FAUNAS FOSILES DEL CRETACICO INFERIOR DEL PREBÉTICO DE OLIVA (VALENCIA)

En el Prebético del límite de las provincias de Valencia y Alicante la sedimentación cretácica comienza con unas formaciones detríticas muy fosilíferas. En este post describiré los conocidos yacimientos fosilíferos de Oliva (Valencia) y mostrare algunos de los ejemplares de fósiles recolectados en los mismos. Antes, y para una mejor compresión, trazare un bosquejo geológico de la situación de los mencionados yacimientos.   

SITUACION GEOGRAFICA:

Los yacimientos visitados se localizan en unas antiguas explotaciones mineras al aire libre (canteras) que abastecían de material a la importante industria cerámica para la construcción que se llegó a desarrollar en Oliva (Valencia) y que actualmente se encuentran abandonadas. En la siguiente figura se puede ver el mapa topográfico (Terrasit) con la localización de las canteras visitadas a las que se puede acceder, desde Oliva, por el camino de Les Mines que desde el pueblo se dirige hacia la planta embotelladora de la Font d’ Om.

Figura nº 1: Mapa topografico con la situación de los principales afloramientos neocomienses.

En la siguiente ortofoto se puede ver la situación de las explotaciones mineras donde se encuentra excelentemente expuesto el Neocomiense y sus accesos por el antes mencionado Camino de les Mines:

Figura nº 2: Ortofoto con la situación de los afloramientos neocomienses 

GEOLOGIA:

A nivel de la la Cordillera Bética la zona de Oliva se localiza en el Prebético el dominio mas externo y septentrional de la Cordillera, adyacente al antepaís de la Meseta Ibérica con un importante desarrollo de formaciones mesozoicas y cenozoicas, autóctonas con una tectónica de cobertera y principalmente de facies marinas someras y cuyo espesor aumenta hacia el Sur y SE debido al hundimiento del basamento hercínico. 

Figura nº 3: Mapa geológico de la Cordillera Bética con indicación de la situación de Oliva.

La zona visitada se localiza en la terminación oriental de la Sierra de Gallinera que está formada por una gran estructura plegada el “Anticlinal de Oliva”, cuyo eje presenta una  dirección prebética (W-E) y vergencia al Norte. La estructura presenta su flanco septentrional fracturado y cabalgante y, a la vez, está afectada por las fracturas de dirección N – S que dan lugar al reborde costero mediterráneo mediante el hundimiento de los relieves mesozoicos bajo los depósitos cuaternarios de la Plana de Gandía – Denia. En la siguiente figura se adjunta el mapa geológico de detalle de la zona (SIGECO). 

Figura nº 4; Mapa geológico de la zona con indicación de la situacion de los principales afloramientos (IGME) y de las principales canteras que suministraban arcillas a la industria ceramica.

En esta zona, sobre los depósitos del techo del Jurásico formados por calizas y margas Portlandienses (J₃₁-C₁₁), se deposita una potente secuencia de sedimentos detríticos, formada por calcarenitas y areniscas calcáreas en la base y un conjunto de arcillas más menos margosas que en el MAGNA se divide en dos partes: un tramo inferior  formado por más de 100 metros de margas de color oscuro y un tramo superior formado por 50 metros de margas de tonos más claros. Sobre esta formación arcillosa se sitúa una potente formación calcárea compuesta por calizas bioclásticas y dolomías (C_14–16) de edad Aptiense – Albiense y facies urgoniana.

En la Hoja de Benissa del MAGNA se describe el siguiente perfil estratigráfico levantado en la cercana localidad de Benimeli (?):

-      50 metros: margas astillosas grises y margas limosas del mismo tono con frecuentes nódulos de hierro y abundantes fósiles piritizados  (ammonites, gasterópodos, etc…).

-    15 metros: margas grises y negras con abundantes fósiles piritizados (ammonites, gasterópodos,..) Se incluyen cuerpos arenosos con abundante mica y glauconita.

-    25 metros: alternancia de margas y margocalizas grises con margas arenosas y biocalcarenitas con abundantes micas y glauconita. 

-          5 metros: margas grises y pardas.

En la siguiente imagen se puede ver la columna estratigráfica del Cretacico Inferior de la Hoja del MAGNA:

Figura nº 5: Leyenda de la Hoja del MAGNA del IGME.

Estos materiales se depositaron en una plataforma externa abierta con aportes detríticos del continente justo al Norte de la "Franja Anomala" que marca una profundización del medio sedimentario. En la siguiente imagen se puede ver la interpretación de ambientes y facies durante el Neocomiense del Prebético. 

Figura nº 6: Interpretacion ambiental (Imagen tomada de Google)

Figura nº 7: Disposición paleogeografica durante el
Neocomiense y localización aproximada de Oliva.

En la  imagen de la izquierda se puede ver la disposición paleogeografica de la Peninsula Ibérica  (imagen tomada de Colorado Plateau Geosystem) durante en Cretácico Inferior y como la zona de Oliva se encontraba en la plataforma continental del borde meridional de la Placa Ibérica.

La edad de estos sedimentos se considera pre-Barremiense – Aptiense Inferior y sobre ellos se sitúa una potente serie de calizas bioclásticas con orbitolinas y ostreidos formadas por acumulaciones de barras bioclásticas y parches arrecifales.

En la Provincia de Alicante, y durante el Neocomiense, la Zona Prebética presenta facies diferentes a las del resto de la Cordillera Bética, diferenciándose los siguientes ciclos sedimentarios:

-     Primer ciclo: comienza en los niveles de pisolitos ferruginosos del Oxfordiense Medio y finaliza en el hard ground del techo del Valanginiense Superior.

-     Segundo ciclo: comprende el Valanginiense Superior y el Hauteriviense.

-  Tercer ciclo: Se extiende desde el Barremiense hasta el límite Aptiense Inferior- Superior. 

Figura nº 8: Perfil del Prebético de Alicante tomado de "El Cretácico de España".

En la bibliografía geológica de esta zona raramente se utilizan unidades litoestratigráficas formales, sin embargo están definidas y son las siguientes de muro a techo, tal como se puede apreciar en la figura anterior:

Formación Lorente: constituida por margocalizas y margas es una de las unidades litoestratigráficas mas características y continuas de la serie estratigráfica Jurásica encontrándose ampliamente distribuida en el Prebético y en la Cordillera Ibérica donde se la conoce como Formación Ritmita calcárea de Loriguilla. Esta Unidad esta compuesta por una alternancia rítmica de calizas micriticas, margocalizas y margas grises de aspecto muy característico y con un espesor aproximado de 100 metros. En el muro de la Formacion puede aparecer algún nivel noduloso con ammonites atribuibles al Oxfordiense Superior por encima se desarrolla una monótona serie de calizas micriticas de aspecto tableado y laminar de grosor decimetrico (20-30 cm) que alternan con niveles mas delgados (5-10 cm) de margocalizas y margas grises. 

Figura nº 9: La Formación Ritmita calcárea de Loriguilla en su localidad tipo.

La parte superior de la Unidad presenta un aspecto mas variable con calizas esparíticas y intrabioesparíticas ademas de pelmicritas pellestparitas, micritas y biomicritas que corresponden a depósitos de plataforma marina somerizante. Presentan estructuras de corriente con laminaciones cruzadas de bajo ángulo y pequeños canales con base erosiva rellenos de material fino que corresponden a zonas de descarga mareal. Esta parte superior es parecida a la que se presenta en la Formación Loriguilla en la Cordillera Ibérica y ha sido descrita en la anterior entrada de este blog (Enero 2020). La Formación en su conjunto es claramente regresiva. 

La macrofauna es muy escasa pero en la parte inferior de la Unidad aparece una microfauna de Epistominas que caracteriza el Kimmeridgiense Inferior y en la parte superior la presencia de Alveosepta jaccardii marca el Kimmeridgiense Medio. Así pues la edad de esta Formacion seria Oxfordiense Superior - parte baja del Kimmeridgiense Medio. 

Formación Sierra del Pozo: se define con este nombre al conjunto carbonatado y calcarenítico del tránsito Jurásico–Cretácico en el Prebético. La Formación, definida por García-Hérnandez et al en 1982 en la Sierra del Pozo, se dispone sobre la Formacion Lorente y se divide en dos miembros, uno inferior calizo margoso que en el perfil del Río Serpis alcanza una potencia de 400 metros y un miembro superior calcarenítico y areniscoso con un espesor de 75 metros en el mismo perfil. La edad de la Formación abarca desde el Portlandiense–Berriasiense para el miembro inferior al Berriasiense Superior–Valanginiense Inferior para el miembro superior. La Formación se depositó en un ambiente mareal de plataforma carbonatada que evoluciona a una plataforma abierta poco profunda y agitada.   

En la Cartografía digital del IGME se diferencia un Miembro Inferior que puede presentar influencia detrítica constituido por calizas oolíticas y pisolíticas, calizas y dolomías con niveles de areniscas o presentar facies dolomíticas y estar formado por dolomías ocres de aspecto masivo. Este miembro inferior también se puede presentar en facies calcáreas que incluyen a la equivalente Formación Higueruelas y constituidas por calizas oolíticas, pisolíticas y oncoliticas con potencias de hasta 450 metros con un tramo basal de 50 metros de calizas bien estratificadas y dolomitizadas hacia el muro y un segundo tramo formado por una alternancia rítmica de calizas y margas típica de los ambientes mareares carbonatados. Se le atribuye una edad Kimmeridgiense-Tithoniense.

Según esta misma cartografía el Miembro Superior de la Formacion Sierra del Pozo se puede presentar en facies detríticas (facies Purbeck) predominando las areniscas, calizas arenosas, calcarenitas oolíticas y arcillas o en facies carbonatadas de plataforma somera predominando las calizas margosas, calizas bioclásticas, calcarenitas y dolomías con una abundante fauna de lamelibranquios, nerineidos, ostracodos, etc... de edad Kimmeridgiense Superior- Neocomiense Inferior o Valanginiense-Berriasiense.  

Formación Cerro Lobo: se deposita sobre el hard ground que marca el techo el miembro superior de la Formación Sierra del Pozo. La Formación se decide en dos miembros de desigual litología: un miembro inferior constituido por margas pardo-amarillentas con algunos niveles calizo-areniscosos con muy abundantes Exogyras, ammonites, equínidos (Toxaster), braquiópodos y lamelibranquios y un miembro superior formado por dolomías, calizas areniscosas y calcarenitas. Su edad esta datada mediante fósiles es Valanginiense Superior–Hauteriviense Basal en el miembro inferior y se considera un edad Hauteriviense Medio–Superior para el miembro superior. Las margas de Exogyras se depositaron en un medio de plataforma marina abierta que hacia el Sur pasa a un dominio más pelágico con ammonites, mientras que el miembro superior se depositó en un sistema de barras con aportes terrígenos y bioconstrucciones.

Indiferenciado de la Formación Los Villares + Miembro Superior de la Formacion Sierra del Pozo: Esta Unidad agrupa a un conjunto de calcarenitas, areniscas ferruginosas, margocalizas y margas grises con intercalaciones areniscosas y calcáreas que no se pueden asignar a ninguno de los miembros definidos. Dentro de esta Unidad se pueden individualizar tres tramos: en primer lugar una serie de areniscas biodetríticas y oolíticas con pasadas de areniscas y margas arenosas con abundantes ostreas, a continuación unas margas limosas verdes con ostras y por ultimo en algunos puntos pueden verse un tercer tramo compuesto por margocalizas. Todo este conjunto indiferenciado puede abarcar  desde el Berriasiense al Hauteriviense en base a la fauna encontrada.  

Formación Los Villares: se caracteriza por presentar una alternancia de margocaliza y margas (rítmita) de color gris azulado depositadas en una cuenca marina de carácter pelágico. En la Sierra Mariola esta formación se sitúa encima del hard ground del techo de la Formación Sierra del Pozo y presenta un espesor de 200 metros con una abundante fauna de ammonites del Valanginiense Superior, Hauteriviense y Barremiense. En el Prebético Interno de Alicante las potencias varían entre los 50 y los 180 metros.

Formación Arroyo Los Anchos: está constituida por las calizas con rudistas y orbitolinas en facies urgoniana y se divide en dos miembros, uno inferior carbonatado y uno superior detrítico en su parte baja pasando a carbonatado (calizas con ostreidos) hacia el techo. Su edad es Barremiense – Aptiense Superior para el miembro inferior y Aptiense Superior – Albiense para el miembro superior.

En el siguiente cuadro pretendo resumir lo anteriormente dicho de una manera más gráfica:

Por su parte C. Arias et al 2001 han distinguido siete tramos biológicos;

-El tramo 1 está formado por una alternancia de margas y calizas dolomíticas limolítico-arcillosas con bioturbación intensa y abundantes señales de erosión e interrupción. La estratificación es irregular y con escasa continuidad lateral. Se apoya sobre el hardground del Valanginiense medio. Su límite superior es otra costra ferruginosa que la separa de las margas y lutitas carbonáticas suprayacentes. Este primer tramo representa los sedimentos generados durante una etapa de drowning, con la inundación brusca de la plataforma somera e instalación de una sedimentación abierta.

La asociación encontrada en el tramo 1, caracterizada por la presencia de la siguiente fauna de ammonites:Karakaschiceras biassalense, Neocomites neocomiensis, Olcostephanus guebhardi querolensis y Valanginites nucleus indica la base del Valanginiense superior (Zona de Verrucosum, Subzona de Verrucosum).

-El tramo 2, son arcillas limolíticas de color ocre y gris azulado en la parte media y alta, con intercalaciones de dolomías limolíticas. El tramo segundo, comienza con la estabilización de la sedimentación en la plataforma externa con abundante y variada fauna bentónica, para evolucionar hacia una mayor distalidad, probablemente unido a un ligero aumento de la batimetría

-El Tramo 3, con niveles de areniscas de grano fino. Se ordenan en siete secuencias, las dos inferiores son estratocrecientes y la última, incompleta, está cortada por un nivel métrico de arcillas marrones. Este tramo, de color gris oscuro, con abundantes cristales de pirita de pequeña talla, exclusivamente con fauna de ammonites piritosos y algunos Belemnites, parece indicar un medio tranquilo por debajo del nivel de base del oleaje y con pocas corrientes. Los escasos niveles duros están siempre gradados, lo que permite pensar en un retrabajamiento. Es la unidad que presenta señales que indican mayor distalidad y probablemente mayor profundidad o confinamiento, con escasa oxigenación.

En la parte alta del tramo 3 se encuentra una fauna compuesta por Olcostephanus nicklesi, OI. balestrai, Oosterella gaudryi, O. stevenini, O. fasci ge ra y Neocomites aff. peregrinus. Esta asociación corresponde a la base de la Zona de Trinodosum (Subzona de Nicklesi). De acuerdo con ello, el tramo 2 correspondería a las partes media y alta de la Zona de Verrucosum (Subzonas de Pronecostatum y Peregrinus).

-El tramo 4, es una alternancia de arcillas gris oscuro con niveles duros de dolomías limolítico-arenosas, más importantes hacia el techo. Su límite superior es similar al inferior, un nivel métrico de arcillas marrones que interrumpe la alternancia y en el que no se observa fauna. El resto del tramo presenta una rica y variada fauna bentónica y ammonites, asociada a la llegada de terrígenos finos y no abundantes, indica un brusco cambio en la tendencia evolutiva, instalándose la zona proximal de la plataforma externa, con clara tendencia hacia la carbonatación a techo.

Este tramo contiene la siguiente asociación faunistica: Lyticoceras cf. nodosoplicatum, L. bargemensis y Crioceratites cf. nolani, característicos de la parte terminal del Hauteriviense inferior (Zona de Nodosoplicatum). La interrupción sedimentaria detectada en la base de este tramo afectaría por tanto al final del Valanginiense (Zona de Callidiscus) y a gran parte del Hauteriviense inferior (Zonas de Radiatus y Loryi). 

-El tramo 5, Está formada por arcillas y limolitas de color gris oscuro alternando con niveles de dolomías limolíticas, en algún caso algo arenosas. Su característica principal es la abundancia de glauconita en todos los niveles. Se organizan en cinco secuencias estratocrecientes. Este tramo se caracteriza por la presencia de abundante glauconita; comienza por materiales con domino de la decantación y fauna bentónica no muy abundante; hacia la parte media dominan los estratos masivos con Thalassinoides en la base y señales de tempestitas; finalmente en la parte alta pasa a una sedimentación rítmica con abundantísimos ammonites prácticamente como única microfauna. Esta tendencia parece indicar ligeras oscilaciones batimétricas en el entorno del nivel de base del oleaje. Termina con una costra ferruginosa.

Este tramo sólo posee fauna significativa en su parte superior, habiéndose identificado Crioceratites binelli(una forma característica de la Zona de Balearis) y, a más arriba, diversas especies del género Pseudothurmannia (propias de la Zona de Angulicostata). De acuerdo con esto, la interrupción sedimentaria localizada entre los tramos 4 y 5 incluiría la parte baja del Hauteriviense superior (Zona de Sayni y, probablemente, parte o la totalidad de la Zona de Ligatus).

El límite entre los tramos 5 y 6, marcado por una costra ferruginosa, podría corresponder a una pequeña discontinuidad estratigráfica que afectara a la parte final de la Zona de Angulicostata y a la extrema base de la Zona de Hugii.

-El tramo 6, está formado por arcillas y limolitas de color gris oscuro con abundantes niveles duros intercalados que forman tres secuencias estratocrecientes. Al final de cada secuencia se reconocen importantes costras ferruginosas con superficies poligonales y abundante bioturbación que forman un hardground y aumentan en importancia hasta llegar al techo. Este tramo presenta una sedimentación homogénea. Los hardground de la parte alta, junto al predominio de la sedimentación por decantación, parecen indicar una ralentización de la tasa sedimentaria.

Este tramo corresponde ya al Barremiense inferior. En él se han podido reconocer, sucesivamente, la Zona de Hugii (con Spitidiscus hugii, Sp. vandeckii y Psilotissotia favrei) y la Zona de Nicklesi (con Almohadites camelinus, Holcodiscus aff. perezianus y Hamulinites aff. munieri). 

-El tramo 7, no está completo ya que sobre él se encuentran las calizas del Aptiense inferior en contacto mecanizado. Está formado por arcillas limolíticas grises con intercalaciones de niveles con cemento dolomítico. Hacia el techo, presenta aspecto noduloso. Aparentemente el tramo evoluciona hacia una ritmita caliza-marga. De este tramo sólo aflora su base, por lo que es prácticamente imposible interpretar su tendencia evolutiva.

En la base de este tramo aparecen Subpulchellia compressissima y Moutoniceras nodosumc que permiten atribuir estos niveles a la Zona de Compressissima.

En Oliva se reconocen tres episodios sedimentarios limitados por interrupciones, cuya representación es variable. El primero, comprende todo el Valanginiense superior y está formado por los tramos 1, 2 y 3 con una sedimentación continua, representa el drowning del Valanginiense medio, la posterior estabilización de la sedimentación y su evolución hacia la distalidad y profundización. Esta tendencia, queda cortada por una interrupción que abarca tres zonas de ammonites. La sedimentación se reanuda, con el segundo episodio, en la parte alta del Hauteriviense inferior (tramo 4) en condiciones más proximales, pero queda cortada de nuevo por otra interrupción que abarca dos zonas. El tercer episodio comprende desde la parte media del Hauteriviense superior hasta el límite entre el Barremiense inferior-superior con una pequeña posible interrupción en el límite Hauteriviense-Barremiense (tramos 5, 6 y 7), pero siempre bajo condiciones de baja tasa de sedimentación. Las correlaciones entre los tramos aquí establecidos y los definidos por Castro (1998) más al sur y por Masse et al. (1993) en la zona de Jumilla es relativamente sencilla, reconociéndose una migración temporal de la sedimentación hacia el continente que alcanza su máximo en el Hauteriviense inferior.

Las secciones analizadas han proporcionado, en algunos niveles, una abundante y variada fauna de ammonites que se encuentran en un aceptable estado de conservación

En estas asociaciones predominan representantes de las familias Neocomitidae, Olcostephanidae, Desmoceratidae, Holcodiscidae y varios grupos de Ancyloceratina. La escasísima presencia de Phylloceratidae y Lytoceratidae y la relativa abundancia de formas de gran tamaño (sobre todo entre los Ancyloceratina) son propias de un medio nerítico, de plataforma abierta, poco profunda y relativamente cercana a costas. El análisis de la distribución vertical de las especies encontradas permite reconocer distintas unidades bioestratigráficas correspondientes al intervalo Valanginiense superior-Barremiense inferior.

Los materiales estudiados, se han depositado en su totalidad en la plataforma externa, presentando variaciones en los diferentes tramos que la componen, interpretándose unas veces como aumento de la distalidad, otras a cambios batimétricos y finalmente a variaciones en la tasa de sedimentación, pudiendo ir unidos en algunos casos más de uno de los procesos citados. 

COLUMNA LITOESTRATIGRAFICA DEL MESOZOICO DE OLIVA :

Los terrenos mas antiguos que aparecen en la zona de Oliva afloran en el núcleo del Anticlinal de Oliva en el Paraje del Tossal Gros y corresponden a calizas oolíticas y dolomías de la Formación Chorro o su equivalente en la Cordillera Ibérica la Formación carbonatada de Chelva del Jurásico Medio (Toarciense-Calloviense). Sobre ellos se sitúan las calizas nodulosas, calizas margosas y margas de la Formacion Lorente o su equivalente ibérico la Formación Calizas con esponjas de Yátova del Oxfordiense que afloran en la Penya del Aguila y en Les Covatelles. Por encima y abarcando transito Jurásico-Cretácico se sitúa una potente unidad la Formación Sierra del Pozo que se divide en dos miembros, un Miembro Inferior con dolomías, calizas oolíticas, oncológicas y pisolíticas que incluye a la Formacion Calizas de Oncolitos de Higueruelas del Kimmeridgiense - Tithoniense y un Miembro Superior constituido por una parte inferior constituida por una alternancia de calizas, margocalizas y calizas arenosas con areniscas y margas que abarcaría el lapso temporal Tithoniense-Valanginiense. Por encima se sitúan las calizas bioclásticas, calcarenitas, margocalizas y areniscas que corresponden al  nivel superior carbonatado del Miembro Superior de la Formación Sierra del Pozo con una edad Berriasiense-Valanginiense. 

Las canteras de arcillas, donde aparecen los fósiles que se van a describir, se localizan sobre niveles de calizas de color beis claro con pátina gris clara, se presentan en estratos de superficies irregulares de espesor submétrico con niveles de margas nodulosas intercalados, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:      

Figura nº 10: Calizas de pátina gris con niveles de margas nodulosas del Miembro Superior de la Formación Sierra del Pozo (Tithoniense-Valanginiense). Font de L'Elca.

A la lupa de mano se trata de calizas de grano fino, recristalizadas, de color beis a marrón claro y fractura concoidea con muy poca microfauna, destacando la presencia a "pestañas" (bivalvos pelágicos).

Figura nº 11: Caliza blanca con embriones de
bivalvos y gasteropodos-

Esta descripción es la que corresponde a la de la cartografía geológica existente: el Mapa Geológico a escala 1/50.000 de la serie MAGNA y a la cartografía geológica digital del IGME. Sin embargo sobre el terreno las cosas no están tan claras y en la Fuente de L'Om lo que aflora son unas alternancias de calizas nodulosas (arriñonadas) con grandes bioturbaciones y calizas blancas o beis claras con laminaciones de algas (estromatolitos) dispuestas de una manera muy similar a la descrita por García-Hernandez et al en el yacimiento de icnitas de dinosaurio de la Sierra del Pozo. García-Hérnandez sitúa estas facies en la parte media-superior del Miembro Superior de la Formacion Sierra del Pozo. Estas alternancias están constituidas por sucesiones de 3 a 5 metros de espesor dispuestas de la siguiente manera: 

Figura nº 12 : Calizas arriñonadas con calizas grises claras (blancas) estromatoliticas. A techo un hard ground ferruginoso. 

Figura nº 13 : Calizas bioturbadas de aspecto
noduloso. Aparecen numerosos thalassinoides
de gran tamaño.

A) Calizas arriñonadas y bioturbadas. Se pueden ver en la fotografía de la figura de la derecha. Se trata de unas calizas de color muy claro de aspecto noduloso, con nódulos muy gruesos que corresponden a grandes bioturbaciones.
    
B) Calizas grises claras con textura fenestral.

C) Calizas grises, azoicas, con laminaciones criptoalgal (laminillas y fenestras) en estratos de 30 cmte con grietas de desecación a techo. Esta asociación se considera formada en un medio mareal; zonas sub, ínter y supramareal respectivamente en las extensas plataformas carbonatadas de muy poca profundidad características del transito Jurásico-Cretacico. El origen de estas secuencias esta en los altos valores de subsistencia y velocidad de sedimentación de estos medios.

Figura nº  14: Caliza con laminaciones de algas (estromatoliticas).

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto que presentan estas calizas en una muestra de mano con una estructura en laminas de calizas blancas recristalizadas:

Figura nº 15; Aspecto de una muestra de mano de la calizas estromatoliticas. Se aprecian sus laminaciones.

Figura nº 16 : Alternancia de calizas y calizas nodulosas.

Debajo de la Urbanización Panorama en la vertiente meridional del Barranco de Covatelles se localiza una alternancia de calizas nodulosas con margas y calizas grises en capas de 30-50 centímetros muy irregulares tal como se puede apreciar en la fotografía de la derecha, sobre las que se dispone un tramo de 20 metros de espesor de arenas, arcillas y areniscas amarillentas apenas visible por estar muy tapado.

En la cartografía digital del IGME estos materiales se asignan al Miembro Superior de la Formacion Sierra del Pozo concretamente a una alternancia de calizas, margocalizas, calizas arenosas, areniscas y margas.  Se le asigna una edad Tithoniense - Valanginiense, es decir incluiría el transito Jurásico - Cretacico. 

En este nivel tapado es donde se produce un cambio litológico muy marcado pasando de las calizas grises claras y/o blancas alternando con calizas nodulosas (arriñonadas) a niveles con presencia de sedimentos detríticos clásticos, arenas y areniscas amarillentas con restos vegetales y calizas oobiointraclásticas gruesas formando la secuencia que se describe a continuación:

Figura nº 17: Calizas oolíticas cremas. 

-2 metros visibles formados por arenas, areniscas, limolitas arcillosas con algún nivel muy delgado de calcárenitas fosilíferas muy irregular. Las areniscas, de color amarillento anaranjado, contienen pequeños fragmentos vegetales ferruginosos.
-1,50 metros: Banco de calizas oolíticas de color crema amarillento de pátina gris, en estratos gruesos con superficies de estratificación irregulares estiloliticas. Los solitos son de pequeño a muy pequeño tamaño (de 2 a 0,5 mm). Los más pequeños se forman alrededor de un grano de cuarzo y son de forma redondeadas constituyendo una especie de matriz. También aparecen numerosos oolitos alargados (discoidales) y oolitos redondeados más grandes (1-2 mm) sin estructura interna. Se pueden ver fragmentos bioclasticos planos formados por calcita blanca.

Figura nº 18: Banco de calizas oolíticas en estratos gruesos sobre areniscas y arenas con restos vegetales.

-0,50 metros: Arenas arcillolimosas amarillentas.
-1,80 metros: Calizas oolíticas de color crema en estratos gruesos (0,5 mts) de planos de estratificación ondulados. En la base presentan calizas nodulosas.    

Figura nº 19: Calizas oolíticas con algunas intercalaciones mas delgadas de calizas nodulosas. 

-0,30 metros: Calizas margosas nodulosas.
-3,50 metros: Calizas oolíticas de color crema en estratos de 0,10 a 0,30 metros con planos de estratificación ondulados marcados por interacciones margosas muy delgadas. A techo aparecen un banco grueso (0,60 mts)  de calizas oolíticas con grandes intraclastos gruesos a muy gruesos con un nivel intercalado de acumulación de ostreidos y gasterópodos. 

Figura nº 20: Calizas oointrabioespariticas en estratos gruesos.

-0,20 metros: Calizas margosas algo nodulosas.

Figura nº  21: Nivel de macrofauna

-6,50 metros: Calizas cremas de pátina marrón en estratos gruesos con laminaciones cruzadas muy tendidas con algunos estratos más delgados de aspecto noduloso. Son calizas ooliticas formadas por oolitos redondeados muy bien clasificados por tamaños (0,5 - 1 mm) con bioclastos de tamaño de grano grueso a muy grueso. Dentro de los estratos aparecen niveles de acumulación de macrofauna (bivalvos, gasterópodos, ostreidos, et....) como el que se puede ver en la fotografía de la figura de la derecha.
En la siguiente figura se puede ver una microfotografía (x30 aumentos) de una muestra de una caliza política con grandes intraclastos de origen biológico:

Figura nº 22: Microfotografía (x 30 aumentos) de un caliza oolítica con grandes intraclastos.

-1,50 metros: este nivel constituye el techo visible se esta secuencia se trata de un banco masivo de calizas oolíticas y bioclásticas de color crema con acumulación de grandes bivalvos (ostreidos). El techo del estrato es un hard ground.  

Figura nº 23: Banco de calizas ooliticas con acumulación de grande ostreidos y macrofauna.

El conjunto constituye una secuencia transgresiva de medios marinos muy energéticos (barras litorales de calizas de oolitos bien clasificados por tamaños y calizas bioclásticas de grano muy grueso) con zonas protegidas donde se acumula la macrofauna, sobre unos depósitos detríticos (arenas y areniscas) de ambiente más continental marcado por la presencia de restos vegetales.  Según la cartografía geológica esta secuencia corresponde al nivel carbonatado del Miembro Superior de la Formacion Sierra del Pozo correspondiéndole una edad  Berriasiense-Valanginiense, es decir ya estaríamos claramente en el Cretacico Inferior.

Figura nº 24: Nivel de margas grises (Margas de
Exogyras) sobre un nivel de areniscas, limoltas,
margas limoliticas y margas amarillas fosiliferas.

Encima de estos materiales aparecen areniscas ferruginosas, margocalizas y margas grises con intercalaciones arenosas y carbonatadas de la Formación Los Villares que corresponde a una edad  Berriasiense – Hauteriviense. Las antiguas explotaciones mineras de Oliva se beneficiaron niveles de margas grises que por sus características y contenido faunístico se pueden atribuir a la Formación Cerro Lobo del Valanginiense Superior – Hauteriviense - Barremiense, que constituye  un cambio lateral de facies den la Formación Los Villares. Se trata de margas grises limosas con abundantes micas y margas arcillosas muy fosilíferas con algún nivel de areniscas grises laminadas y de areniscas amarillentas ferruginosas. Aflora en las canteras que se localizan en la Urbanización Panorama II, en el Tossal de l’Almuixic y en el Collado de L’Elca. 

En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto que presenta esta formación margosa y la superior calcárea en una de las canteras de Oliva.  

  

Figura nº 25: Margas grises oscuras (negras) correspondientes a las "Margas con Exogyras". A techo nivel de areniscas ferruginosas con grandes ammonites y margas arcillosas y limoliticas de color amarillento. 

Las antiguas explotaciones mineras de Oliva se beneficiaron niveles de margas grises que por sus características y contenido faunístico se pueden atribuir a la Formación Cerro Lobo en cambio lateral de facies con la Formación Los Villares del Valanginiense Superior – Hauteriviense- Barremiense. Se trata de margas grises limosas con abundantes micas y margas arcillosas muy fosilíferas con alguna intercalacion de areniscas laminadas grises y areniscas ferruginosas amarillentas en estratos de 10 a 20 cm. El espesor de este conjunto  amargos es de 130 metros. Por encima de estas margas grises aparece un tramo de colores mas claros y 50 metros de potencia. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto que presenta esta formación margosa y la superioras clara en una de las canteras de Oliva.

Estas formaciones se caracterizan por la gran cantidad y variedad de fauna fósil que contiene: Exogyras, ammonites de muy pequeño tamaño (a veces piritizados), belemnites, equinodermos, braquipodos, lamelibranquios, gasterópodos, orbitolinas, corales solitarios y se mencionan dientes de tiburón que no he encontrado, aunque si molares de peces óseos. En la siguiente fotografía se puede ver un detalle de estas facies de margas grises con Exogyras: 

Figura nº 26: Detalle de las margas grises con Exogyras con intercalaciones de areniscas ferruginosas.

 

En el afloramiento las margas pueden presentarse agrietadas como se puede apreciar en la siguiente imagen:

Figura nº 27: Detalle de las margas grises con grietas con grietas.

Estas margas negras serian correlacionables con otras litologías muy parecidas pertenecientes al Cretacico Inferior (Aptiense Inferior) del Prebético y que se asocian a un episodio transgresivo originado por el hundimiento de la Plataforma carbonatada externa hemipelágica debido a una tectónica extensional. Estas margas negras se depositarían en el Evento Anóxico Oceánico a1 que corresponde a un cambio climático a escala global con la deposición de abundante matera orgánica en este caso procedente de aportes continentales y no de origen pelágico.
  
A continuación iré mostrando y describiendo los distintos tipos de faunas fósiles encontrados en esta zona:

Exogyras:

Figura 28: Gryphaea en posición de viva.

Es uno de los fósiles más abundante, llegando a formar auténticos bancos en los niveles de margas más oscuras, tambien conocidas como "Margas de Exogyras". Las Exogyras forman parte de un género extinto de ostreidos, típico del Jurásico y del Cretácico, pertenecen a la familia Gryphaeidae junto con el género Gryphaea con quien comparte características comunes. Los individuos del género Exogyra vivían en el fondo marino a poca profundidad y se caracterizaban por tener una valva izquierda enroscada en espiral y marcadamente ornamentada, que fijaría al molusco al sustrato y una de más pequeña que haría de tapa.

En las siguientes fotografías se pueden ver dos ejemplares de Exogyra encontrados en este yacimiento. En la primera fotografía se puede apreciar la forma típica de la valva izquierda, enroscada en espiral y la ornamentación de la misma. En la Memoria de la Hoja del Magna se menciona la aparición en estos niveles de Exogyra coluloni.

Figura nº 29: Valvas izquierdas de Exogyras. En el ejemplar de la izquierda gusano serpúlido. 

En la segunda fotografía se puede ver, en el ejemplar de la izquierda, la valva derecha más pequeña que la izquierda y con su forma de tapa. Debian vivir sobre el fondo marino, a poca profundidad, la valva más grande y pesada se situaba sobre el lecho marino donde se hundiría por su propio peso, mientras que la valva mas pequeña y plana tenia una función de "tapa". Esta forma de la concha era una adaptación a un fondo marino inestable cuya movilidad era contrarrestada por el animal gracias a un rápido crecimiento de la valva inferior.   En el ejemplar de la izquierda se aprecia un parasito pagado a la valva se trata de un serpúlido.

Figura nº 30: Valva derecha o tapa en el ejemplar de la derecha.

Figura nº 31: Gusano serpúlido actual

Los serpúlidos son anélidos poliquetos que construyen un tubo calcáreo en el que vive el gusano. Un extremo del tubo permanece abierto ya que por el mismo asoma la corona de tentáculos que sirven al organismo para su alimentación y respiración, tal como se puede apreciar en la fotografía de la izquierda. Estos organismos sedentarios tubícolas son muy comunes como incrustantes en las conchas de los invertebrados marinos actuales, como los mejillones, pero también aparecen en el registro fósil, aunque es raro verlos tan perfectamente conservados como los de las fotografías 4 y 5.     

Se conocen bioconstrucciones de serpúlidos desde el Devónico al Mioceno pueden desarrollarse en medio de lagoon o de plataforma externa con rangos de profundidad desde los 2 a los 200 metros. Se disponen como entramados de tubos de forma arborescente y crecimiento vertical con 1 o 2 metros de altura y varios cientos de metros de extensión horizontal.

Figura nº 32: Tubo de serpulido

En la  fotografía de la derecha se puede ver otro de estos parásitos sobre una pequeña exogyra. En el yacimiento de Oliva abundan los ejemplares de parásitos de este tipo, incluso aparecen muy frecuentemente ejemplares sueltos (ver fotografía de la figura nº 44) en forma de tubo

En la siguiente fotografía se puede observar un conjunto de exogyras de este yacimiento, todas ellas están enteras conservando su valva ventral:

Figura nº 33: Exogyras completas (con ambas valvas) del Neocomiense de Oliva.

Ademas de gryphaeas enteras se encuentran numerosas valvas solas, entre ellas algunas valvas de cierre o centrales muy bien conservadas:

Figura nº 34: Valva de cierre o ventral ("tapa") de una Exogyra.

Belemnites:

Figura nº 35: Reconstrucción de un belemnite.

Los belemnites eran un grupo extinto de moluscos cefalópodos similares a los calamares que se caracterizaban por presentar una concha interna con una estructura sólida en forma de bala conocida como “rostro” y situada en la parte posterior del animal. Esta estructura, formada por calcita sólida, fosiliza muy fácilmente y es el resto fósil más común de los belemnites. En la  figura de la izquierda se puede ver un gráfico con la reconstrucción de un belemnite.

Los rostros de belemnites son extremadamente abundantes en este yacimiento, normalmente aparecen sueltos y fragmentados entre las margas. En la siguiente fotografía se  puede apreciar un numeroso conjunto que incluye puntas (“balas de moro” o “puntas de rayo”) y otros fragmentos, en algunos de los cuales se puede ver su estructura interna. Naturalmente, sin disponer de un ejemplar más completo, parece muy difícil llegar a clasificar estos fósiles, sin embargo en el Neocomiense son muy abundantes los belemnites de los géneros Hybolites, Duvalia, Shvetsovia, Curtohibolites, Conohibolites y Mesohibolites de los que aparecen ejemplares en este yacimiento.

Figura nº 36: Nivel de concentración de belemnites en las margas grises. 

En la siguiente fotografía se puede ver una selección de rostros de belemnites de este yacimiento, se trata de ejemplares de pequeño tamaño según se puede apreciar con la escala comparativa. Aparecen los géneros Hibolites, Duvalia y Conohibolites:

Figura nº 37: Selección de rostros de belemnites del Cretácico Inferior de Oliva.

En esta vista se distingue claramente que hay varias especies diferentes, la primera por la izquierda podría pertenecer al género Duvalia del Valanginiense-Hauteriviense, los demás podrían ser de los géneros Hybolites y Adiakritobelus muy abundantes en el Cretácico Inferior.

Figura 38: secciones longuitudinales de belemnites

Las estructuras internas de los rostros de los belemnites se pueden apreciar en esta otra imagen (Fotografia nº 10) correspondiente a ejemplares de belemnites de este mismo yacimiento que se parten con facilidad a favor de las hendiduras longitudinales, estas hendiduras que se pueden ver claramente en el cuarto ejemplar por la izquierda de la fotografía 24,  posiblemente se corresponden con marcas de aletas de estabilización del animal.

Figura nº 39: ejemplar de belemnite con muescas

Como curiosidad tengo que resaltar que he encontrado un ejemplar de belemnite que parece que presenta marcas o muescas (ver fotografía a la derecha) que corresponden a agujeros realizados por organismos perforadores como percebes o litofagos, lo que es indicativo de que el rostro pasó un largo tiempo expuesto en el fondo marino hasta su enterramiento y fosilización:

Figura nº 40: Union del rostro con el fragmocono de un Conohibolites.

En algunos de los ejemplares de belemnites encontrados en este yacimiento he podido observar la estructura cónica que sirve de unión al rostro del belemnite con su concha interna o fragmocono y tal como se puede apreciar en la  fotografía de la izquierda.

Figura nº 41: Belemnite capturando a un pez.

En la siguiente imagen se puede ver una reconstrucción realizada a partir de un fósil excepcionalmente conservado de una escena de la captura de un pez óseo Leptolepis bronni por parte de un cefalopodo Clarkeiteutis conocauda del Toarciense (Jurásico Medio). Según la disposición del fósil se piensa que el cefalopodo capturo al pez en aguas bien oxigenadas y después se hundió hasta profundidades con poco oxigeno donde se asfixio y se enterró preservándose excepcionalmente por en un medio anoxico.



En la siguiente fotografía se puede ver un ejemplar de Duvalia encontrado recientemente en este yacimiento y que por su forma se asemeja a Duvalia aff. silesiaca UHLIG 1902 del Barremiense temprano:

Figura nº 42: Belemnite del genero Duvalia (Duvalia aff. silesiaca?) del Barremiense temprano. 

Ammonites:

Figura nº 43: Reconstrucción de un ammonite.

Otros fósiles muy abundantes en este yacimiento son los ammonites cuya reconstrucción, según Antonio del Ramo Jimenez, se puede ver en la figura 8. Los ammonoideos o ammonites son un grupo de moluscos cefalópodos extintos (exceptuando a los Nautilus y Argonautas) que se caracterizaban por presentar una concha planiespiralada con una ornamentación muy marcada consistente en costillas y suturas.

Estas últimas son las que se utilizan para identificar a los ammonites, pues cada uno tiene una sutura diferente de la de los demás. En la figura de la izquierda se pueden ver los distintos tipos de suturas según el orden al que pertenecen, observándose como se van complicando, según el ammonite va evolucionando hasta quedar como en la siguiente figura, tomada de la página web geocaching.com.

Figura nº 44: Tipos de suturas según el tipo de cefalopodo.

En este yacimiento se encuentra una gran variedad de ammonites. Son muy típicos los ammonites piritizados de muy pequeño tamaño, como los que aparecen en la siguiente fotografía con una escala para referencia:

Figura nº 45: seleccion de pequeños  ammonites piritizados del yacimiento neocomiense de Oliva.

Figura nº 46: Pequeño ammonite con costillas y suturas

Se trata de pequeños ammonites que suelen aparecer sueltos entre las arcillas con sus estructuras características  bien visibles. Por ejemplo las líneas de suturas se aprecian muy bien y tenemos varios ejemplos: como en la siguiente imagen se puede ver la fotografía de un ammonites con línea de sutura de tipo ammonitico y adorno de costillas.



En la siguiente imagen se puede ver otro ejemplar de ammonite piritizado, de muy pequeño tamaño, en este caso se diferencia del anterior en que no tiene la ornamentación de costillas y en que presenta  una línea de sutura de tipo ceratítico:

Figura nº 47: Pequeño ammonite piritizado sin costillas y con una sutura muy bien marcada.

Figura nº 48: Sifón de un ammonite

El excelente estado de conservación de algunos de los pequeños ammonites piritizados permiten apreciar otras estructuras caracteríticas de los ammonites, como el canal sifonal o sifón que se puede ver con claridad en la imagen de la izquierda.
En la imagen de abajo se puede ver, con cierta dificultad debido a su minusculo tamaño, el detalle de un septo o tabique que separa distintas cámaras de un ammonite. 

Figura 49: tabique de separación de cámaras.

Estas estructuras de separación de cámaras presentan unos típicos repliegues que se reflejan en la pared exterior de la concha como las lineas de sutura que se han podido ver en las fotografías 46 y 47.

Algunos ammonites presentan estructuras bien conservadas como es el caso del ejemplar de la fotografía de abajo (encontrado por Alejandro) que presenta una carena muy característica y que he clasificado como Kotetishvilia nicklesi (Hyatt 1903) y que caracteriza la Barremiense (Zona Nicklesi).

Figura nº 50: Ammonite carenado de la especie Kotetishvilia nicklesi (Hyatt 1903)

Figura 51: ammonites mal conservados (Barremites sp.?). 

Además de los ejemplares piritizados que aparecen en las margas grises en los niveles de margas ocres y amarillentas que se sitúan inmediatamente  encima aparecen gran cantidad de pequeños ammonites muy mal conservados tal como se puede ver en la fotografía de la izquierda

El pequeño tamaño de los ammonites podría deberse a que se trata de ejemplares juveniles y a la toxicidad del medio en que vivieron.

En las calizas, que se sitúan a techo de las margas grises aparecen gran cantidad de ammonites de gran tamaño pero muy fragmentados, en la siguiente imagen se puede apreciar uno de los tipos más abundante y del que pienso , en base a los ejemplares que he encontrado, que puede tratarse o es afin al ammonites Neocomites neoconiensis del Berriasiense-Hauteriviense (136,00- 130,00 ma).

Figura nº 52: Fragmentos de amonites (Neocomites neocomiensis D'Ordigny 1841)

Figura nº 53: Fragmentos de ammonite (Neocomites).

En la siguiente fotografía se pueden ver más fragmentos  recolectados de otro de los ammonites muy abundante, y que  parece que puede ser afín al género Phyllopachiceras o al género Neocomites, hasta que pueda ver un ejemplar entero no podre precisar más

En las margas se pueden encontrar ammonites grandes, el problema es que son muy frágiles y se rompen al intentar extrarlos, en la siguiente figurase puede ver uno que logré sacarlo entero:

Figura nº 54: Ammonite (Neocomites neocomiensis de los niveles de margas oscuras.

Son frecuentes los fragmentos de ammonites con complicadas suturas (dendriticas) y he visto algunos aptychus aunque no dispongo de fotografía de ninguno de ellos.

Además de los cefalópodos en este yacimiento aparecen gran cantidad de otros organismos fósiles, principalmente:

 Bivalvos:

Figura nº 55: lamelibranquios piritizados de tamaño milimetrico

Como en el caso de los ammonites piritizados los ejemplares de bivalvos encontrados entre las margas son de muy pequeño tamaño, como los lamelibranquios (almejas) de la siguiente fotografía, correspondiente a un par de ejemplares piritizados de tamaño milimétrico. Las causas de esta falta de desarrolla seria igualmente la toxicidad del medio de sedimentación. 


Aparecen braquiópodos como las terebrátulas con un caparazón con dos valvas desiguales y una concha circular u ovalada, lisa más con una caracteristica comisura frontal en forma de M. En algunos de los ejemplares de la siguiente fotografía que se aprecia bien la apertura pedicular y el surco bien marcado en las dos valvas.

Figura nº 56 : Terebratulas de las margas de Oliva. El  ejemplar de la derecha podría ser del genero Loriolithyris descrito en este mismo yacimiento y en otros próximos.

También son muy abundantes las Rynchonellas, braquiopodos de caparazón bivalvo y contorno triangular que se caracterizan por presentar costillas muy marcadas y la comisura de las valvas replegada con un pliegue en la valva dorsal y un surco en la ventral. En Oliva aparecen distintos tipos de Rynchonellas unas con una comisura frontal muy elevada y otras con la comisura mas plana del tipo Terebratella y una ornamentación a base de numerosas costillas mas o menos finas, como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº  57: Conjunto de Rhynchonellas del Neocomientse de Oliva entre ellas la especie Lamellaerhynchia hauteriviensis (Burri 1953).

En la siguiente fotografía se puede ver alguna rynchonella de mayor tamaño encontrada en los niveles inferiores de las Margas de Exogyras:

Figura nº 58 : Rynchonella (Lamallarhynchia aff. castellanensis) del Hauteriviense Inferior.

Se pueden encontrar algún tipo de lamelibranquios como los ejemplares de las siguientes fotografías:

Figura nº 59: Lamelibranquio pectinido (Neithea quisquecostata?)

Figura nº60; Ostreido Alectryonia (ungulata?) puede aparecer suelto entre las margas
pero tambiénconcentrado en  niveles y asociado a ammonites.

Una reciente visita a la zona permitió la colección de nuevo material entre el que es de destacar este ejemplar completo de Alectryonia recolectado y limpiado por A. Velazquez:

Figura nº 61: Ejemplar de ostreido Alectryonia sp. 

  De la zona también seria este ostreido pectinoideo:

Figura nº 62: Plicatula sp.

Gasteropodos:

Aparecen también en formas de muy pequeño tamaño, normalmente como moldes o muy  con mala conservación como se puede ver en la siguiente fotografía: 

Figura nº 63: Gasteropodo turritelado de pequeño tamaño.

Este ejemplar de Nerinea es de la misma zona, sin poder precisar sitio:

Figura nº 64: Nerinea sp. Ejemplar me lo han regalado sin poder precisar el yacimiento.

En la siguiente fotografía se pueden apreciar dos nuevos ejemplares de pequeños gasteropodos bastante bien conservados:

Figura nº 65: Gasteropodos de pequeño tamaño y un bivalvo de Oliva

Equinodermos:

Figura nº 66: Erizo del genero Micraster de Oliva

Aparecen abundantemente pero en muy mal estado de conservación, salvo en algunos casos en que se les puede distinguir fácilmente: El ejemplar de la fotografía presenta una forma ovalada y acorazonada, un sistema ambulacral de tipo petaloideo abierto con los poros en forma de ranuras, en principio y a falta de un estudio más detallado se puede atribuir al género Micraster abundante en el Cretácico Inferior.

En la siguiente fotografía se puede ver un conjunto de pequeños gasteropodos y erizos de mar del tipo Micraster de muy pequeño tamaño al igual que los ammonites y quizás también por causas debidas a la toxicidad del medio por las condiciones anoxicas imperantes durante la sedimentación de las margas negras:

Figura nº 67: Pequeños gasteropodos y erizos (cidaris) de las margas de Oliva.

Otros organismos:

También aparecen muy abundantemente entre las margas grises unos tubos huecos de difícil adjudicación. Se trata de formas cilíndricas huecas, con pared exterior lisa u ornamentada, tal como se puede ver en la siguiente imagen:

Figura nº 66:  seleccion de tubos encontrados en las margas grises.

De los muchos tubos recolectados he podido distinguir los siguientes tipos de organismos

Figura nº 67: Tubos de gusanos serpúlidos actuales muy
parecidos a los de la fotografia anterior.

Tipo 1: Los tubos de paredes muy ornamentadas deben de pertenecer tubos de gusanos serpúlidos como los de la  fotografía de la derecha, aunque también podrían asignarse a tubos producidos por bivalvos excavadores.

Tipo 2: Tubos de paredes con anillos más espaciados también corresponderían a gusanos serpúlidos.

Tipo 3: Tubos lisos: podrían corresponder a escafópodos del tipo Dentalium.

CORALES: 
Tal como se menciona en la Memoria de la Hoja del MAGNA también se encuentran corales solitarios del genero Montlivaltia, como los de la siguiente fotografía:

Figura nº 68:  Corales solitarios del genero Montlivaltia (multiformis o pernocta?) muy típicos del Cretacico Inferior de esta zona.

En la siguiente fotografía se puede ver un coral del mismo genero pero mas alargado bien por una forma de crecimiento anómalo o bien porque se trate de otra especie (Montlivaltia modregoi?):

Figura nº 69: Coral solitario del genero Montlivaltia muy alargado al lado de un ejemplar normal. En los corales solitarios es bastante normal que puedan darse crecimientos de este tipo.

DIENTES DE PECES:
Un seguidor del blog ya me había informado de que había encontrado dientes de peces en Oliva. Recientemente tuve la suerte de localizar lo que pienso que son dientes de peces óseos, posiblemente molares de un sparido.

Figura nº 59: Posibles molares de un pez óseo (esparido).

RESUMEN:

En las canteras abandonadas del Camí de Les Mines de Oliva se encuentra una magnífica exposición del Neocomiense de la Zona Prebética de la Cordillera Bética. El afloramiento destaca por su gran contenido fosilífero, sobre todo en los niveles de margas grises (Margas con Exogyras) correspondientes al conocido como Evento Anoxico Mundial del Aptiense con faunas de muy pequeño tamaño muy abundantes, compuestas principalmente por: exogyras muchas de ellas completas y en grandes cantidades fragmentadas, ammonites piritizados o no, rostros de belemnites, tubos de gusanos serpúlidos, gasterópodos, bivalvos (braquiópodos y lamelibranquios), corales solitarios y erizos. En niveles calcáreos estratigráficamente más altos aparecen gran cantidad de ammonites de gran tamaño y he llegado a encontrar dientes molares de un pez óseo.

Aunque el transito Jurásico-Cretácico esta tapado en la zona de la Font de L'Om se puede observar parcialmente con unas características alternancias de calizas arriñonadas y calizas grises y blancas con laminaciones de algas sobre las que se sitúan areniscas con restos vegetales y calizas oolíticas y bioclásticas con concentraciones de macrofauna.     

SUMMARY:

In the abandoned quarries Camí de Les Mines in Oliva is a magnificent exhibition of the Neocomian of Prebética Zone of the Betic Mountains. Upwelling is notable for its fossil content, especially in levels of gray marl (margas con Exogyras) with abundant faunas very small size, composed mainly by pyritized ammonites or not, faces belemnites, serpulid worm tubes, gastropods, bivalves (brachiopods and bivalves), corals and echinoderms. In stratigraphically higher levels calcareous lot of large ammonites appear.