PRIMER REGISTRO DE FOSILES DE BIVALVOS EN EL BUNTSANDTEIN DE LA CORDILLERA IBERICA.

 

RESUMEN:

En esta entrada se describirán, por primera vez, fósiles de bivalvos marinos encontrados en el Buntsandtein de la Cordillera Ibérica, concretamente en las areniscas ferruginosas de la parte más alta de la Formación Areniscas del Cañizar (o del Garbí) en la Sierra Calderona (Náquera). Los restos encontrados corresponden a dos ejemplares de bivalvos uno de ellos atribuido al Genero Clararia, un ostreido cosmopolita y característico del Triásico Inferior y otro conservado como un molde con gruesas costillas que no se ha podido atribuir a un organismo concreto, pero de indudable origen marino. 

Se considera que el descubrimiento es importante por ser la primera que se mencionan restos fósiles directos de origen marino en el Buntsandtein Ibérico con las consideraciones paleogeográficas que ello acarrea. 

ANTECEDENTES GEOLOGICOS

La zona donde se han encontrado los fósiles se encuentra en la Hoja de Sagunto (Valencia), en la terminación oriental de la Cordillera Ibérica dentro de su Sector Levantino. Se encuentra inmediatamente al este del Surco de Valencia, concretamente en la Rama Castellano-Valenciana, tal como se puede ver en la siguiente figura. 

Figura nº 1: Esquema geológico de la Cordillera Ibérica con indicación de la situación de la
Sierra Calderona en el Sector Levantino de la Rama Castellana. 

Esta Cordillera es una cadena intraplaca formada como consecuencia del acortamiento producido por la aproximación entre Eurasia y África acaecida en el Cretácico superior - Oligoceno. A diferencia de otros orógenos Alpinos, la Cordillera Ibérica no muestra los rasgos que caracterizan a aquellos, ya que carece de metamorfismo y la actividad magmática es modesta, concentrándose únicamente en las doleritas triásico-jurásicas y en las emisiones basálticas del Jurásico de Caudiel. 

Las rocas del Triásico de la Cuenca Ibérica aparecen en las tres facies que corresponden a las tres unidades de tipo germánico: Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper. En la zona de Náquera nos enfocamos en la facies Buntsandstein, representada por unidades siliciclásticas consideradas de origen continental. Estas unidades han sido extensamente investigadas desde la década de 1970 y clasificadas en categorías de formación según criterios exclusivamente litoestratigráficos debido a la casi completa ausencia de fósiles de valor estratigráfico.

En el Anisiense el Macizo Ibérico formaba parte del supercontinente Pangea y se localizaba en una zona donde se estaba abriendo (rifting) y avanzando hacia el este el Océano Tethys tal como se puede ver en la siguiente figura:  

Figura nº 2: Mapa paleogeográfico del límite Pérmico-Triásico (ca. 250 m.a) mostrando la situación
del Océano Neotethys. La linea roja discontinua muestra la situación de la Región del Mediterráneo
Oriental (Stampfy y Borel, 2002).   

Durante el Buntsandtein el desarrollo extensional del rift ibérico está caracterizado por una red fallas de dirección NW-SE que controlan la geometría y el tipo de sedimentación y que se han interpretado como fallas lístricas de gran parecido con las fallas que en la actualidad están afectando al Este de África. Se trataría de un semigraben colmatado por depósitos de sistemas fluviales, lagos y abanicos aluviales. 

Figura nº 3: Perfil geológico de parte de la Sierra Calderona mostrando la serie
litoestratigráfica y los saltos producidos por la intensa fracturación. 

En la base de las secuencias del Triásico es común encontrar conglomerados de clastos cuarciticos subredondeados a subangulosos, soportados en matriz, con areniscas intercaladas. En las diferentes subcuencas, la base de estos depósitos geruesos muestra un sistema de drenaje transversal al margen de cuenca de sedimentación mostrando un patrón más bien radial típico de depósitos de abanicos aluviales proximales. Sin embargo, en la parte superior de estos conglomerados, las paleocorrientes son paralelas al eje de la cuenca y apuntan al SE y se han considerado como depositados por sistemas fluviales trenzados de grava, tal como se puede ver en el bloque diagrama de la siguiente figura. 

 

 

Sin embargo, es importante señalar la presencia de lechos de areniscas de granos muy redondeados y ventifactos aislados que, junto con otras evidencias sedimentológicas, se ha relacionado con condiciones climáticas marcadamente áridas que contrastan con el clima estacional y húmedo de la región en la etapa anterior. En ausencia de datos de edad directos, su ubicación estratigráfica apunta al Olenekiense inferior (Triásico inferior), una época de condiciones climáticas áridas a la escala de Europa occidental.

 

Sobreyacentes a los conglomerados basales, una unidad arenosa es la más representativa del Triásico continental en la cuenca ibérica por sus espectaculares afloramientos. Aunque su nombre cambia de un área geográfica a otra (Fm Rillo de Gallo, Fm Cañizar) sus características sedimentarias básicas son continuas lateralmente y permiten correlaciones litoestratigráficas (López-Gómez et al. 2012). Estas rocas yacen discordantemente sobre el basamento varisco y sobre rocas pérmicas, o de otro modo conforme sobre los depósitos de conglomerados. El espesor oscila entre 80 y 140 metros y está compuesto principalmente por areniscas rojas (subarcosas) de diferente granulometría y escasos clastos de cuarcitas subredondeadas. Las rocas han sido interpretadas como depositadas por sistemas fluviales trenzados arenosos que localmente muestran una reelaboración eólica (López-Gómez et al. 2012) que pasan a ser mayoritariamente eólicos en el margen SW de la cuenca del Ebro (área de Montalbán). Es de resaltar que algunos investigadores han considerado que esta formación se deposito bajo una influencia mareal.

Respecto a su edad se ha datado, en la cuenca SE Ibérica, un conjunto de polen y esporas de la parte superior de esta sucesión que sugiere una edad Anisiense temprano. Por ello la mayor parte de la unidad puede ser asignada al Olenekiense Superior aunque López-Gómez et al. (2012) la consideran Smithiense Superior. 

Transicionalmente sobre estas unidades arenosas hay otros depósitos, también considerados como de origen continental, que, nuevamente, han recibido diferentes nombres de formación (por ejemplo, Fm Arandilla, Fm Cercadillo, Fm Eslida, Fm. Serra) dependiendo de su ubicación geográfica y del autor. Estas Unidades están formadas por alternancias de areniscas rojas y gruesos lechos de limolitas, las areniscas son arcosas y subarcosas de grano fino a grueso. Las limolitas contienen insectos, abundante bioturbación, huellas de raíces y paleosuelos junto a huellas de vertebrados y restos vegetales. El espesor de la formación varía desde unos pocos metros hasta >600 m en diferentes depocentros aunque estos espesores deberían ser revisados (JM.Montes, 2019). Estas rocas han sido interpretadas como sistemas fluviales serpenteantes y trenzados arenosos que cruzan amplias llanuras aluviales con pequeños lagos y lagunas, quizás bajo influencia mareal si tenemos en cuenta la presencia de bioturbaciones (Thalassinoides) en el muro de algunos bancos de areniscas (Marines). En el margen SW de la cuenca del Ebro (área de Montalbán), algunas secuencias muestran depósitos eólicos. Los escasos restos de plantas y huellas de vertebrados encontrados indican una edad Anisiense. Recientemente se ha datado una asociación palinológica que ha dado una edad más precisa: Anisiense medio (Juncal et al. 2016a, b).

Figura nº 5: Figura tomada de Geodía. 

La compartimentación semigraben de la cuenca ibérica está indicada por el hundimiento generalizado de las subcuencas de las etapas del Triásico Inferior al Triásico Medio, la ampliación de sus áreas de sedimentación, sus espesores variables, la forma asimétrica de los mapas isopacas y sus características geométricas. En la siguiente figura, tomada de A. Arche y J. López-Gómez (1996) se puede ver una reconstrucción del trazado de las fallas límite de la Cuenca Ibérica durante el Permotrias.  

Figura nº 6: Esquema con la situación de las fallas limite de la Cuenca Ibérica.

La etapa de máximo ensanchamiento de las cuencas del rift, o etapa madura del rifting, coincidió con la incursión del mar de Tethys en la cuenca ibérica (Escudero-Mozo et al. 2014).

 

La evolución del primer ciclo de rifting hasta la primera incursión marina se puede resumir en las siguientes características tectono-sedimentarias: 

 

(i)             etapas de syn-rift de corta duración entre hiatos largos en el registro sedimentario;

 

(ii)            una etapa inicial del Pérmico Temprano de reactivación de fallas de rumbo varisco tardío caracterizada por cuencas pequeñas (±10 km), hundimiento rápido y vulcanismo de afinidad calco-alcalina; 

 

(iii)          una etapa del Pérmico medio-tardío de extensión lateral y sedimentación aluvial a fluvial en cuencas medianas (±25–65 km) con vulcanismo muy local de afinidad alcalina; 

 

(iv)          una fase extensional del Triásico Tardío Inferior al Triásico Medio de llenado diacrónico de depósitos fluviales-eólicos en cuencas más grandes de diferentes sistemas de rift que finalmente se interconectaron; y 

 

(v)           una etapa posterior al rift de rápida transgresión marina del Triásico Medio del mar de Tethys siguiendo corredores entre las áreas aún elevadas.

 

Figura nº 7: Columna litoestratigráfica del Mesozoico de la Cordillera Ibérica con sus
megaciclos sedimentarias y las correspondientes etapas de rifting.

El modelo geotectónico de la Cordillera Ibérica fue esbozado por Álvaro et al., (1979) quienes consideraron que el origen de la cordillera se debe al plegamiento, durante las fases alpinas, de un aulacógeno que funcionó como tal durante el Trías y Lías en sus etapas de graben, transición y subsidencia (“downwarping”). Los movimientos Neociméricos y Austricos interrumpieron este proceso, que volvió́ a reanudarse durante el Cretácico superior con un nuevo “downwarping” hasta que al final del Cretácico y a principios del Terciario se produce la etapa compresiva, se pliega la cadena y se reanuda la sedimentación durante el terciario (IGME, 1985). 

Figura nº 8: Evolución Paleogeográfica.

Anticlinorio de Sierra Calderona.

 

Es la gran estructura que domina toda la zona formando un relieve acusado que destaca entre dos zonas deprimidas: La Plana de Valencia-Sagunto y la Depresión del Palancia. Esta estructura está formada por materiales mesozoicos poco plegados e intensamente fracturados de tal manera que, mas que a una estructura anticlinal, la Sierra correspondería a una zona tabular poco o nada plegada. Un rasgo estructural característico de este dominio es la presencia de fallas inversas de dirección N70ºE a E-O, con salto en ocasiones importante, que hacen aflorar los términos más bajos de la serie estratigráfica (Formación Alcotas y eventualmente el zócalo paleozoico, ya fuera de hoja). Estas fallas inversas van asociadas a fallas N130-140ºE, de gran longitud, que actúan como transfers y corresponden a desgarres dextrales. Otro rasgo estructural importante es la presencia de anticlinales de ejes norteados donde aflora el Buntsandstein basal, que suelen tener el flanco occidental fallado y hundido, como sucede en El Corgo y en Baixadors-Saragatillo. 

Figura nº 9: Corte geológico de la Sierra Calderona (Fuente: IGME):

La zona de Náquera presenta una disposición estructural subhorizontal dominada por una serie de muelas constituidas por las dolomías de la Fm. Landete (Muschelkalk Inferior) y extensos afloramientos del Buntsantein (Fm. Marines, Garbí y Serra). Las estructuras principales son las fallas de las que se distinguen dos familias: 

-una principal de dirección NW-SE típicamente ibérica, que incluye la falla que separa por el SW los afloramientos Triásicos de la Sierra Calderona de los jurásicos y terciarios de la Cuenca del Carraixet. 

-una secundaria de dirección transversal a la primera (NE-SW), típicamente catalana, más densa, y que forma pequeños semigravens en cuyo borde Suroriental afloran los sedimentos más antiguos (Fm. Marines o Alcotas). 

 

Ocasionalmente (Náquera, La Contienda) aparecen pliegues laxos de dirección catalana que en Náquera gira hasta acoplarse a la falla ibérica que limita la Calderona por el SW. 

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico (IGME) de la zona de Náquera donde se puede apreciar lo expuesto anteriormente:

Figura nº 10: Mapa geológico de la zona de Náquera (Valencia).

 

Los materiales de La Cantera del Pí del Salt presentan una disposición subhorizontal y estructurante solo están afectados por algunos planos de falla de poca importancia.

Figura nº 11: Plano de falla en el frente de la cantera del Alt del Pí (Náquera).

ESTRATIGRAFIA DE LA SIERRA CALDERONA EN NÁQUERA:

 

En la Memoria de la Hoja 668 (Sagunto) de la 3º edición del MAGNA recientemente publicada se hace el siguiente resumen de la estratigrafía del Buntsandtein de la Sierra Calderona, resumen basado en los trabajos de Arche & Gómez y de P. Garay:

 

Formación Limos y areniscas de Alcotas. 

La presente formación, también denominada Conglomerados, areniscas y lutitas de Marines por Garay (op.cit.), es la más antigua que afora en la zona de Náquera, y sus condiciones de afloramiento no suelen ser buenas al estar muy recubierta por los derrubios de la formación suprayacente. No es posible observar la base de la unidad, al estar afectada por la intensa tectónica regional, en Marines se dispone en clara discordancia sobre el Carbonífero en facies Culm con un pequeño tramo de conglomerados silíceos muy ferruginosos (Formacion Boniches).

Figura nº 13: Conglomerados clastosoportados ferruginosos de clastos silícios subredondeados y subesféricos de tamaño grava (1-2 cmts). Localidad Marines (Valencia)   

La Unidad está́ compuesta por niveles métricos de lutitas rojas, violáceas y en ocasiones verdosas, de aspecto masivo y a veces lajoso (pizarroso). Alternan con niveles decimétricos y de hasta 3 metros de areniscas de cemento cuarcítico, a menudo con un contenido bastante alto de moscovita. Eventualmente puede existir algún pequeño nivel conglomerático. Según P. Garay el espesor del conjunto alcanza los 380 metros en las cercanías de Marines Viejo, aunque no se han podido observar cortes completos dentro de la hoja de Sagunto debido a la intensa tectonización. 

Figura nº 14: Cuarcitas y lutitas rojas con una marcada esquistosidad. Localidad: Chovar (Castellón). 

Los niveles areniscosos se organizan en secuencias de canal con bases erosivas, estratificaciones cruzadas planares y en surco y ripples de corriente a techo de las capas. Los niveles lutíticos presentan decoloraciones, posiblemente de origen edáfico. Se interpretan como sedimentos de llanura de inundación con desarrollo de sistemas fluviales de baja sinuosidad. 

El contenido fosilífero de la formación es escaso. Viallard (1973) y Doubinger et al. (1990) describen unas asociaciones de esporas y pólenes que definen una edad Thüringiense (Pérmico superior). 

En la fotografía de la siguiente imagen se puede ver el contacto neto ente las lutitas rojas de la Fm. Alcotas y las areniscas amarillentas de la Fm. Cañizar, esta superficie marcaría el contacto Pérmico- Triásico y su edad correspondería a la última época del Paleozoico, el Lopingiense superior o al Changhsingiense la última edad del Pérmico comprendida entre los 254,14 y los 251,902 m.a.  

Figura nº 15: Contacto neto en las lutitas rojas pizarrosas de la Formacion Limos
y areniscas de Alcotas del Pérmico y las areniscas rojizas de grano muy grueso de
la Formación Areniscas de Cañizar del Triásico Inferior (Scytiense). Localidad:
Villamarchante (Valencia).  

Formación Areniscas del Cañizar. 

La Formación Areniscas del Cañizar o Areniscas el Garbí es la primera del ciclo Mesozoico y se presenta en forma de fuertes escarpes al tratarse de una formación, de un espesor comprendido entre los 120 y los 150 metros, muy competente entre dos formaciones de comportamiento incompetente. Se trata de areniscas ortocuarcíticas y arcósicas muy compactas, de tonos rojizos y blanquecinos, estratificadas en bancos gruesos o de aspecto masivo. Localmente pueden presentar intercalaciones centimétricas de limolitas arenosas y lutitas rojas, más frecuentes hacia el techo de la unidad. 

Figura nº 16: Contacto neto entre las lutitas de la Formación Acotas y las areniscas de la Formación
Cañizar muy similar al que aparece en Náquera. Localidad: Chovar (Castellón). 

En el corte tipo del Garbí, la Formación está compuesta por areniscas con alguna intercalación esporádica de lutitas rojas que se sitúan sobre un nivel basal de conglomerados que puede alcanzar varios metros de potencia o casi ni aparecer. Sobre este nivel basal conglomerático se desarrolla la siguiente secuencia:

 

-68 metros de areniscas rojas con laminaciones y estratificaciones cruzadas y cantos blandos aplastados de lutitas rojas. Como estructuras sedimentarias dominantes aparecen los cosets de estratificaciones cruzadas gruesas separados por planos de estratificación horizontales y continuos y a menor escala los ripples de corriente, laminación flaser, “herring bone” y las laminaciones paralelas.

 

-21 metros de areniscas blanco grisáceas con estratificación plana que resaltan mucho en los relieves.

 

-32 metros de arenisca rojas similares a las del primer tramo.

 

-9 metros de areniscas blanco-grisáceas.  

 

La serie culmina con 2,5 metros de estratos delgados de areniscas rojizas limonitizadas muy micáceas.

Figura nº 17: Columna tipo de la Formación Areniscas del Garbí. 

La Formación ha sido subdividida (López-Gómez at al. 2012) en seis tramos (A, B, C, D, E y F) separados por siete superficies erosivas mayores (MSB). El primer tramo (A) se corresponde con los Conglomerados de Valdemeca y no siempre está presente. En del último tramo (F) entre las MSB 6 y 7 es donde se han encontrado asociaciones de pólenes, bioturbaciones, restos vegetales y paleosuelos incipientes.

Se organizan en grandes cuerpos areniscosos limitados por bases erosivas y superficies de reactivación, rellenas por estratificaciones planares y en surco a todas las escalas, ripples de corriente y a veces laminaciones paralelas a pequeña escala que se interpretan como depósitos fluviales de tipo entrelazado y baja sinuosidad, en el contexto de una cuenca sometida a una dinámica sedimentaria sintectónica. 

Figura nº 18: Cuarzoarenitas blancas en estratos métricos con laminaciones cruzadas en surco.
Secuencias canalizadas de acreción lateral de barras transversales, encima estratos lenticulares mas finos de migración de ripples o megarripples.

Según López-Gómez et al (2012) la disposición estratigráfica y las facies de la Formación indican un origen fluvial con niveles eólicos esporádicos en las zonas occidental y central y un origen mixto eólico y fluvial en la zona oriental de la Cadena Ibérica, cerca Mediterráneo. Algunos investigadores mencionan la existencia de estructuras sedimentarias de marea que personalmente he visto en las proximidades del Castillo de Serra. En el caso de conformarse una influencia mareal podrimos estar ante depósitos tipo “restinga” como los que forman en la actualidad el cordón litoral de la Albufera de Valencia o en retoques por mareas de los depósitos fluviales en zonas de transición.

Figura nº 19: Bloque diagrama con la disposición de los depositos arenosos de la restinga de
la Albufera de Valencia.

La parte superior de la formación está datada por unas asociaciones de pólenes y esporas (Doubinger et al. 1990) como parte del Anisiense, por lo que, en su conjunto, e la Formación se atribuye al Scytiense (Triásico Inferior). Hacia la parte alta de la Formación también se mencionan la presencia de huellas de tetrápodos y macroflora mal conservada.

Figura nº 20: Frente de la cantera del Pi del Salt en Náquera en la que se explotaba
rodeno para su utilización como marea de construcción, principalmente adoquines.  

 

Formación Limos y areniscas de Eslida. 

También conocida como Lutitas y areniscas de Serra (Garay), aflora extensamente en la hoja de Sagunto. Litológicamente corresponde a una formación heterolítica formada por lutitas rojas en bancos gruesos, de aspecto a menudo laminado, alternantes con areniscas micáceas de cemento silíceo y por lo general de grano fino a medio, que se presentan en bancos métricos. El espesor de la formación es variable regionalmente, aunque en la hoja de Sagunto el espesor medio puede cifrarse en unos 120-130 metros. 

Los cuerpos areniscosos presentan bases netas y a veces erosivas, y estructuras sedimentarias como estratificación cruzada a gran escala en surco o planar, laminación paralela, ripples de corriente y ripples ascendentes “climbing ripples” y frecuentes superficies de reactivación. Localmente puede observarse estratificación lenticular. Las paleocorrientes marcan sentidos preferentes hacia el SE y S (Arche y Gómez, 1999). En la base de algunos canales se encuentran bioturbaciones de gran tamaño por lo que no se puede ignorar un origen marino para estos niveles. En la siguiente figura se puede ver la columna litoestratigráfica tipo de la Formación, su mapa de isopacas y un perfil de la cuenca ibérica: 

Se interpretan como depósitos fluviales de tipo entrelazado con episodios esporádicos de alta sinuosidad pertenecientes a facies distales de un sistema aluvial con gran desarrollo de las facies de llanura de inundación. El contacto con la Formación suprayacente (Fm. Marines o Facies Röt) es mediante una discordancia.Aunque hasta el momento no se ha podido datar por métodos directos, a la formación Eslida se le adjudica una edad Triásico medio (Anisiense) dadas las dataciones palinológicas de las unidades de techo y muro. 

Figura nº 22: Contacto entre la Formación Eslida y la Formacion Marines (Facies Röt) en Náquera.
Se aprecia la existencia de un leve discordancia angular entre ambas formaciones.

En esta misma Unidad y en este mismo blog, en la entrada correspondiente a Enero de 2019, he descrito un nuevo yacimiento de macroflora compuesto de troncos y ramas, así como de pínulas conservadas en patinas ferruginosas.  

Figura nº 23: Pinnulas (Pteridofitas) conservadas como una pátina ferruginosa, en areniscas
micáceas de la Formacion Eslida (Localidad: Chovar).  

Formación Arcillas, limos y margas de Marines. 

Esta formación correspondiente con la “facies Röt” de la literatura geológica y a la que Garay denomino como Miembro abigarrado de Olocau dentro de la Fm. Serra.  Esta unidad constituye un excelente nivel guía local al estar entre dos unidades litoestratigráficas más competentes, permitiendo la diferenciación clara de la barra dolomítica inferior del Muschelkalk, fácilmente confundible con la superior. 

Está constituida por lutitas de tonos rojizos oscuros que presentan intercalaciones de margas verdosas o amarillentas y a menudo, nivelillos centi a milimétricos de areniscas amarillentas, calizas o dolomías que pueden alcanzar los 20 cm. El contenido en carbona tos aumenta hacia el E, disminuyendo en el mismo sentido el contenido en illita y clorita. La potencia es de 25-30 metros, aunque a menudo el contacto con las dolomías del Muschelkalk se presenta tectonizado por la diferencia de competencia entre ambas formaciones. 

Se reconocen laminaciones paralelas, ripples de oscilación, estratificación linsen, y con menor frecuencia, grietas de desecación, pseudomorfos de cristales de halita y huellas de raíces. Corresponden a sedimentos básicamente estuarinos donde se aprecian transiciones claras entre facies distales de sistemas aluviales en la base a facies marinas poco profundas a techo.

La edad de la unidad corresponde al Anisiense por las asociaciones de pólenes y esporas clasificadas por Doubinger et al. (1990). 

Formación Dolomías de Landete o de L’Oronet. Facies Muschelkalk (M1). 

La formación Landete constituye la mayor parte de los afloramientos de Muschelkalk de la hoja y origina un fuerte escarpe estructural sobre la formación Marines. Garay la denominó Dolomías de L’Oronet.

Figura nº 24: Perfil tipo de la Formacion Dolomias del Oronet (M1) 

Está formada por dolomitas en gruesos bancos y dolomitas tableadas, generalmente muy recristalizadas y a veces, con aspecto brechoide u oqueroso. Presentan un color ocre-anaranjado muy característico, que a menudo, pero no siempre, ayuda a diferenciarlas de las formaciones dolomíticas del Lías. Localmente pueden presentar pequeños niveles intercalados de margas verdes o arcillas limolíticas rojizas, más comunes hacia la base de la formación. A unos 35 metros de la base presenta un nivel guía muy característico de unos 6 a 10 metros de espesor formado por dolomías margosas y margas con una intensísima bioturbación “burrows” que les hace útiles como nivel guía. El espesor de la Formación oscila entre los 100-110 metros. 

Como estructuras sedimentarias se presentan laminaciones algales, estratificación cruzada planar y en surco, ripples de corriente y más a menudo de oscilación, una bioturbación de moderada a abundante y en menor medida, niveles que presentan brechas de cantos planos, grietas de desecación, porosidad fenestral y moldes de cristales de sal, organizándose en secuencias de somerización. Se interpretan como depósitos de rampa carbonatada somera, donde existe representación de distintos subambientes desde los supramareales con claras señales de desecaciones, los ponds (charcas) intermareales, al lagoon protegido y las zonas de batida por oleaje en bajíos (shoals) de la zona submareal. 

El contenido fosilífero de la Unidad se reduce a gasterópodos, bivalvos y foraminíferos escasamente representativos. Sin embargo, las dataciones de las unidades infra y suprayacentes permiten situar las Dolomias de Landete en el Anisiense.

Figura nº 25.

PRIMER REGISTRO DE BIVALVOS EN LA FORMACION CAÑIZAR (GARBÍ).

Al contrario que en las formaciones del Triásico medio en facies Muschelkalk (“Calizas de moluscos”) depositadas en el Mar de Tethys, en las que los bivalvos son muy abundantes y están bien estudiadas y descritas, en las infrayacentes formaciones detrítico clásticas del Triásico Inferior en facies Buntsandtein, compuestas por sedimentos del tipo “capas rojas” (conglomerados silíceos, cuarcitas, areniscas silíceas, limolitas y lutitas rojas) de origen preferentemente continental (aluvial, fluvial y eólico) la presencia de bivalvos marinos es muy rara y en el caso de la Cordillera Ibérica todavía no se había descrito ninguno. Por ello estos bivalvos encontrados en terrenos del Triásico inferior en facies Buntsandtein en Náquera (Sector Levantino de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica) tienen un gran significado e importancia cronoestratigráfica y paleoambientalmente hablando.

Los fósiles que se describirán a continuación se han encontrado en la Cantera del Pi del Salt en Náquera (Valencia) en unas areniscas con gran contenido en hierro que corresponden con el nivel de areniscas limoníticas situadas a techo de la Formación Areniscas del Garbí (P.Garay). Encima se sitúan las lutitas rojas con areniscas rojas muy micáceas de la Formación Lutitas y Areniscas de Serra (ver figura nº 15).  

Los fósiles aparecen en unas areniscas micáceas de color amarillento y grano grueso con numerosas pintas ferruginosas procedentes de la alteración de minerales oscuros que se disponen en estratos de poco grosor (+-10 cmts). Tal como se puede ver en la siguiente fotografía aparecen dos ejemplares con concha: uno de ellos aspecto circular y 4 centímetros de diámetro, conservado en una pátina ferruginosa. Presenta una fina ornamentación consistente en lamelas concéntricas y finas estrías radiales: en principio lo he clasificado como perteneciente al genero Claraia un bivalvo pectinido, equivalvo, típico del Triásico Inferior (Capitaniense-Anisiense) cuyas principales características se expondrán a continuación.

Figura nº 26: Fósiles de conchas de bivalvos y otros no determinadles en areniscas ferruginosas,
micáceas del techo de la Formación Areniscas del Cañizar (Localidad: Náquera, Valencia)   

Junto a este primer fósil aparece la impresión de otro en este caso conservado en un tipo de mineral de color nacarado. Esta concha presenta una forma ovalada con un eje largo de 6 centímetros de longitud y una anchura de 4 centímetros. La ornamentación es muy sencilla a base de gruesas lamelas. No he logrado asimilarlo a ningún género de los descritos en el Triásico Inferior, por su forma recuerda al ostreido Gryphaeaconcretamente a su valva inferior o ventral mucho más desarrollada que la valva superior. El problema viene de que los especímenes más antiguos de Gryphaea son del Jurásico Inferior por lo que difícilmente pueda corresponder con este encontrado en el Anisiense inferior. Sin embargo, hay otro género de pelecípodos que ya se encuentra en el Triásico medio: Trigonia que vivía en ambientes marinos poco profundos          

Además de estos dos ejemplares hay otros restos fósiles inclasificables. 

BIVALVOS TRIÁSICO INFERIOR:

Antes de proceder a documentar los fósiles encontrados en Náquera hare un repaso de los bivalvos característicos del Triásico Inferior. Pese a la escasez de fósiles de bivalvos en el Triásico Inferior en los últimos años ha habido sustanciales avances en la investigación sobre estos organismos lo han hecho posible desarrollar un esquema biocronológico específico para el Triásico basado en los bivalvos Claraia, Peribositria, Enteropleura, Daonella, Halobia, Eomonotis y Monotis. 

Figura nº 27: Lamina con bivalvos tipicos del Triásico.

Estos bivalvos presentan rangos temporales casi iguales a los de los ammonoideos y conodontos y están ampliamente distribuidos en las regiones de Tethys, Panthalassa y Boreal, apareciendo en una gran variedad de facies marinas y profundidades de agua, siendo más notables las acumulaciones de caparazones gruesos en ambientes deficientes en oxígeno en aguas más profundas. Lo más probable es que fueran organismos bentónicos en reposo o reclinados, pueden haber albergado quimiosimbiontes y fueron parte de paleocomunidades oportunistas episódicas en o cerca de entornos con deficiencia de oxígeno.

La zonificación biocronológica para bivalvos que abarca todo el Triásico y está integrada con las zonaciones de ammonoideos. El Triásico Inferior se caracteriza por abarcar 2 o 3 zonas de Claraia, sobre todo del Este de Tethys que representa todo el Induense y la parte inferior del Olenekiense. Posteriormente en el Olenekiense, y más notablemente del reino Boreal, las especies más útiles para dataciones son las de Peribositria(incluidas por algunos paleontólogos dentro de Bositra). El Triásico Medio está bien representado por Enteropleura (Anisiense Medio) y Daonella (Anisiense Superior a Ladiniense) en Tethys y América del Norte con ocurrencias significativas en los reinos circum-Pacífico y Boreal. El Triásico superior se puede subdividir en 8 a 13 zonas de bivalvos en función de la sucesión de especies de Halobia, Eomonotis y Monotis sensu lato con mejor representación en las regiones de Tethys, Boreal y Panthalassa oriental.

En la siguiente figura (CA. McRoberts) se puede ver una escala temporal con los principales general de bivalvos triásicos:

Figura nº 28

Como ya se ha mencionado de los dos bivalvos encontrados en Náquera solo uno de ellos se ha podido clasificar en base a sus atributos morfológicos: un bivalvo del género Claraia. A continuación, se describirá este género con más detalle: 

Genero Claraia (Emmrich 1844).

Claraia es un generó cosmopolita de moluscos bivalvos, de la familia Pectinidae que vivieron entre finales del Pérmico y principios del Triásico del Capitaniense al Anisiense (264-242 ma) lo que le convierte en uno de los pocos supervivientes a la Gran Mortandad del límite Pérmico-Triásico (PTB). Además, estos fósiles son muy comunes en momentos posteriores al límite Pérmico-Triásico (Griesbachiense) lo que sugiere que el género experimentó una rápida diversificación durante y después de la gran extinción del Pérmico-Triásico, hace alrededor de 251,4 millones de años. Mas concretamente el género experimentó una rápida diversificación y expansión geográfica desde el Changhsingiense temprano hasta el Anisiense temprano. 

Esta rápida diversificación de Claraia está relacionada con evoluciones temporales en la morfología del género como, por ejemplo, un estrechamiento de la muesca bisal y una tendencia hacia un caparazón más liso que pueden haber llevado a una mayor movilidad. Este aumento en la movilidad puede haber sido una ventaja sobre los animales más sésiles durante y después del evento de extinción. Estas adaptaciones hacen que Claraia se adapte mejor al entorno estresado cerca del límite Pérmico-Triásico (PTB) y que como resultado que Claraia sea género con mucho éxito que colonizo todos los ambientes y profundidades del Océano Tethys.  

Figura nº 30: Distribución paleobatimétrica del genero Claraia. 

Según muchos estudios Claraia parece haber sido un género oportunista que llenó el nicho ecológico de muchos invertebrados bentónicos que se vieron muy afectados por la extinción del límite Pérmico-Triásico (PTB), como les paso a los braquiópodos y muchos otros bivalvos. Las razones de la proliferación de Claraia todavía se debaten. Estudios recientes del Triásico más temprano indican que las aguas marinas poco profundas y profundas se volvieron disóxicas a anóxicas a nivel mundial por lo que se supone el género Claraia podría tolerar condiciones disóxicas y/o anóxicas y su proliferación podría atribuirse a sus características fisiológicas que se adaptaron al ambiente estresado. La amplia distribución de Claraiaprobablemente estuvo relacionada con su estado larvario planctónico, lo que permitió que las larvas de Claraia pudieran ser transportadas por las corrientes oceánicas y aumentar su potencial de dispersión a larga distancia. Además, Claraia fue un organismo significativo y un taxón oportunista durante el Triásico temprano según las observaciones realizadas en el sur de China.

El género Claraia está formado por más de sesenta especies y subespecies, una división excesiva que proviene tanto de factores tafonómicos como genéticos. Las formaciones del Triásico inferior, con frecuencia están formadas por sedimentos terrígenos y, por lo tanto, los fósiles se ven afectados por diferentes grados de deformación. Además, Claraia puede mostrar una plasticidad genética muy alta (Broglio Loriga et al., 1983) que afecta principalmente a la morfología. 

Morfología. Morfológicamente es un género muy variable. Todas las valvas son más largas que altas, mientras que el contorno varía desde casi suborbicular hasta posteriormente alargadas y fuertemente desiguales. Las válvulas izquierdas están bastante infladas; las válvulas derechas están débilmente infladas. 

Figura nº 31: Ejemplar de Claraia con su ornamentación típica.

La aurícula posterior obtusa, aplanada, está claramente diferenciada del cuerpo por un surco auricular y por un ángulo obtuso y alisado bastante marcado a lo largo del margen posterodorsal. Aurícula anterior izquierda es obtusa y ligeramente diferenciada del cuerpo. 

Las muescas bisales de las especies de Claraia se volvieron más estrechas y gradualmente cambiaron de estar extendidas ventralmente a extenderse horizontalmente. A medida que las muescas bisales se estrecharon, muchas especies de Claraia también perdieron la mayor parte de su ornamentación radial. Esto dio como resultado una mayor proporción de especies de Claraia con ornamentación concéntrica únicamente frente a especies de Claraia con ornamentación tanto concéntrica como radial.

Los umbones son suaves y el grado y tipo de ornamentación varía tanto durante la ontogenia como entre ejemplares de la misma dimensión. Los especímenes de tamaño pequeño, menos de 20 mm de diámetro, tienen sólo finas líneas de crecimiento o pliegues concéntricos. Las valvas de tamaño medio, de 20 a 40 mm de diámetro, son politípicas, porque algunos ejemplares vuelven a tener sólo elementos concéntricos, mientras que en otros aparecen los elementos radiales. Los especímenes más grandes están todos ornamentados radialmente con costillas concéntricas y estrías radiales desarrolladas en un grado variable. En algunos especímenes, los elementos radiales aparecen solo en la región ventral mientras que en otros se extienden y prevalecen sobre los concéntricos. 

Figura nº 32: Ejemplar de Claraia clarai con su ornamentación concéntrica.  

Sobre la base de la extensión y el tipo de costillas, se puede aplicar la siguiente clasificación a los especímenes examinados: grupo A con solo escultura concéntrica; grupo B con escultura concéntrica y radial. Cada grupo se subdivide en tres subgrupos:

A1 - liso o con finas líneas de crecimiento.

A2 - Líneas concéntricas y pliegues concéntricos irregulares y débiles.

A3: pliegues concéntricos bastante regulares.

B1 - costillas y costillas radiales débiles con líneas concéntricas y pliegues bajos que ocurren en la región ventral en la etapa adulta; partes media y umbonal lisas.

B2 - pliegues concéntricos o arrugas que surgen en la parte media del cuerpo con costillas y costillas radiales; región marginal en estado adulto reticulada, sin pliegues concéntricos.

B3 - Predomina la escultura radial sobre la concéntrica, mayoritariamente restringida a las regiones anterior y posterior.

Niveles con Claraia han sido encontrados en los Alpes Italianos (Alpes oróbicos occidentales) en la Formación Servino del Triásico Inferior. La Formación Servino de 62 metros de grosor y de naturaleza detrítica siliciclástica se divide en tres intervalos: Miembro Prato Solaro, la Parte media y la Parte alta. En el valle de Cùgnoletta, el Miembro Prato Solaro está representado por conglomerados siliceos, texturalmente maduros, y areniscas depositadas en un entorno de abanico-delta, cuyo espesor varía desde menos de 1 metro hasta 50 metros. Niveles con fósiles de Claraia ha sido descrita en la parte media de la Fm. Servino está formada por cuarzoarenitas maduras de grano fino y sublitarenitas de grano medio a grueso con abundante dolomita ferruginosa intersticial en capas de 5 a 40 cm de espesor. Se intercalan limolitas grises calcáreas y micáceas en lechos de 1 a 5 cm de espesor y capas delgadas de lutitas negras ricas en materia orgánica a rojo intenso. Este intervalo se depositó en un entorno costero de alta energía influenciado tanto por mareas como por oleaje. Los lechos de Claraia se encuentran en este intervalo a unos 8 metros por encima de la base de la formación. Estos bivalvos aparecen en dos niveles distintos que pertenecen a un horizonte, de medio metro de espesor, de areniscas de grano medio a grueso con ondas de corriente que pasan hacia arriba a laminación cruzada y en canal de escala media. Por lo tanto, se considera que los niveles con claraia se depositaron en la parte superior de una costa de alta energía. 

En Náquera se ha encontrado un ejemplar de bivalvo con la morfología suborbicular y la ornamentación típicas de este género: costillas concéntricas y estrías finas radiales. El fósil tiene un diámetro de 4 centímetros y corresponde con un molde en el que los elementos ornamentales se conservan en una pátina ferruginosa. 

Figura nº 33: El bivalvo Claraia encontrado en la areniscas ferruginosas del techo del la Formacion Cañizar  (Serra) en la cantera del Pi del Salt de Náquera.

OTROS FOSILES:

Además del ejemplar anteriormente descrito se ha encontrado otro fósil de atribución más incierta. Se trata de una impresión ovalada, conservada en un mineral nacarado, con un eje largo de 6 centímetros de longitud y una anchura de 4 centímetros. 

Figura nº 34: a la izquierda ejemplar no identificado en la parte superior el bivalvo Claraia.
Areniscas ferruginosas a techo de la Formación Areniscas del Garbí (o Cañizar).
 Localidad: Náquera (Valencia).   

La ornamentación es muy sencilla a base de gruesas lamelas sin indicios de estrías radiales. Por su forma podría corresponder a la impresión de la concha de un bivalvo (sin llegar a descartar algún otro organismo como un cefalópodo). 

Figura nº 35: Ejemplar de concha nacarada no identificado. Localidad: Náquera (Valencia). 

Además de los mencionados anteriormente aparecen otros restos de fósiles inclasificables. 

DISCUSION.

A la escala de las cuencas peri-Tethyanas de Europa occidental, el Pérmico Superior se caracteriza por un patrón progresivo que evoluciona desde un medio de playa-lago o planicie de inundación hasta ambientes fluviales. En dominio septentrional del cinturón varisco, las áreas de sedimentación estaban aisladas o conectadas a la gran cuenca, que estaba ocupada por el mar de Zechstein. En el cinturón varisco meridional, durante el Pérmico tardío, se formaron cuencas endoreicas aisladas, con direcciones de paleocorriente que indican fuentes locales, o cuencas que sufrieron erosión y/o existió o no deposición. Estas cuencas no estaban conectadas con el Océano Tethys, lo que podría explicarse por una borde alto formado por paleorrelieve de Córcega-Cerdeña e incluso partes de la microplaca de Kabilia. la paleoflora y los ambientes sedimentarios sugieren condiciones climáticas cálidas y semiáridas.

Figura nº 36: Climas triásicos.

Después de la Orogenia Varisca, durante el Pérmico Inferior en el SE del Macizo Ibérico se desarrolló una cuenca intracratónica que se formó por un hundimiento a lo largo de antiguas fallas hercínicas situadas entre el Macizo Ibérico y el Macizo del Ebro. En la siguiente figura (A, Arche & J. López-Gómez 1996) se puede un esquema con la situación de estas estructuras 

La extensión que tuvo lugar entre el Pérmico Inferior y el Triásico Inferior tuvo tres pulsos tectónicos principales (polifásica). Este primer periodo de subsidencia sin-rift fue seguido por otro de subsidencia térmica que llegó hasta el Jurásico Superior. La primera secuencia aluvial (Pérmico Inferior) se depositó en régimen distensivo en cuencas aisladas de muy diferente tasa de subsidencia y con relleno de origen local.  La segunda secuencia fluvial (Pérmico Superior) se depositó en dos subcuencas separadas casi totalmente por el umbral de Tramacastilla. La sedimentación comenzó en la subcuenca SE con abanicos aluviales procedentes de una red fluvial situada sobre el bloque levantado de la falla límite de Cuenca (Falla de Serranía de Cuenca). Cuando el aporte transversal cesó y la cuenca se amplió se produjo una posible captura, a través de fallas de transferencia, de parte de la cuenca drenante del «interland» y la red fluvial se transformó en un sistema entrelazado de gravas con paleocorrientes hacia el SE. A continuación, y dentro de la misma secuencia se depositaron sedimentos fluviales canalizados efímeros con gran tasa de avulsión, limos y arcillas de llanura de inundación y de lagos someros semipermanentes. La subsidencia fue pequeña y la ampliación de la cuenca ocasiono que los canales fueron cada vez menos frecuentes. La tercera secuencia fluvial (Pérmico Superior-Triásico Medio) se deposita en un graben casi simétrico, tras la formación del sistema de fallas normales antitéticas de Ateca-Montalbán. La cuenca se abrió hacia el mar del Tethys y se depositaron sedimentos de ríos tipo entrelazado arenosos que al reducirse y finalmente cesar la subsidencia presentan una baja tasa de acumulación. Una reactivación local y poco duradera, pero intensa, dio lugar a la sedimentación hacia la zona E de la cuenca de una potente formación de ríos entrelazados y meandriformes, efímeros, con una tasa de acreción 35 veces superior a la de la formación precedente. La sedimentación fluvial cesó al terminar la subsidencia sin-rift y dar comienzo la subsidencia térmica en el Triásico Medio lo que provocó la primera transgresión del mar del Tethys en la Cuenca Ibérica.

En la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica el comienzo de la sedimentación mesozoica está caracterizado por la presencia de conglomerados silíceos (pudingas) de las formaciones Chequilla y Valdemeca que pueden presentar ventifactos (Bourquin et al. 2005) estos conglomerados están cubiertos por las areniscas de la Formación Cañizar. Esta Unidad está formada por depósitos fluviales de ríos trenzados con paleocorrientes fluyendo hacia el SE (López-Gómez y Arche, 1994). La parte basal de la Formación Cañizar está desprovista de paleosuelos y la parte superior está caracterizada por la presencia de los mismos y por una palinoflora anisiana cerca de su parte superior (Diez et al., 2005; Doubinger et al., 1990; López-Gómez et al., 2005).

Los fósiles anteriormente descritos son los primeros bivalvos marinos descritos en el Buntsantein de la Cordillera Ibérica. Concretamente los fósiles han sido encontrados en la parte alta de la Formación Areniscas del Garbí (o Cañizar) cerca del contacto con la Formación Lutitas y areniscas de Serra por lo que, cronológicamente, corresponden al Anisiense Inferior según la edad proporcionadas por las dataciones palinológicas.   

El hallazgo de estos fósiles es muy importante pues su presencia unida a otros indicios: como la existencia de laminaciones en espina de pescado (“herring bone”) en las Areniscas del Garbí (Fm. Cañizar) y las grandes bioturbaciones en la base de los niveles de areniscas de la Formación Lutitas y areniscas de Serra (Eslida) (ver figura nº ), indican que al menos algunos tramos de las formaciones que constituyen el Buntdsandtein de la Cordillera Ibérica suroriental se depositaron en medios marinos o de transición y no solo continentales (aluviales fluviales y eólicas).

Figura nº 37: Bioturbaciones de gran tamaño en el muro de un estrato de areniscas de
la Formacion Eslida. Localidad: Marines (Valencia).  

A partir de una detallada revisión de las floras del ‘Buntsandstein' en varias partes del NE Península Ibérica y Baleares se ha elaborar una lista de géneros y especies de las macro y microfloras de Anisense dominadas por las coníferas (Flora tipo “Gres a Volzia”). A la hora de determinaciones geocronológicas las asociaciones palinológicas son más útiles que las asociaciones de plantas esto es debido a que estas últimas asociaciones son a menudo incompletas y su identificación precisa depende de su conservación difícil en los depósitos detrítico-clásticos. Por este motivo el Triásico Inferior del dominio Peritethyan está desprovisto de fósiles, y por lo tanto no es posible el estudio de la recuperación de los ecosistemas posteriormente a la crisis tras la extinción masiva del Permo-Triásico (PTB). Tanto los conjuntos palinológicos como las observaciones sedimentológicas en varias sucesiones estratigráficas muestran la presencia de una ruptura estratigráfica correspondiente al comienzo del Triásico Inferior (Induense).

En la Península Ibérica la falta de fósiles del Triásico Inferior puede explicarse por este hiato estratigráfico Induense y también por las predominantes condiciones climáticas áridas desfavorables para el desarrollo de flora y fauna y la conservación de sus restos fósiles, sobre todo durante el Olenekiense inferior (Smithense). Pese a estas condiciones desfavorables algunas asociaciones palinológicas de España (Maya del Baztan, Morata de Jalón, El Estellencs) contienen Densoisporitas nejburgii y Endosporites papillatus que son las esporas de Pleuromeia sternbergii, un licófito característico del Olenekiense en el Triásico Alemán. La aparición de estas esporas muestra que P. sternbergii pudo haber sobrevivido durante el Anisiense en algunos lugares de la Península Ibérica. Este licofito que desempeñó un papel importante en la recuperación de la vegetación terrestre en el Triásico Inferior después de la crisis de vida del final del Pérmico, ya que podía adaptarse a condiciones áridas desfavorables. De hecho, Wang (1996) describió cómo esta planta se asentó en ambientes desérticos durante el Induense en el norte de China, y cómo se fue desarrollando y diversificando. Por ello parece que un hiato estratigráfico en el Triásico Inferior de la Península Ibérica es la explicación más plausible a la falta de fósiles en este periodo.

La composición de las microfloras indica una asociación palinológica anisiense clásica. Esta asociación se caracteriza por la presencia de índice de taxones como Hexasaccites muelleri, Alisporites grauvogeli y Voltziaceasporites heteromorpha, en asociación con varias formas de Triadispora (T. aurea, T. crassa, T. epigona, T. falcata, T. staplinii). Estos taxones también caracterizan el conjunto palinológico descrito por Adloff y Doubinger (1969) en la Formación Grès à Voltzia (Upper Buntsandstein) de los Vosgos del norte en el noreste Francia.

Todo el conjunto de datos palinoestratigráficos permite una precisa correlación de las formaciones Triásicas en esta parte del dominio occidental Peri-Tethyano. Los datos indican que hubo una conexión con el mar abierto (transgresión) durante el Anisiense y que esta conexión fue de naturaleza diacrónica en este dominio. De hecho, la palinología muestra que, si bien el inicio de la facies "Muschelkalk" ocurrió a mediados del Anisiense en Baleares y Cordillera Litoral Catalana, en el resto de la Península Ibérica el comienzo de la sedimentación de las facies Muschelkalk ocurrió en el Anisiense tardío. El hallazgo de una fauna de bivalvos marinos en el Anisiense inferior más temprano del Sector Levantino de la Cordillera Iberica (Trias Mediterraneo) es una prueba más de este diacronismo.

A Techo de la Formación Areniscas del Cañizar se ha encontrado la siguiente asociación Triadispora falcata, Triadispora staplini e Illinites casankei características del Anisiense. Además, según J. Diez et al (2010) en la parte superior de la est misma Formación en Boniches se encuentra la siguiente asociación palinológica: Alisporites toralis, Falcisporites cf. stabilis, Playfordiaspora cancellosa, Lunatisporites sp. and Triadispora staplinii. Esta asociación no es lo suficientemente completa para deducir una edad cronoestratigráfica precisa, solo la presencia de Triadispora staplinii parece sugerir una edad correspondiente al Anisiense Temprano más joven.

La edad de la Formación suprayacente (Fm. Eslida) esta datada mediante una asociación palinológica, obtenida en el perfil de la carretera de Chovar a Eslida, que contiene Podocapeaepolenites thiergartii, Minutosaccus potoniei, Platysaccus papilionnis, Succintisporites sp y Cristatitriletes baculatus que indican una edad Anisiense. Al Miembro Lutitas de Porta Coeli de la parte alta de la Formación Lutitas y areniscas de Serra (Garay 2000) equivalente a la Formación Lutitas y areniscas de Eslida (Lopéz-Goméz y Arche 1992), se le asigna una edad Ansiense medio o Pelsoniense (244-245 m.a.) mientras que el resto de la Formación puede tener una edad Bithyniense o Pelsoniense Inferior. 

RESUMEN Y CONCLUSIONES.

Los fósiles de bivalvos encontrados Ansiense Inferior más temprano de la Sierra Calderona son de gran relevancia por ser los primeros ejemplares de este tipo de organismos encontrados en el Buntsandtein de la Cordillera Ibérica, también vienen a apoyar, junto a otros indicios, la tesis de la existencia de momentos de influencia marina en la sedimentación del Buntsandtein en esta zona.

Los bivalvos, claramente marinos (Género Claraia), se han encontrado a techo de la Formación Areniscas del Cañizar en el tramo de areniscas ferruginosas que marca el tránsito a la formación suprayacente: los Limos y areniscas de Eslida (Fm. Serra) de edad Anisiense Inferior. Algunos investigadores consideran que en este piso se produjeron las primeras transgresiones del Océano de Tethys hacia el Este lo cual podría ser corroborado con este hallazgo. Es decir, a falta de confirmar los indicios de depósitos de mareas en niveles más bajos dentro de la Formación Cañizar (por ejemplo, en el Castillo de Serra) la primera transgresión marina sobre la Cuenca Ibérica coincidiría con el cambio litológico que se produce a techo de la Formación Cañizar. 

La suprayacente Formación Limos y areniscas de Eslida compuesta por lutitas rojas y areniscas rojizas micáceas dispuesta en grandes bancos que se considera fueron depositados en canales fluviales, de ríos más o menos meandriformes, dentro de una plataforma aluvial distal. Sin embargo, la presencia de grandes bioturbaciones en el muro de estos bancos areniscosos parecen indicar una cierta influencia marina en, al menos, algunos de estos niveles.

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