Triásico inferior y medio

La crisis de la transición Pérmico-Triásico produjo la desaparición del 75-95% de la especies, tanto en ambientes terrestres como en los océanos. Las emisiones de gases produci­das por erupciones volcánicas, junto con la liberación de CH4 en los fondos oceánicos, prin­cipalmente, dieron lugar a un importante deterioro ambiental. Sus consecuencias, como lluvia ácida, anoxia en los fondos marinos y el calentamiento global, favorecieron la aparición de unas condiciones adversas para el desarrollo de la vida. Esta situación de deterioro paleoambiental se prolongó durante varios millones de años, provocando un importante retardo en la recuperación de la vida durante el Triásico Inferior.
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A finales del Olenekiense se estaban reactivando varios sistemas de tipo rift en el E de la península Ibérica y rellenándose por sedimentos continentales. En el caso de la Cuenca Ibérica, este relleno fue realizado fundamentalmente mediante sistemas fluviales procedentes del NW, con una cierta influencia de sedimentos eólicos, sobre todo al E de la cuenca, y por sistemas fluviales procedentes del NNW y un mayor desarrollo de sistemas eólicos al SW, en el caso de la Cuenca Costero Catalana.
Al final de la Era Paleozoico tuvo lugar una compleja catástrofe medioambiental que produjo la mayor extinción biótica de la historia de la Tierra. Su repercusión fue notable tanto en ecosistemas marinos, sobre todo en los de aguas templadas donde afectó al 90% de las especies, como en terrestres, en los que desaparecieron alrededor del 70% de las familias de vertebrados (Erwin, 1994 y 2006; Erwin et al., 2002; Benton 2003; Hallam, 2004) y donde además, se produjeron importantes cambios en la flora (Veevers et al., 1994; Retallack et al., 1996; Willis y McElwain, 2002). Hay, sin embargo, autores que afirman que los patrones de extinción y recuperación parecen indicar que, en realidad, los grupos que desaparecieron fueron menos de los estimados, ya que gran parte de los géneros reaparecieron posteriormente como Taxones Lázaro (Kozur, 1998), lo que evidenciaría la existencia de refugios durante el período de mayor deterioro medioambiental.
Actualmente el debate sobre las posibles causas de la crisis permotriásica se centra en dos líneas principales, una que apoya una extinción catastrófica y rápida, posiblemente debida a un impacto meteorítico (Kaiho et al., 2001; Becker et al., 2001 y 2004), y otra línea que aboga por una extinción gradual debida a la interacción de diferentes factores que dieron lugar a un deterioro progresivo de los ecosistemas, llevándolos finalmente al colapso (Yang et al., 1993; Yin y Tong, 1998; Jin et al., 2000; Ward et al., 2005; Erwin, 2006). Las primeras, han ido quedando recientemente relegadas, debido a un menor apoyo de la comunidad científica, al no haber indicios claros que respalden que la extinción del tránsito Pérmico-Triásico fuera debida a un evento catastrófico, mientras que cada vez existen más criterios que apuntan a una interacción de diferentes factores (Erwin, 2006; Payne y Kump, 2007; Galfetti et al., 2008).
Entre las diversos causas cuya repercusión parece haber jugado un papel más determinante, destacarían las erupciones volcánicas como origen y catalizador del proceso destructivo (Twitchett, 1999; Courtillot et al., 2003; Galfetti et al., 2007b; Payne y Kump, 2007; Peng y Shi, 2009). Hay también un acuerdo general entre los investigadores, en que estas erupciones se corresponderían con las que se produjeron en el norte de Siberia, que duraron más de un millón de años (Renné et al., 1995; Heydary et al., 2008) y que liberaron a la atmósfera gases como CH4, CO2 y SO2. Como consecuencia del SO2, inicialmente pudo producirse un periodo breve de enfriamiento y una glaciación puntual (Kozur, 1998), seguida de un calentamiento global de entre 6° y 8°C (Royer, 2006) debido al CO2 y CH4 atmosféricos. Este aumento de temperatura habría favorecido aún más el proceso de liberación de grandes cantidades CH4 de que se encontraban atrapadas dentro de estructuras de tipo clatrato en los fondos marinos y en el permafrost (Erwin, 1993; Krull et al., 2000).
Los sedimentos del Triásico de la Península Ibérica e Islas Baleares se encuentran representados en facies germánica, mostrando por tanto una división en Buntsadstein, Muschelkalk y Keuper, definida por Alberti (1864) para el Triásico continental del sur de Alemania. Los sedimentos de origen continental, han sido datados básicamente por asociaciones de polen y esporas, conchostráceos y macroflora, y constan de depósitos de origen aluvial que incluyen principalmente depósitos de transporte en masa, abanicos aluviales y sistemas fluviales de tipo braided y meandriforme. Los sedimentos de origen marino, están originados en plataformas carbonáticas ligadas a llanuras mareales, y han sido datados mediante ammonites, foraminíferos, conodontos y asociaciones palinológicas (López-Gómez et al., 2002).
Los sedimentos continentales estudiados en el presente trabajo pertenecen a parte del Triásico Inferior y la parte inferior del Triásico Medio. Se caracterizan por su color rojo (“red beds”), ausencia marcada de contenido paleontológico y no presentan registro sedimentario durante las primeras etapas del Triásico. Los dos últimos aspectos han condicionado históricamente el estudio de estas rocas en detalle, por lo que en general se ha llagado hasta nuestros días con un conocimiento reducido de ellas en muchos aspectos.

Formación Lutitas y Areniscas de Eslida: Aparece sólo en una estrecha banda en el este de la Cordillera Ibérica y su potencia es muy variable, desde los 660 m en el corte tipo (Eslida, Castellón) hasta acuñarse y desaparecer hacia el NW. Por debajo, en contacto concordante, se encuentra la Formación Areniscas del Cañizar y sobre ella se deposita en contacto transicional la Formación Arcillas, Limos y Margas de Marines (facies Rot).
Está constituida por arcillas y lutitas rojas con intercalaciones de cuerpos lenticulares de areniscas que corresponden a canales dentro de sistemas fluviales básicamente de tipo braided de arenas y esporádicamente meandriformes, con extensas llanuras de inundación, lagos efí­meros y formación de perfiles edáficos. Las paleocorrientes medidas tienen una dirección SSE. Está formada por seis secuencias aluviales. Las cinco inferiores corresponden a un periodo de subsidencia intensa, mientras que en la última se produce una desaceleración de dicha subsi-dencia, el abandono de los sistemas fluviales y el comienzo de una transgresión marina (Arche y López-Gómez, 1999a). Sin embargo esta unidad sólo aparece representada en su totalidad en el depocentro de la cuenca, ya que en el resto se iba depositando a medida que la cuenca se iba haciendo cada vez más amplia, por lo que hacia los bordes, vamos encontrando un menor registro y de edad más joven.
Tanto la edad del techo de la formación inferior sobre la que se apoya, como de la in­mediatamente superior es Anisiense, basándose en asociaciones de polen y esporas (Doubinger et al., 1990), por lo que indirectamente, la edad de la Formación Eslida es también Anisiense. Por otro lado Boulouard y Vilallard (1982) publican una asociación de polen y esporas de edad Anisiense en esta formación, aunque en su trabajo consideran, erróneamente, que la muestra se ha obtenido en la Formación Alcotas.
Formación Lutitas y Areniscas de Eslida

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Formación Lutitas y Areniscas de Eslida cerca de Eslida

La Formación Cañizar, por tanto, se caracteriza por el desarrollo de secuencias fluviales generalmente incompletas relacionadas con la evolución de canales y barras, interrumpidas por superficies de reactivación y superficies erosivas, y con frecuentes procesos de avulsión en un ambiente árido con periodos estacionales secos y más húmedos, durante una época de poca subsidencia.
En la sección de Benicassim, sin embargo, podemos observar facies fluviales que están relacionadas con el relleno de canales fluviales mediante barras básicamente transversales dentro de un sistema de tipo braided de arenas, que periódicamente se ve interrumpido por la llegada de depósitos eólicos relacionados con campos de dunas, con direcciones de paleovientos dominantes hacia el S-SW, que van siendo cada vez más importantes en la parte media de la formación. La superposición de elementos e1, e2, e3, constituirían un desarrollo vertical complejo, similar a los descritos por Brookfield (1992), Langford y Chan (1993), Benan y Kokurek (2000) y Cain y Mountney (2009). En conjunto representarían dunas eólicas de tipo transversal con una orientación de las caras de avalancha perpendicular la dirección predominante de vientos y, puntualmente, con intercalaciones de sedimentos de interduna.

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Formación Cañizar.

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Fm.Cañizar

Fuentes propias y publicas de internet.

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