepcionalmente se reconocen tallos y troncos orientados perpendicularmente a la laminación de las areniscas lo que indica que los vegetales estaban en posición vertical (de vida) cuando se depositaron las areniscas del sistema fluvial (posiblemente depósitos de desbordamiento). En Alborache también se han encontrado gruesos troncos de equisetos en posición de vida tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía.
 |
| Figura nº 103: Tronco grueso de equiseto en posición de vida (perpendicular a la laminación de las areniscas que lo contienen). Cantera de Alborache (Valencia). |
PALEONTOLOGIA DE EQUISETOS:
EQUISETOS (COLAS DE CABALLO):
Los equisetos pertenecen a la Clase denominada Equisetidae (Equisetopsida) o Sphenopsida en Paleobotánica. Las relaciones entre los diferentes grupos de la Clase serían las siguientes (Wikipedia):
 |
| Figura nº 104 |
El Orden Spheniphyllales corresponde a plantas fósiles parecidas a los equisetos que vivieron desde el Devónico hasta el Triásico, siendo muy abundantes durante el Carbonífero.
El Orden tiene una única Familia, Sphenophyllaceae, siendo el género más representativo Sphenophyllum que corresponde a una planta herbácea con tallos delgados (1,5 a 15 mm) y largos, organizada en nudos y entrenudos (ver figura a la derecha) con estriación longitudinal típica continua de un entrenudo a otro. En los nudos, ligeramente engrosados, se sitúan las hojas dispuestas en verticilos se trata de hojas de morfología generalmente laminar cuneiforme con nerviación paralela.
Los Sphenophyllum vivieron en pantanos y posiblemente eran plantas rastreras como parecen indicar las raíces adventicias que se encuentran a lo largo del tallo en algunos fósiles.
El otro orden de las equisoptisidas son las equisetales que a su vez se subdividen en archaeocalamitáceas, calamitáceas y equisetáceas, a estas últimas pertenecen los equisetos, los únicos que sobreviven hoy en dia.
Constan de un rizoma subterráneo con raíces verticiladas y tallos aéreos como se puede ver en el siguiente esquema:
 |
| Figura nº 105: Partes de un equiseto. |
La estructura del tallo se caracteriza por la existencia de canales y conductos. La superficie externa está recubierta por una epidermis con unas crestas (carinas) y unos valles (valéculas). Bajo la epidermis hay un parénquima clorofílico que ayuda a las hojas en la fotosíntesis y después un parénquima cortical con unos canales huecos (lagunas corticales). La parte central del tallo está hueca ocupada por un canal o laguna central. En la siguiente figura se puede ver un corte transversal de un tallo de un equiseto:
 |
| Figura nº 106: Sección transversal de un tallo de equiseto. |
 |
| Figura nº 107. |
 |
| Figura nº 108: Equisetum (Asturias) |
Todas las colas de caballo de hoy son plantas herbáceas con un sistema radicular más o menos ramificado que se desarrolla bajo tierra. Los brotes aéreos crecen a partir de este rizoma, son largos, acanalados, en segmentos (entrenudos) separados entre sí por nodos o paredes transversales (diafragmas). Las hojas aparecen en verticilos, dispuestas en anillos como un collar en los nodos. Los nódulos de las hojas ocupan las partes inferiores de los entrenudos, creando el patrón típico de las colas de caballo.
 |
| Figura nº 109: Verticilo foliar de una cola de caballo (Equisetum). Localidad: Asturias. |
Los órganos reproductores constan de estructuras apicales, en forma de huevo, compuestas por escudos como esporangióforos, donde los esporangios se encuentran en la parte inferior. En la siguiente figura se puede ver un resumen del ciclo de vida de un equiseto actual (Equisetum arbense) que no se debía de diferenciar del ciclo reproductivo de los equisetites triásicos:
Los equisetos o colas de caballo son un tipo de plantas que adquirieron su forma actual entre el Carbonífero y el Pérmico y que se han mantenido sin cambios durante más de 300 millones de años. Los esfenofitos mesozoicos incluyen cuatro morfogéneros principales: Equisetites, Schizoneura, Neocalamites y Phyllotheca. El registro fósil de Schizoneura y Phyllotheca se remonta al Carbonífero del Hemisferio sur, pero fueron más cosmopolitas y diversos durante el Jurásico y Cretácico Inferior. Los fósiles de neocalamites se encuentran desde el Pérmico Superior al Jurásico Inferior con una mayor presencia durante el Triásico Tardío y físicamente se parecían a las calamites de pequeño tamaño.
Algunos investigadores ven diferencias morfológicas entre Neocalamites y Equisetites diferencias que radican en los verticilos foliares fusionados y reducidos en Equisetites y libres hasta la base en Neocalamites. Por otra parte los estribillos de Neocalamites se presentan insertados en el tronco (Vladimirivicz 1958) mediante un largo pedúnculo, cosa que no ocurre en Equisetites. Además Neocalamites presenta costillas principales bien marcadas y continuas a través de los nudos cosa que no sucede en Equisetites donde son alternas.
 |
| Figura nº 110: Equisetites arenaceus. |
Se pensaba que el género Neocalamites había sobrevivido a la transición Pérmico-Triásico pero se ha comprobado que la mayor pafrte de las especies Triásicas de Neocalamites (N. merianii, N. hoerensis) pertenecen al género Schizoneura que tienen más afinidades con equisetites.
Para diferenciar los distintos especímenes fósiles se denominan como Equisetum a las colas de caballo que aparecieron en el Terciario y como Equisetites a las colas de caballo más antiguas. Dentro de estos últimos destacaron Equisetites mougeotii que apareció a principios de Triásico seguido de Equisetites arenaceus que lo hizo a mediados del mismo periodo, alcanzando entonces su apogeo, destacando tanto por su presencia generalizada como por su tamaño que llego a tener troncos de 20 cm de grosor. En la Figura se puede ver la representación artística (KilleWorks) de Equisetites arenaceus unas colas de caballo gigantes (+3 m) del Triásico superior. Estas colas de caballo no tienen partes fértiles que eran estructuras en forma de cono en pequeñas ramas que crecen desde el tronco. Los Equisetites arenaceus se representan acompañados de helechos y una variedad más pequeña de cola de caballo, así como Leptocycas gracilis, una pequeña planta parecida a una palmera.
Otra línea de colas de caballo también característica del Triásico, pero ligeramente diferente, la constituye el género Schizoneura con dos especies dominantes: S. paradoxa en el Triásico temprano y S. merianii del Triásico medio. Todos estos especímenes colonizaron los pantanos y zonas de inundación del Triásico por lo que aparecen en grandes cantidades.
El género Equisetites pasó del Pérmico al Triásico sin grandes cambios y se desarrolló hasta constituir una de las familias de plantas dominantes. Equisetites mougeotii se vivió en el Triásico Temprano y Equisetites arenaceus en el Triásico Medio, con formas de grandes tallos huecos. Ambas especies representan un elemento característico de la flora de, prácticamente, todo Triásico (Wachtler, 2011). Estas especies de colas de caballo triásicas son bastante similares a la actual cola de caballo del pantano (Equisetum palustre) de las que se diferenciar por el tamaño (ver figuras 108 y 109). Sus ramas laterales también son fuertes y numerosas y están divididas en brotes laterales tanto fértiles como estériles.
SPHENOPSIDOS MESOZOICOS:
Los esfenófitos fueron elementos importantes de muchos ecosistemas del Triásico Tardío-Jurásico Temprano en el centro-sur de Europa debido a su abundancia y diversidad en varias floras de la zona. Los taxones más comunes son Equisetites arenaceus y Neocalamites merianii, seguidos de E. conicus, E. macrocoleon, N. schoenleinii y Schizoneura paradoxa.
Equisetites arenaceus es sin duda el esfenofito más común en la mayoría de las floras del Ladiniense y Carniense inferior del sur de Alemania, así como de las floras de Carniense medio de Suiza, mientras que E. conicus y N. merianii parecen haber desempeñado un papel bastante subordinado.
Por su especializada ecología los esfenofitos pueden proporcionar información valiosa con respecto a los ecosistemas en que se desarrollaron. Se conoce que la mayoría de los esfenófitos del Paleozoico tardío han crecido en ambientes relativamente húmedos. Los esfenófitos existentes hoy en día prosperan en un amplio espectro de hábitats, que van desde húmedos a secos, sin embargo, la mayoría de las especies de Equisetum prefieren hábitats húmedos o áreas en las que haya suficiente agua subterránea disponible (SITTE et al. 1998). Equisetum arvense y E. ramosissimum a veces parecen crecer en condiciones xéricas, pero incluso en estos lugares superficialmente secos, el extenso sistema de rizomas llega hasta suelos saturados de agua.
Por lo tanto, es razonable concluir que los esfenófitos mesozoicos probablemente crecieron en los ecotopos más húmedos. Dado que la mayoría de los esfenófitos son clonales, que son plantas que suelen tener mucho éxito, pueden haber ocupado superficies más o menos extensas (monotípicos) a lo largo de los márgenes de las masas de agua. Los rizomas son eficaces para sostener las plantas durante los períodos de inundación, erosión o acumulación de sedimentos. Además, los recursos almacenados en el sistema rizomatoso facilitan la regeneración de los brotes aéreos en el caso de destrucción las partes aéreas de la planta. La reproducción vegetativa por fragmentación, como se ha sugerido para Equisetites arenaceus, puede haber sido ventajosa en estas condiciones, pues los fragmentos de los mismos pueden haber sido transportados por agua para finalmente iniciar nuevos clones en otras áreas.
La sedimentología de los depósitos que contienen plantas en Europa indica que la flora creció en sistemas fluviales meandriformes y/o trenzados donde sin duda el agua creó numerosos hábitats húmedos.
Como ya se ha mencionado las esfenofitas presentan una rápida propagación a través de rizomas, lo cual da lugar a la formación de comunidades, en general monoespecíficas, constituidas por poblaciones con una alta densidad de individuos y también una alta tasa reproductiva neta, lo cual las convierte a este tipo de vegetales en colonizadores rápidos y efectivos de ambientes nuevos. Para el Pérmico podemos considerar a la clase Sphenopsida como uno de los grupos de mayor “éxito” ecológico si lo medimos por la habilidad de un taxón para ocupar y mantener individuos en ambientes físicos y espacios ecológicos (Rothwell, 1996). Estas plantas que muestran durante todo el Pérmico una marcada preferencia en ambientes hidro-higrofíticos, formaron en general comunidades monoespecíficas que aportaron sus tallos, hojas y estructuras reproductivas a los depósitos sedimentarios.
 |
| Figura nº 111: Equisetites arenaceus y Schizoneura merianii. |
GÉNERO EQUISETITES.
El morfogénero Equisetites fue establecido por STERNBERG (1833) para incluir moldes, impresiones y compresiones de tallos que son similares en morfología general al Equisetitum moderno (colas de caballo). El género Equisetitum comprende un grupo pequeño y muy distintivo de plantas vasculares que se reconoce fácilmente en el campo y tiene una distribución subcosmopolita (DES MARAIS et al., 2003). Hoy en día se cree, de forma generalizada, que las colas de caballo modernas divergieron de las equisetitas por anagénesis durante el Cenozoico (DES MARAIS et al., 2003). Sin embargo, la relación exacta entre Equisetites y Equisetitum sigue siendo difícil de establecer.
El registro fósil de Equisetites se remonta al Pérmico Medio y quizás incluso al Pensilvaniense, y aunque el género es conocido, principalmente, a partir de ejemplares encontrados en rocas del Triásico, existen algunos registros como Equisetites mirabilis STERNBERG, E. contractus GOEPERT, E. elongatus FONTAINE y E. stiriatus FONTAINE que aparecen en el Carbonífero (Taylor y Taylor, 1993).
Si se demuestra que Equisetites es en realidad Equisetum, este género ha existido al menos desde el Pérmico y por lo tanto probablemente representa uno de los géneros de plantas vasculares existentes más antiguos. Sin embargo, varios representantes Mesozoicos (Triásico y Jurásico) de Equisetites eran significativamente más grandes que el Equisetum actual. Por ejemplo, Equisetites arenaceus de Triásico tardío tenía tallos de hasta 25 cm de diámetro y las plantas probablemente crecían hasta varios metros de altura. Algunos investigadores (STEWART & ROTHWELL (1993) y SCHWEITZER et al. 1997) especulan que las plantas grandes de Equisetites pueden haber producido xilema secundario, pero aún no hay evidencia directa de esto.
 |
| Figura nº 112: Comparación entre un equisetum actual y un equisetites triásico. Se puede comprobar como las vainas foliares son muy similares con acanaladuras verticales y terminados en espinas. |
Paleontología sistemática.
En el Keuper superior de la Península Ibérica se han descrito las siguientes especies de Equisetales:
-Equisetites arenaceus JAEGER.
-Equisetites mitharum HEER.
- Equisetites latecostatus MUNSTER.
-Schizoneura paradoxa SCHIMPER Y MOUGEOT.
-Schizoneura meridiani SCHLOT
A continuación se describirán sistemáticamente estas especies.
Todas ellas se encuadran dentro de la Familia Equisataceae del Orden Equisetales (División Sphenophyta).
Género Equisetites STERNBERG 1833
Equisetites fue descrito por primera vez en 1833 por Baron Sternberg para diferenciar el Equisetum actual de la especie mesozoica. Equisetites mougeotii fue nombrado en honor al paleobotánico francés Joseph Antoine Mougeot (1815-1889)
Equisetites mougeotii BRONGNIART 1828
Descripción.
Brotes vegetativos:
Las ramas laterales surgen de un eje central y sostienen los órganos fértiles, a veces con más de uno agregados.
En la siguiente imagen se puede ver una lamina (Michael Wachtler, 2016) con una reconstrucción de las diferentes partes de un Equisetites mougeotii:
 |
| Figura nº 113: Equisetites mougeotti. |
Estróbilos fértiles: Son del tipo Equisetostachys richthofeni. Los órganos fértiles salen de las ramas laterales y generalmente se presentan como agregados dispuestos como escudos de peltate con varios apéndices fértiles alargados en la superficie inferior dirigida hacia el eje principal. Los estrobos son esféricos, ligeramente alargados, asentados en un pedúnculo corto y delgado tienen de 4 cm a 6 cm de largo y de 2,5 a 3 cm de ancho y constan de varios verticilos de esporangióforos hexagonales. El peltate los escudos presentan en la superficie inferior alrededor de 8 a 12 esporangios alargados. Los esporangios son como máximo 2 mm de largo y 0,5 mm de ancho. Los estrobos son globosos y densamente empaquetados cuando están inmaduros y cilíndricos cuando están maduros con escudos abiertos para liberar las esporas.
 |
| Figura nº 114: Diorama del Triásico Inferior con reptiles y Equisetites mougeonni |
Equisetites arenaceus (JAEGER 1827):
De la familia Equisetaceae y género Equisetites (STERNBERG 1833) es una especie que aparece ampliamente representada en las floras del Triásico Tardío del Sur de Alemania, Suiza y Austria y raras veces ha sido mencionado fuera de Europa (p. ej., Siberia, Turquestán; JONGMANS, 1922). La primera descripción fue realizada por JAEGER (1827) basada en material del Jurásico del Sur de Alemania, siendo asignado originalmente al género Calamites. Esta asignación se mantuvo hasta que fue transferido Equisetites por SCHENK en 1864. Varios autores han sugerido que Equisetites arenaceus pudiese ser asignado a Equisetum, pero se ha demostrado que la morfología de las esporas de Equisetites arenaceus difiere de la observada en las esporas del género Equisetum.
Planta: se trata de una cola de caballo gigante monopodial de tallos huecos de hasta 20 cm de grosor, segmentados en distancias simétricas. En la parte superior del tronco hay una serie de delicados tallos secundarios que se ramifican a partir de los entrenudos articulados telescopicamente. En la siguiente imagen se puede ver un tronco de equisetites de Alborache con un marcado nudo.
 |
| Figura nº 115: Tronco de equisetites con un nudo bien conservado. Fotografía de Alejandro Palao López. |
Los tallos de E. arenaceus surgen de un rizoma horizontal y los tallos aéreos (brotes primarios) estaban erguidos y podían haber alcanzado diámetros de hasta 25 cm y una altura máxima de 2,5–3,5 m, y hasta 5 m según Kelberhansch (1995). Los brotes aéreos están huecos y se componen de nudos y entrenudos en todas partes. La anatomía interna está formada por una capa de cortical y haces vasculares dispuestos en un anillo que rodea una cavidad medular central que está interrumpida por diafragmas ganglionares.
El diámetro de los brotes es constante desde la base hasta la punta, sin embargo, cerca de esta punta el diámetro disminuye rápidamente dando un ápice con forma de cúpula telescópica. Las microfilas se producen en verticilos en la parte más distal de cada entrenudo.
 |
| Figura nº 116: Ejemplar de Equsetites en el que se puede observar como las hojas se fusionan y desaparecen los surcos y acanaladuras |
Estructura de la hoja: En los nudos entre las secciones hay un collar de hojas fusionadas que se van afilando tal como se puede apreciar en la fotografía de la siguiente figura. Ramas laterales brotan en verticilos desde debajo del collar. Las microfilas proximalmente connadas rodean el tallo como una muñequera en la parte inferior del siguiente entrenudo. Las microfilas individuales se caracterizan por una depresión longitudinal prominente.
 |
| Figura nº 118: Collar de hojas fusionadas de equisetites que se van afilando hasta terminar en una espina (Localidad: Alborache; Valencia) |
Cada microfilo termina en una excrecencia espinosa, que generalmente es efímera y se desprende de la planta relativamente pronto. En la siguiente fotografía se puede ver un ejemplar de Equisetites de Alborache con unos marcados surcos comisurales y una depresión longitudinal:
 |
| Figura nº 119: Detalle de las espinas de un equisetites. Localidad (Alborache) |
Strobilos: redondeados, principalmente ovoides de hasta 5 cm de largo de 2 a 3 cm de ancho, se presentan individualmente o en grupos de tres en las ramas laterales verticiladas del último orden, asentadas en un tallo con cuello corto. Una única influorescencia alargada que alcanza una longitud de hasta 10 cm. Los esporangióforos tienen una cobertura de hojas hexagonales y un ligero umbo. Colgando en la parte inferior numerosos (10-14) sacos de esporas dispuestos alrededor de un accesorio en forma de mesa conectado al eje central.
En la figura de la derecha (Kelber et al 1998 en C.Pott et al 2008) se puede ver una de estas estructuras reproductivas (estribillos) que se localizan en pequeñas ramas laterales que se sitúan en la parte superior de los brotes primarios de las hojas terminadas espinas.
Estróbilos dispersos han sido atribuidos al género Equisetostachys, a veces también a Equicalastrobus.
Por otro lado E. arenaceus también parece haberse reproducido vegetativamente pues se han encontrado varias ramas laterales desprendidas con raíces adventicias en conexión orgánica.
Kelber y Hansch (1995) han planteado la hipótesis de que las ramas laterales se rompen con mucha facilidad y cuando caen sobre el sustrato pantanoso se convierten en nuevas plantas.
Observaciones.
Entre Equisetites mougeotii del Triásico Temprano (Olenekiense-Anisiense) y Equisetites arenaceus del Triásico medio (Ladiniense-Carniense) solo hay diferencias marginales. Ambos pueden considerarse como "colas de caballo gigantes", aunque parece que el más antiguo de los dos era un poco más pequeño.
En la siguiente figura se puede ver un collage con Equisetites encontrados en el yacimiento de Alborache:
 |
| Figura nº 121: Collage de ejemplares de Equisetites arenaceus del Carniense (Alborache) |
Schizoneura merianii WACHTLER 2016
División Sphenophyta
Orden Equisetales DUMORTIER, 1829
Familia Equisetaceae MICHAUX, ex DC, 1804
Género Schizoneura SCHIMPER & MOUGEOT 1844
Se trata de una cola de caballo con tallo monopodial rodeado por vainas de hojas anchas que termina en punta. Tal como se puede ver en la reconstrucción de la siguiente figura la planta consta de hojas estériles estrechas y alargadas en grupos de cuatro ramificaciones de los brotes laterales dos veces por nódulo. Grupos de esporangios en forma de cono, esporangioforos pequeños, hexagonales con sacos de esporas colgando en la parte inferior y la superior cubierta con escudos triangulares.
 |
| Figura nº 122: Schizoneura merianii. |
Descripción.
Planta: Tallos de hasta 12 cm de grosor cubiertos con vainas de hojas anchas y lisas de hasta 1 cm de espesor. Presentan vástagos saliendo del punto de unión nodal y no fusionada con la vaina. Parte superior del brote principal sin las secciones telescópicas de Equisetites arenaceus pero en cambio cubierto con hojas de revestimiento ahusadas. Tallo secundario con bordes igualmente anchos patrón dentado como eje principal.
 |
| Figura nº 123: Tallo de equiseto atribuido a Schizoneura merianni (Keuper) |
Hoja: debajo de las vainas dos rosetas de hojas que se ramifican en grupos de cuatro. Estas de hasta 30 cm de largo, 0,5 cm de ancho. En la etapa juvenil están cerradas, solo se abren en la fase de crecimiento para mostrar grupos de hojas cuádruples.
Strobilos (Echinostachys): strobilos en forma de cono, ya sea elípticamente redondeado o alargado. En la etapa juvenil recubierta de brácteas que se desprenden cuando la planta madura. Esporangióforos hexagonales pero más pequeños (0,3 cm) que los de Equisetites arenaceus y con una mayor número de sacos esporádicos de 0,1 cm colgando abajo en la parte inferior.
 |
| Figura nº 124 Equisetites de dudosa adscripción que podría corresponder con un Schizoneura (Cantera de Alborache). |
Observaciones y ecología
Las infruescencias de Schizoneura merianii del Keuper no muestran paralelismos con el género Neocalamites y las diferencias con Schizoneura paradoxa del Triásico temprano (Buntsandstein) aún deben de estudiarse. Los brotes juveniles de este último, a menudo se muestran aparentemente unidos, representando una etapa de crecimiento temprano que en el curso de desarrollo produce una disposición de cuatro hojas. Tanto en la estructura de los elementos vegetativos, como en la forma hexagonal y la disposición de los grupos de esporangios hay diferencias importantes entre en ambas especies de Schizoneura. Sin embargo, lo que es innegablemente diferente es la disposición de los sacos de esporas, que en Schizoneura paradoxa se organizan en varios círculos alrededor del tallo del esporangióforo (Grauvogel, 1978) mientras estaba en Schizoneura merianii cuelgan de la parte inferior de los esporangióforos cubriendo escudos en una disposición similar a las colas de caballo actuales. Para estas dos especies de Schizoneura la clasificación como Equisetaceae puede considerarse correcta.
Como se ha mencionado anteriormente las investigaciones recientes han establecido que la mayor parte de las especies triásicas de Neocalamites (como N. merianii y N. hoerensis) deben asignarse en el género Schizoneura, que tiene más afinidades con Equisetites que con Neocalamites lo que contradice el pensamiento inicial de que los calamites habían sobrevivido al tránsito Pérmico-Triásico. En el Triásico Medio de Alemania se encuentran muchas esporofilas de delgadas cola de caballo que no pertenecen a Equisetites arenaceus y que también son diferentes a las partes fértiles de las calamitas. Lea Grauvo gel-Stamm (1978) realizó un primer estudio importante sobre la Sphenophyta Schizoneura paradoxa del Triásico Temprano en este estudio estableció que dos estróbilos ligeramente diferentes brotan en la misma planta. Los llamados Echinostachys oblonga son de pequeño tamaño y redondeados, mientras que los llamados Echinostachys cylindrica son más alargados. Los sporangiophoros eran claramente más pequeños, como en Equisetites arenaceus, y los tubos de esporas estaban agrupados alrededor del eje de sujeción y no colgando de la parte inferior de la cubierta como en Equisetites o en todas las especies de Equisetum de hoy (Grauvogel, 1978). Por lo contrario en Schizoneura merianii (Wachtler, 2016) del Triásico Medio este fenómeno no se registra.
EQUISETITES EN ESPAÑA:
Equisetites arenaceus y Schizoneura meridianii han sido descritos por Quintero et al (1977) en areniscas interpretadas como depósitos de un sistema fluvial distal sobre una llanura lutítica en el Keuper Medio de Alpera.
C. Álvarez Ramis describe en el Buntsandtein del Macizo de Montalbán un fragmento de tronco con entrenudos desiguales y una rama lateral que considera de la especie Equisetites mougeotii (Brongniart). También describe un fragmento de un estróbilo globoso con cabezas poligonales peltadas de la parte externa de un esponrangioforo de una equisetal similar a Equisetites arenaceus. Esta autora considera que Equisetites mougeotii se encuentra en el Trías Inferior y cita el encuentro en el Trias Superior andaluz (Busnardo 1975) de Equisetites mytharum HEER, E. arenaceus JACER y E. latecostatus MUNSTER.
Esta misma autora, junto a A. Pérez López, describe en niveles areniscosos del techo del K1 que marcan la transición al K2 en el Subbético, una asociación florística compuesta por Equisetites sp, Schizoneura paradoxa SCHIMPER Y MOUGEOT, Laccopteris elegans PRESL, Cladophebis sp, Pterophyllum aff longifolium HEER, Cycadocarpidium cf erdmani NATH, Voltzia liebeana GEIZTNIZI, junto a escamas y microhojas de coníferas, microconos, moldes de ramas, raíces y rizomas de equisetales. Estos últimos restos se encuentran dispersos y fragmentados dentro de las areniscas correspondientes a restos vegetales (coníferas) transportados desde el interior del continente por un sistema fluvial efímero, también aparecen como tallos y ramas presentes en los muros de los estratos de areniscas y depositados en momentos de descenso de la energía del flujo dentro de un canal fluvial y concentrados por decantación en laminaciones dentro de las areniscas depositadas en canales abandonados en momentos de mínima energía correspondientes a épocas de estiaje.
Los abundantes restos de equisetales que indican que sufrieron poco transporte, corresponden a vegetales autóctonos que vivían en zonas húmedas (márgenes de ríos y lagos más o menos salobres) en una llanura litoral con un clima templado y/o cálido. El que algunos tallos aparecen perpendiculares a la laminación de las areniscas es indicativo de que estos vegetales están en posición de vida y fueron enterrados por rápidos desbordamientos fluviales.
Como ya se ha descrito anteriormente, el medio de sedimentación sería una extensa llanura lutítica costera, con abundantes subambientes litorales, por la que discurre un sistema fluvial efímero dentro de un clima cálido-templado con lluvias torrenciales y fuertes vientos que favorecieron la formación de salmueras litorales.
OTROS FÓSILES VEGETALES DE ESTE YACIMIENTO.
 |
| Figura nº 125: Vegetales fletados (Fotografía de Marta Alocen).. |
Aunque los Equisetites son los vegetales fósiles dominantes en este yacimiento, lógico si se considera que eran un ecosistema prácticamente monoespecifico, tambien se pueden encontrar restos de otros vegetales, pero en peor estado de conservación porque probablemente fueron transportados desde zonas más alejadas.
En la fotografía de la figura de la derecha se puede ver una acumulación de pequeños restos vegetales flotados en un plano de estratificación de una arenisca de grano muy fino.
También se han encontrado otras acumulaciones de restos de vegetales y moldes en mal estado de conservación (limonitizados o carbonizados) de imposible clasificación.
SEMILLAS.
En este yacimiento se han encontrado semillas de vegetales en un deficiente estado de conservación. Estas semillas se han encontrado en las areniscas blancas y son de color pardo, algo carbonizadas, de pequeño tamaño (50 mm), esféricas o ligeramente elípticas. Normalmente se encuentran asociadas a Equisetaceas sin que se encuentre ningún resto de fanerógama identificable, pero presentan un cierto parecido al género Trigonocarpus del Carbonífero. En la siguiente figura se puede ver un collage con las semillas encontradas en el yacimiento de Alborache:
 |
| Figura nº 126; Collage fotográfico con semillas del Carniense de Alborache. |
En el Triásico abundaban muchas plantas con semillas como las Cicadaceas, las Pteridospermas (helechos con semillas) como Dicroidium, las Gimnospermas como las Ginkgoales (Ginkgo) y las Coníferas (pinos y araucarias).
RESUMEN.
Durante el Triásico la Península Ibérica se localizaba en la parte oriental del Supercontinente Pangea a orillas del mar de Tethys, un amplio golfo del Océano Pantalasa. Las tierras emergidas se situaban hacia el Oeste formando parte de un cratón paleozoico (Macizo Ibérico), tectónicamente estable y casi completamente denudado con el mar situado hacia el Este. El clima era tropical árido con dos estaciones (húmeda-seca).
En Triásico Medio-Superior, se produjo en toda Europa Central y Occidental, una regresión y la sedimentación carbonatada de plataforma marina somera del Muschelkalk (Triásico Medio) fue sustituida por una sedimentación evaporítica con muy pocos aportes procedentes del continente como consecuencia de la estabilidad tectónica y climática.
Durante el Triásico Superior (Keuper) en la Cuenca Ibérica y adyacentes (Bética, Ebro y Pirenaica) se depositó una potente serie de evaporitas y sedimentos lutiticos que F. Ortí reunió en el Grupo Valencia que dividió en tres tramos y 5 formaciones que de muro a techo son:
-Formación Arcillas y yesos de Jarafuel (K1): la Unidad basal del Keuper de 100 a 200 metros de espesor que se situa sobre las Capas de Royuela del techo del Muschelkalk se dispone estas formacion que esta compuesta por lutitas versicolores, areniscas, yesos y sales que se depositaron en una llanura lutítica costera en la que la sedimentación predominante fue la de arcillas grises-ocres con ocasionales aportes detríticos (arenas) del continente. Hacia el techo desaparecen los yesos y predominan las arcilllas con costras de teruelitas. En esta llanura se desarrollarían marismas someras evaporíticas con aguas cloruradas y sulfatadas de origen marino.
-Formación Areniscas de Manuel (K2): Unidad de 50 a 200 metros de espesor formada por gruesos bancos de areniscas blancas y rojas con estratificación y laminación cruzada con lutitas versicolores a muro y techo. Se divide en tres tramos: Inferior: compuesto por areniscas con estratificaciones cruzadas planas y de surco, climbing ripples y ripples de corriente, Medio: compuesto por cuerpos de grosor métrico de base erosiva y plana con impresiones de troncos como lag basal con estratificaciones cruzadas planas y de surco que hacia el techo presentan laminación paralela y ripples de corriente que hacia el Este pasan a ripples de oscilación y con algunos niveles flaser y Superior: formado por cuerpos de areniscas de bases planas que presentan estratificaciones cruzadas planas y de surco, laminación de tipo overturned, ripples de oscilación y abundante bioturbación. Son abundantes las costras de jacintos y de teruelitas.
-Formación Arcillas de Cofrentes (K3): compuesta por arcillas rojas (ladrillo) y pasadas verdes con un nivel guía de dolomías con fauna marina hacia el muro (+- 1 m). Las facies corresponden a depósitos de llanura de inundación distal con marcada influencia mareal por recesión de un aparato fluvial. Su grosor oscila entre los 40 y los 60 metros y ha sido ampliamente explotada por la industria ceramica.
-Formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4): compuesta de arcillas rojas con nódulos y vetas de yesos blancos y rojos depositadas en una llanura lutítica distal con desarrollo de sabkhas y lagunas salinas. La formación se divide en una Unidad basal o inferior (K4a) muy arcillosa, una Unidad central o intermedia (K4b) formada por halita y una Unidad superior (K4c) anhidrítica.
-Formación Yesos de Ayora (K5): Compuesta por yesos blancos, grises y negros con lutitas y dolomías. El medio de sedimentación de esta formación corresponde a salinas de aguas permanentes, pero confinadas, que evolucionan a lagoon restringido.
-Formación Dolomías tableadas de Imón (K6): compuesta por dolomías tableadas y masivas grises. Depositadas en una plataforma marina somera.
Estas formaciones se depositaron durante el Carniense-Noriense y la sedimentación evaporítica concluyó en el inicio del Jurásico con una transgresión marina y la vuelta a las condiciones de sedimentación marina somera.
Dentro de este conjunto lutítico-evaporírico las Areniscas de Manuel constituyen un intervalo caracterizado por una sedimentación detrítica más gruesa cuyo origen es un cambio climático muy importante: el Episodio Pluvial Carniense.
Durante 5 millones de años (+-230 Ma.) en la orilla occidental del supercontinente Pangea tuvo lugar la erupción de un arco-isla (Wrangelia) con la emisión de miles de millones de toneladas de gases y cenizas lo que ocasionó un cambio climático a escala mundial. Este cambio climático conocido como Evento o Episodio Pluvial Carniese (CPE) supuso un gran aumento de las precipitaciones (1.400 mm/año), lluvias que configuraron nuevos sistemas fluviales que movilizaron los sedimentos acumulados sobre las tierras elevadas del cratón paleozoico y los transportaron hacia la costa. El cambio se produjo en al menos 4 pulsaciones en el límite Juliense-Tuvaliense (Carniense) y tuvo una duración de 1 a 2 millones de años.
Durante el CPE se han contabilizado tres (posiblemente 4) perturbaciones del ciclo del carbono que CPEcoinciden con un intervalo de gran cambio biológico en el que se extinguieron muchos taxones marinos (crinoideos, equinoideos, bivalvos, briozoos, conodontes y ammonoideos). Estas extinciones están relacionadas con las grandes perdidas que, especialmente durante el Carniense, sufrio el bentos marino y por lo tanto la disponibilidad de alimento, probablemente debido al aumento de la entrada de sedimentos y la eutrofización en ambientes de aguas poco profundas. La edad exacta de esta pérdida aún no está resuelta y por ello aun no puede vincularse a ningún NCIE. Sin embargo el momento de la extinción de los grupos pelágicos, bioestratigráficamente significativos, está mucho mejor limitado. Por ejmeplo se sabe que, aproximadamente, el 70 % de los géneros de conodontos se extinguieron en el límite Juliense-Tuvaliense y que al mismo tiempo, el grupo de ammononites dominante, los Trachyceratinae, prácticamente desapareció y fue sustituida por otro grupo: los Tropitidae. Estos dos eventos se puede correlacionar estratigráficamente con el NCIE-3. Es decir, aproximadamente 0,4-0,5 millones de años después del inicio del CPE.
En tierra firme y durante el Carniende , se documenta un cambio importante en la flora y la fauna de vertebrados.
En la flora los estudios palinológicos muestran un pico de diversidad durante el Juliense 2 (Carniense temprano) y las asociaciones de esporomorfos están dominadas por elementos higrofíticos lo que seria una indicación de condiciones climáticas más húmedas. Se documenta una enorme disminución (+-50 %) en la diversidad de esporomorfos entre el Carniense temprano y el Noriense, siendo esta la segunda disminución más grave de la microflora después de la extinción masiva del límite Pérmico-Triásico.
En la fauna a finales del Carniense se produjo una grave extinción entre los tetrápodos: asi, los rincosaurios, los dicinodontes y los chiniquodóntidos se extinguieron esencialmente a finales del Carniense. La primera gran diversificación de los dinosaurios en el Tuvaliense fue muy cercana a la extinción de la fauna de tetrápodos, y tal vez favorecida por ella. Un estudio reciente sobre icno-asociaciones de tetrápodos en la sucesión sedimentaria de los Dolomitas muestra que hay un cambio importante entre el Juliense y el Tuvaliense: el conjunto de icno-asociaciones cambia de estar dominadas por Crurotarsos en el Juliense a una asociación mixta de Crurotarsos y Dinosaurios en el Tuvaliense temprano y a dominadas por Dinosaurios en el Tuvaliense final-Noriense. Otra vez este gran cambio biótico habría sido en el NCIE-3.
La revisión de los registros de isótopos de carbono existentes y nuevos análisis de isótopos de carbono de la materia orgánica, junto con una calibración bioestratigráfica refinada de las sucesiones sedimentarias marinas del reino de Tethys demuestra que tres, y posiblemente cuatro, importantes cambios negativos acaecieron el Episodio Pluvial de Carniense (CPE).
El primer cambio negativo de δ13CTOC, ya reconocido en muchos entornos geológicos diferentes, ocurrió en el límite Juliense 1-Juliense 2. El segundo se sitúa dentro del 2 Juliense 2; el tercer cambio negativo de δ13CTOC ocurrió en el límite Juliense-Tuvaliense y se registra una posible cuarta cambio en el límite Tuvaliense1–Tuvaliense 2.
La aparición de los primeros tres cambios en diferentes sitios en los mismos niveles estratigráficos, el análisis de pirólisis de Rock-Eval y los datos de isótopos de carbono de la madera, muestran que las variaciones de δ13C representan cambios en la composición isotópica del ciclo del carbono. El instante de los cambios negativos de δ13C coincidio con pulsos húmedos, lo que puede explicar la mayor entrada de siliciclásticos en las cuencas sedimentarias y la crisis mundial en los depósitos de carbonato de aguas poco profundas. Se puede apreciar un vínculo potencial entre las extinciones y las radiaciones cerca del límite Juliense-Tuvaliense y el tercer cambio en los isótopos de carbono negativos del Episodio Pluvial de Carnian.
Las inyecciones repetidas de CO2 empobrecido en 13C en el sistema océano-atmósfera del Carniense desencadenaron distintas perturbaciones climáticas, lo que afecto a los ecosistemas. De manera similar a otros cambios climáticos relacionados con LIP en la historia de la Tierra, se cree que los diferentes pulsos eruptivos acaecidos en el LIP de Wrangellia desencadenaron las perturbaciones del ciclo del carbono y condujeron a extinciones en el límite Juliense-Tuvaliense.
Los sedimentos arenosos del K2 fueron depositados en los cursos altos y medios de
 |
| Collage fotográfico con ripples y laminaciones de ripples de la Cantera de Alborache. |
La presencia de abundantes restos vegetales en las areniscas indica un medio de sedimentación de llanura lutítica costera por la que fluye un sistema fluvial efímero en un clima cálido-templado y/o tropical con lluvias torrenciales.
Los restos de mayor tamaño corresponden a vegetales autóctonos (Equisetaceas) que vivían en zonas húmedas (pantanos, zonas encharcadas a orillas de ríos y lagos más o menos salobres) en una llanura litoral con un clima templado y/o cálido. Estas plantas, por su cantidad y estado de conservación, denotan que no han sufrido apenas transporte, es decir que se trata de plantas autóctonas. Sus diámetros nos indica un crecimiento continuo que evidencia la existencia de un clima muy cálido y uniforme.
Los restos vegetales más fragmentados y dispersos corresponden a vegetación alóctona que sufrió un largo transporte desde el interior del continente. Estas últimas están muy disgregadas encontrándose aislados sus aparatos vegetativo (ramas, hojuelas y troncos) y el reproductor. Los restos más frecuentes son semillas y brácteas de Coníferas y Cycadales que indicarían la existencia de un hábitat correspondiente una llanura esteparia semidesértica con un cierto grado de humedad posiblemente hacia la zona más próxima a las tierras emergidas del Macizo Ibérico.
La aparición de tallos y ramas de vegetales arrastrados en los muros de los estratos indican momentos de gran energía del flujo de la corriente dentro de los canales fluviales, en cambio la presencia de restos de vegetales acumulados (flotados) en las laminaciones de las areniscas indican momentos de mínima energía (estiaje) con decantaciones en canales abandonados.
A veces se encuentran tallos perpendiculares a la laminación de las areniscas que corresponden a vegetales en posición de vida enterrados por desbordamientos laterales durante las inundaciones.
En las zonas costeras se desarrolló una plataforma mareal en la que proliferaron tetrápodos semiacuáticos, principalmente tortugas, que dejaron en los sedimentos mareales abundantes huellas de su paso y que se han adscrito a los ichnogeneros Emydhipus y Chelonipus.
La finalización del periodo lluvioso provocó la recesión de los sistemas fluviales arenosos y la implantación de una llanura de inundación lutítica con influencias mareales en la que se depositarán las arcillas rojas y verdes del K3 (F. Arcillas de Cofrentes) en la que aparecen intercalaciones de dolomías amarillas con ripples y cefalópodos.
Finalmente se produce la vuelta a un clima cálido y árido, sin aportes de agua del continente y con menos de sedimentos detríticos, lo que favoreció la aparición de sabkhas y lagunas salinas, que pudieron sufrir periódicas inundaciones marinas, con la formación de salmueras a partir de las que precipitaron grandes entidades de evaporitas.
 |
| Esta figura bien puede servir como resumen de esta entrada: un pequeño dinosaurio camina bajo la lluvia del Episodio Pluvial Carniense dejando las huellas de su paso en el fango de un pantano. |
AGRADECIMIENTOS:
Agradezco la colaboración que me han prestado para la realización de este artículo a:
Alejandro Palao López
Marta Alocen Morales
Constantino Benedicto
BIBLIOGRAFÍA:
Hoja 721 (Cheste). Instituto Geológico de España.
Hoja 695 (Liria). Instituto Geológico de España.
Hoja 666 (Chelva). Instituto Geológico de España.
Hoja 777 (Alzira). Instituto Geológico de España,
Hoja 768 (Ayora). Instituto Geológico de España.
F. Ortí Cabo, 1973. El Keuper del Levante Español.
A. Goy y A. Yébenes, 1977. Características, extensión y edad de la Formación Dolomías Tableadas de Imón.
S. Hernando Costa, 1977. Aspectos paleogeográficos del «Keuper» en el borde SW de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica.
J. Quintero et al, 1977. El Trías de facies germánica de Alpera.
T. de Torres Pérez-Hidalgo y Antonio Sánchez Jiménez. Espesores de las Facies Keuper en la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica y en el Dominio Prebético.
Sole de Porta & Orí Cabo, 1982. Primeros datos cromoestratigráficos de las series evaporíticas del Triásico superior de Valencia (España).
C. Alvarez-Ramis, 1982. Presencia de Equisetites en el Buntsandstein de la Cordillera Ibérica.
R. Castaño et al. 1987. Naturaleza, origen y distribución de los minerales de la arcilla en la Cuenca Triásica (Keuper) del Área de Valencia.
E. Aracil y S. Hernando, 1988. Las facies Keuper al SW de la Provincia de Soria.
C. Sanz de Galdeano, 1990. La prolongación hacia el Sur de las Fosas y desgarres del Norte y Centro de Europa: una propuesta de interpretación.
C. Santiesteban et al, 1990. Tectonica y sedimentación en el margen Oeste del “rift” terciario del Valle de Ayora (Valencia).
A.Pérez-López & C. Alvarez-Ramis, 1991. La macroflora Keuper en la Zona Subbética y su relación con las facies sedimentológicas para una interpretación paleoambiental.
Antonio Goy, 1995. Ammonoideos del Triásico Medio de España. Bioestratigráfia y correlaciones.
C. Álvarez Ramis y A. Pérez-López, 1996. Megaflora hallada en el Trías de Facies Germánica del sector central de la Cordillera Bética.
Díaz Martínez, 1999. Análisis composicional de la Formación Areniscas de Manuel (Triásico superior) en las secciones de Almansa, Montealegre y Manuel (Provincias de Albacete, Valencia, Zona Prebética oriental). Resultados preliminares.
A.Arche, 2.002. Control climático, tectónico y eustático en depósitos del Carniense (Triásico Superior) del SE de la Península Ibérica.
M. Avanzini et al, 2005. Turtle tracks from the Late Jurasic of Asturias, Spain.
Juan Alberto Pérez Valera, 2005. Ammonoideos y bioestratigráfia del triásico Medio (Anisiense superior – Ladiniense) en la sección de Calasparra (sector oriental de la Cordillera Bética, Murcia, España).
Christian Pott, Hans Kerp & Michael Krings, 2008. Sphenophytes from the Carnian (Upper Triassic) of Lunz am See (Lower Austria).
J. Suarez Alba, 2007. La Mancha Triassic and Lower Lias Stratigrafy, a well log interpretation.
Von Klaus-Peter Kelber, Würzburg, 2009. Lebensbilder der Unterkeuperzeit im Spiegel der paläontologischen Forschung
Anna Breda et al, 2009. The Carnian Pluvial Event in the Tofane area (Cortina d‘Ampezzo, Dolomites, Italy).
Guido Roghi et al. 2010. Palinological correlation of Carnian humid pulses throughout western Tethys.
Nereo Preto, Evelyn Kustatscher, Paul B. Wignall, 2010. Triassic climates — State of the art and perspectives.
Marco Balini et al, 2010. Triassic ammonoid bioestratigrafy: an overview.
Michael Wachtler, 2011. Horsetails from the early-middle Triassic (Anisian) Piz da Peres (Dolomites - Northern Italy).
Nuria Sole de Porta & F. Ortí Cabo, 1982. Primeros datos cronoestratigráficos de las series evaporíticas del Triásico Superior de Valencia (España).
Jenaro Gil Marco, 2013. Los Jacintos de Compostela del Keuper de la Cuenca Mijares-Palancia: Canales-Andilla (Castellón-Valencia), España
V. Borruel-Abadía et al, 2014. Palaeoenvironmental reconstruction of the early Anisian from sedimentology and plant remains in the SE Iberian Range (E Spain).
J. Escudero-Mozo, 2015. Middle Triassic carbonate platforms in eastern Iberia: Evolution of their fauna and palaeogeographic significance in the western Tethys.
Pérez-Valera et al, 2016. Los ammonoideos del Triásico Medio de España. Implicaciones Bioestratigráficas y Paleobiogeográficas.
Michael Wachtler 2016. The development of horsetails in the Mesozoic.
Asher J. Lichtig, Spencer G. Lucas, Hendrik Klein & David M. Lovelace, 2017. Triassic turtle tracks and the origin of turtles.
F. Ortí, A. Pérez-López, J.M. Salvany, 2017. Triassic evaporites of Iberia: Sedimentological and palaeogeographical implications for the western Neotethys evolution during the Middle Triassic–Earliest Jurassic
M.Reolid et al, 2018. Ichnological evidence of semi-aquatic locomotion in early turtles from eastern Iberia during the Carnian Humid Episode (Late Triassic).
C.L. Liesa et al, 2018. La Tectónica de inversión en una región intraplaca: la Cordillera Ibérica.
Bilal U. Hap, 2018. Triassic Eustatic Variations Reexamined.
J. López-Gómez et al. 2019. Permian-Triassic Rifting Stage.
F. Ortí, A. Pérez-López, F. Pérez-Valera, C. Benedicto, 2022. Isotope composición of de Middle Triassic-Early Jurasic sulfates in eastern Ibérica. Sedimentary geology 431 (2022).
F. Ortí y R. Vaquer 1980. Volcanismo jurásico del sector valenciano de la Cordillera Ibérica. Distribución y trama estructural.
M.Lago et al. 1996. Características de los magmatismos alcalino y subalalino pre-Hettangiense del borde SE de la Cordillera Ibérica.
R.Mª. Martínez-González et al. 1997. El volcanismo triásico y Jurásico del sector SE de la Cadena Ibérica y su relación con los estadios del rift mesozoicos.
M.Lago et al. 1999. Las doleritas toleiticas triásicas del sector SE de la Cordillera Ibérica: petrología y geoquímica.
Tomás Sanz, Marceliano Lago, Carlos Galé, Teresa Ubide, Andrés Pocoví y Andrés Gil. Geogaceta 54 (2013). Las rocas magmáticas de la Sierra de Tramuntana (N de Mallorca, España): contexto estratigráfico
Te escribo desde muy cerquita de la mina de azabache de Oles en Villaviciosa de Asturias y las icnitas de la playa del Merón. Es un lujo tener esta información disponible de estos 10 años del blog. No tengo formación para comprender todos los datos técnicos pero releo artículos conforme voy aprendiendo cosas. Hoy he descubierto que la arenisca roja de las "murias" (cierre de piedras encajadas sin argamasa que cierran mi finca) de mi casa ¡Pueden tener semillas de coníferas del Jurásico! ¡Esas bolitas color sangre oscura que tanto me llaman la atención incrustadas en la misma roca!
ResponderEliminarUn abrazo y muchas gracias
No seria de extrañar la vegetacióon era muy abundante en el delta jurásico asturiano y seria raro que no fosilizaran semillas.
EliminarExcelente publicación José María, pedagógica y detallada. ¡La tengo que volver a leer! Gracias por compartirla
ResponderEliminarGracias Pepe, un poco densa pero el Carniense es demasiado importante como para andar con resumenes.
Eliminar