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Información
Inventario Andaluz de Georrecursos. Provincia de Cadiz.
En el año 2011 la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía ha finalizado la primera revisión y actualización del Inventario Andaluz de Georrecursos, labor para la que ha contado con la colaboración de investigadores y profesionales andaluces del campo de la Geología y las Ciencias de la Tierra de diversas instituciones y universidades.
El Inventario identifica las localidades más reseñables y significativas de la geología andaluza, estableciendo también valoraciones sobre su potencial científico, didáctico y turístico, así como diagnósticos sobre su fragilidad y estado de conservación.
Este formato de consulta para soporte Google Earth y Google Maps tiene la finalidad de favorecer y promover su difusión y comunicación a través de las nuevas tecnologías, dando acceso a esta valiosa información sobre el Patromio Natural andaluz tanto a técnicos y especialistas en la materia como al conjunto de la ciudadanía en cualquier lugar del mundo.Con ello, el Gobierno de Andalucía promociona el conocimiento y la protección de este Patrimonio para un desarrollo económico sostenible.
Para más información pueden consultar la página de la Red de Información Ambiental de Andalucía (Rediam)
www.juntadeandalucia.es/medioambiente

Cadiz

Moronitas en Sanlúcar de Barrameda

Superficie
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Moronitas en Sanlúcar de Barrameda
Corte de las Moronitas en el cortijo de Évora, junto a las marismas del Guadalquivir.
Moronitas es la denominación regional dada a las margas con diatomeas que fueron estudiadas por Calderón y Paul (1886) cerca de Morón de la Frontera. En la zona de Jerez se conocen como ?Albarizas?. Sus edades van desde el Oligoceno al Mioceno superi
or (Andaluciense), si bien predominan las más modernas. La facies típica moronítica consiste en margas muy ligeras y de aspecto foliar de color blanco, gris o ligeramente amarillento, que contienen diatomeas, foraminíferos, silicoflagelados, espícula
s, etc. Sobre ellas es típica la formación de suelos negros.
Carretera A-471 El Torbiscal-Sanlúcar de Barrameda, a la altura del Cortijo de Évora.

Beachrock cuaternario de la playa de El Chato

Beachrock cuaternario de la playa de El Chato
Beachrock del Pleistoceno superior de la playa del Chato.
Pilancones actuales sobre el depósito de playa cementada.
En situaciones de altas paradas del nivel del mar, la isla de Cádiz ha estado unida al continente por barreras litorales con playas. El afloramiento de El Chato es una playa conglomerática muy cementada (beachrock), del final del Pleistoceno superior
, formada por cantos silíceos e intercalaciones de arenas conchíferas con abundantes estructuras sedimentarias. También son muy abundantes las galerías fósiles atribuibles a Ophiomorpha sp. y Planolites sp. En la actualidad, la superficie del beachro
ck está horadada por pilancones circulares y está siendo desmantelada por la acción del oleaje, que ataca los niveles arenosos y la red de diaclasas.
Carretera Nacional IV a la altura de la Venta del Chato.

Beachrock cuaternario de Torregorda

Beachrock cuaternario de Torregorda
Torregorda, Playa de Marcelo, Punta de Poniente
Afloramiento del beachrock de Torregorda.
Beachrock con fallas normales.
Fallas encostradas en el beachrock.
A lo largo de la costa de Cádiz, son frecuentes los niveles de terraza marina que evidencian altas paradas del nivel del mar durante el Cuaternario. El afloramiento de la playa de Torregorda, incluido en zona militar protegida, es una playa conglomer
ática muy cementada (beachrock), del final del Pleistoceno superior, formada por cantos silíceos e intercalaciones de arenas conchíferas con abundantes estructuras sedimentarias. También son muy abundantes las galerías fósiles atribuibles a Ophiomorp
ha sp. y Planolites sp.
Este depósito litoral está afectado por un sistema de fallas normales, de pequeño salto, que están rellenas por costras calizas. Las dataciones de aminoácidos y 14C fechan esta actividad neotectónica hace unos 20.000 años.
Carretera Nacional IV, a la altura de TorreGorda. Acceso restringido por Zona Militar

Serie Plio-Pleistoceno de El Aculadero

Serie Plio-Pleistoceno de El Aculadero
Vista general de la playa del Aculadero, con corte en el cantil y rasa marina.
Acantilado de El Aculadero, con arcillas y arenas marinas, paleosuelos y dunas.
Paleosuelos y dunas holocenas.
La serie estratigráfica se inicia, a nivel del mar, con un conglomerado marino de grandes Ostreas y Pectínidos, muy cementado (piedra ostionera), que es erosionado en una plataforma intermareal; le sigue 1 m de arenas rojizas con fuerte gleyzación; 1
,5 m de arenas beige, estériles; 3 m de arcillas verdes con nódulos calizos y contenido en microfauna marina; 0,75 m de conglomerado de cantos de cuarzo (glacis Villafranquiense) en el que se ha encontrado abundante industria del Paleolítico. Todo el
lo recubierto por dunas fósiles con paleosuelos del Holoceno.
Casco urbano de El Puerto de Santa María. Accesos a Puerto Sherry.

Flecha Litoral de Valdelagrana

Flecha Litoral de Valdelagrana
Desembocadura del Caño del Río San Pedro.
Marisma del Coto de la Isleta. Slikke, schorre y nivel histórico.
La flecha de Valdelagrana contiene una representación de los principales ambientes costeros que caracterizan a la Bahía de Cádiz. La marisma presenta los ambientes sedimentarios de llanuras mareales a distintas alturas, canales, cordones arenosos y s
urcos. Los caños cortan completamente la flecha, conectando las playas exteriores con el Río San Pedro. Los cordones litorales representan antiguos estadios de crecimiento histórico de la flecha, en los que se conservan algunos restos arqueológicos,
y que comenzaron a formarse hace unos 3000 años.
Carretera Nacional IV a la altura de Valdelagrana

Isla, Flecha y Caño de Sancti Petri

Isla, Flecha y Caño de Sancti Petri
Sancti Petri, Playa del Castillo, El Retamar
Vista aérea de la flecha de Sancti Petri
Vista aérea del caño de Sancti Petri
Vista aérea de la isla de Sancti Petri
El sector costero entre la playa de La Barrosa y la Isla de Sancti Petri ofrece una plataforma intermareal de erosión, elaborada en unos conglomerados ricos en ostreas y pectínidos que se conocen como ?piedra ostionera?. Numerosas fallas recientes ha
n escalonado estos arrasamientos, confiriendo a la costa una orientación NO-SE; como así lo demuestran los bajos rocosos y la orientación de la propia isla.
Desde época histórica muy antigua, se han descrito en este entorno hallazgos de elementos de
estatuarias que tradicionalmente se vienen asociando al enclave del Templo de Hércules. Según algunos autores, el Caño de Sancti Petri es la herencia de una antigua desembocadura fluvial del Guadalete, probablemente durante el Pleistoceno medio. Tra
s la transgresión Flandriense, este estuario protegido por las barreras rocosas, desarrolló amplias llanuras mareales, cuyo canal principal es el actual Caño de Sancti Petri.
CA-2134 de Chiclana a Sancti Petri. Acceso marítimo desde el puerto

Salina del Caño Carbonero

Salina del Caño Carbonero
Caño Carbonero, Los Gallos, Sancti Petri
Paraje Natural Marismas de Sancti Petri y Parque Natural Bahía de Cádiz
Vista aérea de las salinas y el cañon de salida de Caño Carbonero
Vista general de las salinas en las que se reconocern embarcaciones
Marisma muy reciente formada en la desembocadura y en la margen izquierda del canal de Sancti Petri. Las cartografías históricas de esta zona permiten reconstruir los procesos de estrechamiento y migración del Caño de Sancti Petri conforme se producí
a la colmatación de este sector de la Bahía, así como la roturación de marismas para uso salinero, hecho documentado al menos a partir del siglo XIV.
Carretera local CA-2134 de Chiclana a La Barrosa

Diapiro y Plio-Pleistoceno de San Fernando

Diapiro y Plio-Pleistoceno de San Fernando
Campo Soto, Cerro de los Mártires, El Estanquillo
Depósitos litorales del Pleistoceno superior deformados diapíricamente.
Cerro de los Mártires. Corte del tránsito marino Plioceno superior-Pleistoceno inferior.
Diapirismo de los materiales triásicos en las areniscas pliocenas.
El cerro de Los Mártires, en San Fernando, es una estructura diapírica de materiales triásicos, con una orientación NE-SW, que deforma el Plioceno marino que la rodea. Varias canteras de su entorno, que explotaban ?piedra ostionera?, permiten observa
r la deformación diapírica y el estudio de la serie sedimentaria marina de su flanco oriental. En este corte se comprueba una sedimentación contínua marina de arenas finas durante el tránsito Plioceno al Cuaternario. La abundancia de foraminíferos pl
anctónicos ha diferenciado las biozonas de Globorotalia inflata y Globigerina cariacoensis, que define este límite estratigráfico.
Camino de Gallineras, al Sur del casco urbano

Acantilado de La Barrosa

Acantilado de La Barrosa
Vista general del acantilado de La Barrosa en bajamar
Vista general de una de las paredes del acantilado, donde se distinguen facilmente los huecos producidos por disolución
Vista de detalle de uno de los niveles de acumulacion de pectínidos que se distinguen en la pared
Acantilado con playa rocosa que se elabora en las areniscas fosilíferas del Plioceno superior (piedra ostionera), con una potencia de unos 8 m aflorantes y abundantes estructuras sedimentarias. La fauna es de grandes pectínidos y ostréidos. El techo
es una superficie discordante por karstificación de las areniscas, y rellenando los huecos de disolución se sitúan las ?Arenas rojas? con cantos de cuarzo del glacis Cuaternario. Sobre ellas distintos episodios de dunas litorales con paleosuelos.
Carrterera CA-9001 de Chiclana a La Barrosa, en la playa de La Barrosa.

Areniscas de la Sierra de San Cristóbal

Areniscas de la Sierra de San Cristóbal
Vista general de la Sierra de San Cristobal, desde el norte.
Antiguos frentes de cantera en las calizas de la sierra.
El borde norte de la Bahía de Cádiz está limitado por un accidente tectónico de dirección E-W, de carácter normal, que a finales del Mioceno produjo la elevación de la Sierra de San Cristobal, al norte, y el hundimiento de la Bahía de Cádiz, al sur.
La Sierra de San Cristobal está formada por areniscas calcáreas de edad Mioceno superior (Andaluciense), afectadas por fracturación y en las que es posible identificar una falla normal con hundimiento hacia el sur en el entorno del paraje de Doña Bl
anca. Las explotaciones en interior de las areniscas datan de finales del siglo XVII hasta mitad del siglo XIX. Los bloques se preparaban dentro de la explotación y fueron destinados a la construcción de edificios civiles y religiosos de Cádiz y Sevi
lla. Hay datos de las primeras explotaciones a finales del siglo XVI.
Carretera Nacional IV, cruce con la carretera de El Portal.

Playa Tirreniense de la Torre del Puerco

Playa Tirreniense de la Torre del Puerco
Acantilado de la torre del Puerco, con las margas triásicas muy inclinadas.
Frente acantilado de la torre del Puerco.
Acantilado en las margas y yesos triásicos, margas verdes con abundante microfauna del Plioceno inferior, y areniscas del Plioceno superior, sobre la que reposa erosivamente un conglomerado de cantos de cuarzo y cuarcita con fauna marina y 1 m de pot
encia, de edad Tirreniense. Su altitud está entre 8 y 9 m.s.n.m.
Carretera Nacional 340 hasta Chiclana. Accesos a la playa del Puerco por CA-9001 y CA-2181.

Serie Pliocena de la Mesa de Asta

Serie Pliocena de la Mesa de Asta
Serie de arenisca marina pliocena, ligeramente basculada.
Serie de caliza lacustre del techo de la serie pliocena.
Afloramiento cartográfico de unos 2,5 km de largo por 1,5 km de ancho donde, con una estructura suavemente sinclinal, se suporponen concordantemente las areniscas marinas del Plioceno inferior y medio y las calizas lacustres del Plioceno superior, so
bre un sustrato de margas del Andaluciense. Todos los sedimentos pliocenos son ricos en micro y macrofauna.
C-601 Jerez de la Frontera-Trebujena a la altural de Mesas de Asta.

Calas de Cabo Roche

Calas de Cabo Roche
Cala del Frailecillo y su playa protegida.
Cala del Pato con desprendimientos de bloques.
Calas formadas por erosión marina, con posterioridad al máximo transgresivo Flandriense. Las formaciones rocosas sobre las que se labra el acantilado corresponden a conglomerados y areniscas amarillas cementadas por carbonatos, que se depositaron en
un ambiente deltaico durante el Plioceno superior-Cuaternario. Estos conglomerados contienen numerosos restos de conchas (Pecten y Ostrea), denominándose localmente como ?piedra ostionera?. Esta formación está karstificada a techo y rellena por arena
s rojizas fluviales pleistocenas. Los promontorios que separan las calas sufren desprendimientos episódicos que producen abundantes bloques al pie de los acantilados.
Carretera Nacional 340 hasta el cruce con la CA-2131 a Conil, hasta el cruce con la CA-2135 hasta Cabo Roche.

Balneario de Fuente Amarga

Balneario de Fuente Amarga
Balneario de Fuente Amarga, en el pueblo de Chiclana de la Frontera.
Balneario en funcionamiento en la misma población de Chiclana, con aguas sulfurosas, cuya aplicación más interesante es el tratamiento de enfermedades cutáneas.
Al Sur de la población de Chiclana, en la carretera de Novo Sancti Petri.

Acantilado y calas de Conil

Acantilado y calas de Conil
Calas: Aceite, Melchor, Puntalejo y Fte. del Gallo
Vista aérea de los acantilados de Conil
Vista aérea de las calas de Conil
Cala de la Fuente del Gallo y bloques desprendidos.
La ensenada de Conil forma un amplio arco cuya configuración viene impuesta por controles litológicos y estructurales. Las calas están formadas por erosión marina en los materiales areniscosos del Plioceno superior marino, con abundante macro y micro
fauna, y estructuras sedimentarias. Se encuentran estructuras orgánicas y huesos de ballena. El techo de la serie está karstificado y relleno por depósitos aluviales de un glacis cuaternario.
Nacional 340, desvio CA-2131 hasta la Ensenada de Cabo Roche.

Laguna de Medina

Laguna de Medina
Vista general de la laguna con las terrazas fluviales al fondo.
Intrusión diapírica de margas triásicas en depósitos fluviales pleistocenos del río Guadalete.
Deformación diapírica de gravas pleistocenas, con fallas inversas de alto ángulo.
La laguna de Medina es una cubeta endorreica salina, formada por karstificación de los yesos del Trías subbético a partir del Pleistoceno medio. La actividad diapírica de las margas triásicas se hace evidente gracias a la cobertera fluvial de gravas
y arenas del río Guadalete, a nivel de su terraza T3, a +65 m sobre el talveg, que es perforada y deformada con pliegues y fallas en dos impulsos intrusivos; el primero, al final del Pleistoceno medio y, el segundo, a comienzos del Pleistoceno superi
Carretera A-381 Jerez-Los Barrios, pasados 500 m del cruce con la CA-2011.

Minas de azufre de Conil

Minas de azufre de Conil
Escombreras de la Mina de Conil
Detalle del azufre de Conil
Minería de azufre de finales del sXIX y principios del sXX de pequeña envergadura pero muy conocida por la extraordinaria belleza de sus ejemplares cristalizados de azufre tanto por su morfología como por su tamaño. Los tonelajes extraídos fueron muy
pequeños en comparación con otras explotaciones de la provincia o de la Comunidad. En la década de los 40 el Ministerio del Ejército realizó un exhaustiva investigación con resultados negativos de las que aún hoy se observan restos de trincheras y
calicatas. La explotación se realizaba de manera artesanal por medio de pozos de pequeño diámetro y con medios manuales. El azufre está ligado a dolomías triásicas negras muy fétidas.
Desde la N-340 un kilómetro al este del cruce de Conil y antes del puente del río Salado parte una pista de tierra que conduce a la Casa de la Mina, donde al norte se encuentran las antiguas explotaciones.

Tómbolo y Cabo de Trafalgar

Tómbolo y Cabo de Trafalgar
Parque Natural La Breña y Marismas del Barbate y Monumento Natural Tómbolo de Trafalgar
Vista aérea del tómbolo y el cabo de Trafalgar
Detalle de las estratificaciones de una duna fosil
El islote a partir del cual se formó el tómbolo está constituido por un nivel de conglomerados y areniscas laminadas correspondientes a una playa Tirreniense (edad Th/U de 107+2 ka BP) situada a 4 m.s.n.m., con fauna fósil de Pecten, Thais y Balanus.
Está fosilizado por un depósito de arenas eólicas cementadas con una vistosa laminación cruzada. La base del acantilado es de margas arenosas del Mioceno superior.
El tómbolo, formado trás el máximo Flandriense, está caracterizado por presentar dos
barras de arena que encierran una antigua laguna costera, hoy colmatada por sedimentos y utilizada para pastos. Se trata de un tómbolo doble, único en la costa de Cádiz, formado por oleajes de poniente y levante. Sobre este sistema se forman dunas m
Carretera Nacional 340 hasta Conil por la CA-2145, y cruce con la CA-2144 hasta los Caños de Meca.
Nacional 340 hasta Vejer, desvio por la CA-2141 hasta los Caños de Meca.

Olistolito de El Berrueco

Olistolito de El Berrueco
Cantera en caliza y marga jurásicas.
Caliza jurásica con plano de falla.
Es un típico ejemplo de olistolito o unidad litológica aislada, de pequeño tamaño, formada por rocas resistentes subbéticas que se han deslizado y desplazado sobre el Trías arcilloso y yesífero subyacente, que conforma el gran olistostroma del Guadal
quivir. Su estructura interna es caótica, sin direcciones tectónicas uniformes. El Peñón del Berrueco parece tener una estructura anticlinal en calizas y margas del Jurásico, y algunas margas del Cretácico inferior. La edad de estos deslizamientos se
produjo entre el Mioceno inferior e inicios del superior. El relieve de las calizas es muy escarpado, ya que es una morfología exhumada, por erosión de las rocas triásicas más blandas que lo envolvían.
Carretera A-390 de Medina Sidonia a Chiclana. A 11 km de ambas localidades, desvío por pista de 2 km hasta el poblado de El Berrueco (abandonado).

Acantilado de Barbate y de Caños de Meca

Acantilado de Barbate y de Caños de Meca
Parque Natural La Breña y Marismas del Barbate
Vista aérea de los Caños de Meca
Vista aérea de los Acantilados de Barbate
También conocido como el ?Tajo de Barbate?, es el acantilado más importante de la costa de Cádiz. Se extiende a lo largo de más de 4 km, hasta el municipio de Barbate, llegando a presentar un desnivel superior a los 90 m y un perfil totalmente vertic
al. Su trazado rectilíneo E-W está controlado por un accidente tectónico en esta dirección y por las fracturas asociadas al mismo, que favorecen la individualización de bloques, cuyo desprendimiento produce un retroceso paralelo del acantilado.
La s
erie sobre la que se excava el acantilado está constituida por areniscas calcáreas miocenas horizontales, cuya base está formada por un nivel de margas arenosas. El contraste de permeabilidades entre ambas litologías da lugar a múltiples surgencias d
e agua o ?caños?, donde hoy se emplaza un núcleo turístico.
Hacia el interior se desarrolla un sistema de dunas rampantes que ascienden por las laderas orientales, y que fosilizan un nivel de terraza marina a +3,8 m con paleodunas cementadas, coetán
eo con las dunas fósiles del islote de Trafalgar.
A-393 de Vejer a Barbate, y CA-2143 de Barbate a Los Caños por el Parque Natural de La Breña.

Serie Pliocena de El Cuervo

Serie Pliocena de El Cuervo
Caliza lacustre pliocena en cortes de cantera.
Afloramientos, en diversos frentes de cantera, al Este de El Cuervo, donde se observa el espesor y características del Plioceno superior de medios palustre y lacustre. La litología es de calizas con fauna de gasterópodos y ostrácodos, arcillas e inte
rcalaciones de niveles carbonosos y de sílex. También se han explotado algunas canteras como rocas industriales de sepiolita y atapulgita.
Carretera de El Cuervo a Gibalbín, a la altura de la Peña del Cuervo a 500 m del casco urbano.

Meandro encajado del Barbate y Mioceno de Vejer

Meandro encajado del Barbate y Mioceno de Vejer
Peña de Soria, Cañón de Jandilla, Barca de Vejer
Meandro encajado del río Barbate en las areniscas miocenas.
Vista aérea del meandro del río Barbate
Afloramiento de las areniscas del Mioceno superior, en la Barca de Vejer.
El tramo inferior del río Barbate, antes de llegar a las marismas de su desembocadura, atraviesa bruscamente por sobreimposición fluvial, un potente paquete de arenas del Mioceno superior, buzantes al este, a través de un estrecho paso situado al pie
de la población de Vejer de la Frontera, denominado el Cañón de Jandilla. Este encajamiento ha permitido la captura fluvial de la depresión de La Janda, formando el río Almodóvar. Los meandros encajados permiten la observación de los materiales mioc
enos, con gran vistosidad de estructuras sedimentarias.
Carretera Nacional 340 a la altura de Vejer de la Frontera.

Marismas de Barbate

Marismas de Barbate
Parque Natural La Breña y Marismas del Barbate
Vista aérea de las Marismas de Barbate
Vista aérea en la que se observan parte de las marismas y la playa de Barbate
La desembocadura del río Barbate, desagüe actual de la antigua laguna de La Janda, ocupa una fosa tectónica pliocena de dirección N-S (Surco de Barbate). La transgresión Flandriense produjo la inundación de esta depresión y su configuración como bahí
a. La estabilización posterior del nivel del mar propició el crecimiento de una flecha litoral, que ha reducido la abertura de la bahía a una simple desembocadura fluvial. En el interior del estuario la sedimentación fangosa, controlada por la acción
de las mareas, ha generado un amplio conjunto de marismas en vías de colmatación.
Nacional 340 hasta Vejer. A-393 a Barbate y CA-2222 a Barbate.

Terrazas del Guadalete en Majarromaque

Terrazas del Guadalete en Majarromaque
Corte de gravera en la terraza de +30 m del río Guadalete
Corte de gravera con facies fluviales y situación (flecha) de industria paleolítica.
El afloramiento principal se localiza en una terraza media (T3), a unos +30 m sobre el talveg del río Guadalete, con una cronología relativa del Pleistoceno medio-superior. Se diferencia un tramo basal de gravas residuales (lag) y arenas y gravas de
barra de meandro (point bar); y un tramo superior de acreción vertical y desbordamiento (llanura de inundación). En estos sedimentos se han encontrado, in situ, abundante industria paleolítica y restos de grandes mamíferos (Paleoxodon antiquus, Bos p
Carretera local CA-5011 a la altura de la pedanía de José Antonio.

Lagunas de Espera

Lagunas de Espera
Reserva Natural Complejo Endorreico de Espera
Laguna Hondilla. Espera.
Laguna Salada de la Zorrilla. Espera.
Las lagunas y zonas endorreicas en la provincia de Cádiz son muy frecuentes. Las de la zona de Espera se forman sobre un relieve bastante suavizado de arcillas versicolores y yesos triásicos, que permiten la acumulación de las aguas de lluvia y la es
correntía de pequeños arroyos. Al no estar alimentadas por acuíferos, son estacionales y con una elevada salinidad, que facilita la gleyzación de los suelos.
Carretera Nacional IV hasta desvío con la SE-447 y, por esta última, desvío hacia la SE-448. Por último, desvío por pista hasta la Reserva Natural.

Mina de azufre del Señor del Perdón

Mina de azufre del Señor del Perdón
Antigua escombrera de la mina
Surgencia petrolífera
Antigua mina de azufre que data del año 1.860 y que se explotó hasta principios del s.XX. En la actualidad solo resta una pequeña surgencia de agua con alto contenido en hidrocarburos y fuerte olor a ácido sulfídrico que desemboca en el arroyo del Sa
lado. La mina se explotó a cielo abierto y llegó a tener una dimensiones de 40m x 100m x 8m. Se explotaba por tajos abiertos desmontando una pequeña montera de tierra vegetal de no más de 60 cm.
A 3 Km de Arcos de la Frontera en dirección a Jerez por la A-382, inmediatamente al norte de la carretera psado el río Salado junto a las Casas de la Mina.

Baños de Gigonza

Baños de Gigonza
Entrada a la finca de Gigonza.
Castillo y finca de Gigonza.
Antiguo balneario, hoy cerrado, cerca de Paterna, con aguas sulfurosas que surgían a 20ºC, cuya aplicación más interesante era el tratamiento de enfermedades cutáneas.
El poblamiento inicial de esta zona, con la ciudad romana de Saguntia, parece que
fue la base del actual castillo árabe de Gigonza, siempre vinculado a la benignidad de estas aguas.
Carretera CA-503 hasta San José del Valle. Se toma la calle Cuesta San Antonio durante 2 km, y su continuación por pista durante 5 km hasta Gigonza.

Cuaternario marino de Punta Camarinal

Cuaternario marino de Punta Camarinal
Afloramiento de playa fósil Tirreniense en el Cabo de Punta Camarinal.
Cantera romana de Bolonia, en las areniscas de Punta Camarinal.
Corresponde a un afloramiento muy representativo, con morfología de cabo, del nivel marino cuaternario más antiguo de la costa gaditana. Se dispone erosivamente sobre la ?caliza tosca? del Mioceno superior, y forma una plataforma litoral a 13 m.s.n.m
. y con unos 3 m de espesor. El techo está karstificado y relleno por gravas de un glacis del Pleistoceno superior. La fauna es de Pectínidos, Ostréidos, Chlamys, Cardium y Patella.
Nacional 340 hasta el cruce con la CA-2216 hasta Bolonia. Acceso a Camarinal por la playa y pistas.

Laguna de la Janda

Laguna de la Janda
Fondo seco y cultivado de la antigua laguna de La Janda, desde el sur.
Vista aérea de la laguna de la Janda
La depresión de La Janda es una cuenca tectónica casi E-W, de edad pliocena, que se rellenó con detríticos estuarinos, abanicos aluviales, terrazas fluviales, depósitos lacustres y mantos eólicos, con un depocentro hacia el sur de casi 50 m de espeso
r y de 30 m al norte. Durante el Pleistoceno final, una captura fluvial convirtió esta cuenca en exorréica, del río Almodóvar hacia el río Barbate. Hasta hace menos de 100 años, La Janda estaba ocupada por lagunas casi permanentes; hoy sólo quedan hu
medales estacionales en el Charco de los Ánsares.
Carretera Nacional 340, desvío hacia el camino de servicio del Canal Colector del Este y Embalse del Celemín. Esta pista conecta con la CA-212 hacia Benalup.

Ensenada y Dunas de Bolonia

Ensenada y Dunas de Bolonia
Parque Natural del Estrecho y Monumento Natural Duna de Bolonia
Vista aérea de la ensanada y dunas de Bolonia
Viista general de una duna
Entre el promontorio de Camarinal y el cabo de Punta Paloma se desarrolla la ensenada de Bolonia, en la que se encuentran los restos de la ciudad romana de Baelo Claudia. Con unos 2 km de abertura, Bolonia constituye una pequeña bahía a la que afluye
n diversos arroyos que, al excavarse sobre las margas blandas del Cretácico, han labrado un área topográficamente deprimida. Los arroyos desembocan en dos lagunas costera o ?charcones?, separados del mar por un cordón arenoso. En el flanco de ponient
e, dunas vivas migran y montan sobre los relieves de Camarinal.
Nacional 340 hasta el cruce con la CA-2216 hasta Bolonia.

Dunas de Punta Palomas y Valdevaqueros

Dunas de Punta Palomas y Valdevaqueros
Vista aérea de las dunas de Valdevaqueros
Valdevaqueros. Duna rampante.
Punta Paloma. Frente activo de duna costera.
La ensenada de Valdevaqueros es el último entrante costero gaditano antes de llegar al Estrecho de Gibraltar. Los relieves de areniscas oligocenas del Flysch, de las sierras de San Bartolomé y de Enmedio, cierran lateralmente la bahía; a esto se añad
e la pequeña flecha en la desembocadura del río del Valle. Es muy importante el campo de dunas de Levante, de hasta 30 m de altura, que ascienden hacia el oeste desde Valdevaqueros hasta Punta Palomas, a traves de la sierra de San Bartolomé, con duna
Nacional 340 hasta cruce con la CA-222 a Punta Paloma.

La Angostura de Bornos

La Angostura de Bornos
La Angostura, Las Hoces, Embalse de Bornos
Angostura y embalse de Bornos.
Areniscas miocenas en el flanco norte del anticlinal de Bornos.
Areniscas miocenas con red de fracturas.
La cuenca de Arcos-Bornos está rellena por materiales arcillosos y areniscosos del episodio marino transgresivo del Mioceno superior. Deformaciones tectónicas posteriores crearon el anticlinal de Bornos, de dirección NW-SE, que fue disectado por el r
ío Guadalete, creando una profunda angostura o cañón, como claro ejemplo de sobreimposición fluvial. El recorrido por la Vía Verde de la margen derecha del río, que parte del embarcadero de Bornos, permite observar la estructura anticlinal, con diacl
asas y fallas normales, así como llamativas estructuras sedimentarias y fauna fósil.
A-382 (Jerez-Antequera) y en la población de Bornos y accesoso al embalse. Vía Verde de Bornos a La Angostura.

Garganta de Bogás en Sierra de las Cabras

Garganta de Bogás en Sierra de las Cabras
Camino del Picacho y Sierra de las Cabras
Cueva de las Palomas
Los Llanos del Valle y Sierras de la Sal y las Cabras corresponden con uno de los relieves más importantes de las Campiñas gaditanas. Estas sierras dibujan un arco muy pronunciado, inmediatamente al Sur del embalse de Guadalcacín, y en lo más escarpa
do componen un afloramiento jurásico de las series Subbéticas sobre las margas y yesos triásicos. Desde la Sal a las Cabras se perfila una estructura anticlinal que da lugar a un relieve conforme con cumbres entre 712 y 560 m.
La Boca de la Foz da p
aso a la garganta de Bogás, un espectacular cañón kárstico que bisela toda la estructura anticlinal, drenando los llanos del valle hacia el Majaceite en Guadalcacín. Morfológicamente se presenta como una cluse, al seccionar en perpendicular el eje de
l pliegue, mostrando por lo tanto la estructura del mismo y sus elementos, siendo por todo ello muy recomendable su recorrido total.
Por la carretera CA-P-5031 entre San José Del Valle y Paterna de Ribera, a 2 km del primer núcleo se toma la carretera CA-P-567, al Puerto de las Palomas, y a 8,3 km se toma un carril a la izquierda. Una vez sobrepasado el Rancho Galvo a más de 1 km
se encuentra la Boca. Al mismo tiempo el acceso a través de la propiedad privada presenta numerosos inconvenientes con cercas y guardería privada de la finca.

Ofitas de el Tempul

Ofitas de el Tempul
Instalaciones del manantial de Tempul.
Vista general del pitón ofítico de El Tempul.
Pitón ofítico de El Tempul y restos del castillo.
Lo más sorprendente de la zona es una excelente chimenea ofítica sobre la que se emplaza el castillo de Tempul y desde donde puede verse la fuerte incisión del río Majaceite, que deja en la margen occidental las laderas septrentionales de la sierra
de las Cabras. Las ofitas son rocas igneas intrusivas que acompañan en pequeños afloramientos a las margas y yesos triásicos (Keuper). Están compuestas principalmente por plagioclasas y piroxenos, siendo de texturas finas y estructura general holocri
stalina.
Por otra parte, y próxima a esta, se encuentra el manantial de Tempul que está relacionado con el abastecimiento de aguas a la Bahía de Cádiz y Jerez desde la antigüedad. Se conoce la construcción del acueducto que llevaba el agua a Cádi
z en las primeras décadas de nuestra era, realizado por Cornelio Balbo ?el Menor?. La construcción actual es de mediados del s. XIX, cuando el Ayuntamiento de Jerez reorganizó el abastecimiento de aguas a la ciudad. Actualmente el acceso al manantia
l está prohibido por razones de seguridad, aunque el mismo es bien visible desde el borde de la carretera y susceptible de implementación para el uso público. Este se podría potenciar utilizando el antiguo edificio, hoy abandonado, del S. XIX.
Carretera Jerez de la Frontera-Cortes de la Frontera a la altura de El Tempul.

Cueva de los Bermejales

Cueva de los Bermejales
Entrada a la Cueva de los Bermejales
Interior de la Cueva de los Bermejales
Esta cavidad está excavada en calizas del Mioceno, lo cual la dota de una personalidad muy característica, siendo muy poco frecuentes las cavidades que existen de tanto desarrollo en este material. En las paredes se pueden observar grandes cantidades
de restos fosiles, principalmente conchas de pectínidos, aunque también aparecen dientes de escualos y erizos de mar. La génesis de esta cueva tiene su base en una familia de diaclasas de dirección NE-SO. Con posterioridad las aguas actuaron enlazan
do estas fisuras verticales con conductos horizontales. En muchos casos el desprendimiento de grandes bloques del techo hasta formarse bóvedas equilibradas ha configurado algunas salas de mayor tamaño.
La cavidad contiene una importante colonia de m
urciélagos y ha sido explotada durante años como fuente de guano para la agricultura.
Su desarrollo conocido supera los 750 metros. Hasta el momento la exploración está detenida en un sifón en la galería principal.

Tómbolo e Isla de Tarifa

Tómbolo e Isla de Tarifa
Isla de las Palomas y tómbolo arenoso.
Torre de Guzmán El Bueno, edificada sobre el nivel marino Tirreniense.
Isla de las Palomas. Nivel marino y eólico Tirreniense sobre las areniscas del Aljibe.
Se trata de una pequeña isla (de las Palomas o de Tarifa) unida a la costa por un tómbolo arenoso recorrido por una carretera de acceso. La isla formada por areniscas del Aljibe es de forma plana, con pequeños acantilados en su parte este y suaves pe
ndientes en la oeste. Su cota máxima es de 11 metros.
Corresponde a un afloramiento muy representativo del nivel marino cuaternario más antiguo de la costa gaditana. Se dispone erosivamente sobre la serie flysch del Campo de Gibraltar, y forma una
plataforma litoral a 19-8 m.s.n.m. y con unos 4 m de espesor. El techo está cubierto por dunas fósiles. La fauna marina es de Lima, Patella y Balanus.
La isla de las Palomas constituyó el primer emplazamiento de la ciudad de Tarifa en el Siglo VIII
por Tafir Ben Malluk (de donde le viene el nombre) sobre las ruinas romanas de Julia Traducta. En la actualidad, la práctica totalidad de la isla se encuentra ocupada por instalaciones militares. Así mismo cabe mencionar la existencia de un faro marí
timo, denominado faro de Tarifa, propiedad del Ministerio de Obras Públicas y Transporte.

Pico Aljibe

Pico Aljibe
El Picacho (882 m). Sierra del Aljibe.
Es el pico culminante de la Sierra del Aljibe, de donde toma nombre la unidad tectónica más extensa y potente del Complejo del Campo de Gibraltar, que fué estudiada y definida por Gavala en la primera mitad del siglo XX. Ocupa la posición más alta de
la pila de mantos y su estructura interna es muy complicada, con fuertes repliegues y cabalgamientos secundarios. Las areniscas del Aljibe pueden sobrepasar los 1000 m de espesor, en potentes bancos de arenisca que alternan con niveles arcillosos, f
ormadas durante el Aquitaniense. En posición tectónica y topográfica infrayacente está la Serie de Base del Aljibe, formada por arcillas variegadas, de edad Cretácico superior a Oligoceno superior.
Carretera A-375 (km 30) en el Área Recreativa El Picacho. Carril Montes Propios de Alcalá de los Gazules. Sendero a Aljibe y El Picacho por la Garganta de Puerto Oscuro.

Corte del Puerto de Gáliz

Corte del Puerto de Gáliz
Areniscas del Aljibe en el Puerto de Gáliz.
Areniscas del Aljibe y corte del Puerto de Gáliz.
Este corte geológico, con eje en el Puerto de Gáliz, fué estudiado por Chauve y Martin Algarra, ya que facilita la observación del contacto tectónico entre las Unidades del Campo de Gibraltar y el Subbético margocalizo, hasta llegar a su muro triásic
o. El transepto, de SE a NW, permite pasar desde la ventana tectónica de La Sauceda hasta el frente cabalgante, junto a la Sierra jurásica de Las Cabras.
Carretera A-371 Alcalá de los Gazules-Ubrique en el Puerto de Gáliz.

Montera del Torero en Los Barrios

Montera del Torero en Los Barrios
Montera del Torrero. Modelado residual por tafonización en las areniscas del Aljibe.
Montera del Torrero. Agrietamiento poligonal y descamación en las areniscas del Aljibe.
Este modelado erosivo, en las areniscas del Aljibe, representa a un conjunto de mayor entidad geográfica, con formas variadísimas a todas las escalas. La Montera del Torero es una geoforma residual de un proceso denudativo por agentes geológicos exte
rnos, sobre todo agua y viento, que le han conferido un aspecto fungiforme. Esta estructura ronda los 15 m de altura, y los 12 m de anchura, está ahuecada en su parte central interior (3,5 de alto x 10 m x 8 m de ancho, aproximadamente) y su denomina
ción popular se debe a la asimilación que se hace con esta parte del traje de faena, de la fiesta de la lidia del toro bravo.
Carretera A-381, en su antiguo trazado sobre la C-440 (km 88) hacia el cortijo de Ahojiz.

Tajo de Los Hurones

Tajo de Los Hurones
Areniscas del Aljibe en la boca del Tajo de los Hurones.
Valle encajado del Tajo de los Hurones.
Presa de los Hurones en el río Majaceite.
El río Majaceite, afluente del Guadalete, tras rodear por el norte la Sierra de las Cabras, se adentra en los materiales del Flysch del Campo de Gibraltar, adaptándose a su orientación estructural E-W. Antes de alcanzar la sierra de Ubrique, atravies
a ortogonalmente esta estructura y crea un profundo cañón N-S, sobreimpuesto en las potentes areniscas de la Unidad del Aljibe. Pueden reconocerse todo tipo de morfologías de un encajamiento fluvial, típicamente erosivo.
CA-5221 de Arcos de la Frontera a Algar, para seguir por la CA-521 al Puerto de Gáliz (en obras), tomando desvío por la carretera de servicio al Embalse de los Hurones.

Karst de Las Motillas

Karst de Las Motillas
Peñón de la Motilla. Vista longitudinal desde Ramblazo.
Vista general del complejo kárstico de la Motilla.
Entrada de la cueva de la Motilla.
A lo largo del límite entre las provincias de Cádiz y Málaga se encuentra el complejo espeleológico de Las Motillas-Ramblazo, una de cuyas entradas es la cueva de Las Motillas, a 348 m de altitud, en la vertiente noroeste del mismo cerro. La red está
excavada en calizas jurásicas penibéticas, que afloran en una ventana tectónica por debajo de las unidades flysch del Campo de Gibraltar. El conjunto presenta un desarrollo de 4750 m y un desnivel de 157 m. Este sistema subterráneo está estructurado
en dos zonas bien diferenciadas: una red subvertical de conductos de absorción, que recoge las aguas de varios torrentes de la Loma de los Arrieros, y una vasta red horizontal de galerías fósiles y activas que evacuan las aguas hacia la vertiente oe
A-375 de Ubrique al Puerto de Gáliz. Desvío a Jimena por la C-3331 hasta el puente del río Hozgarganta y aquí tomar la pista hacia el Puerto de los Peñones (unos 7 km).
Carretera A-373 (Ubrique-Cortes), desvío desde el Peñón del Berrueco por pista a

Fuente de Benamahoma

Fuente de Benamahoma
Fuente de Benamahoma.
Surgencia kárstica, de elevado caudal, que drena las aguas subterráneas de las sierras del Pinar y Zafalgar, y sirve de abastecimiento para la población de Benamahoma.

Fuente de Ubrique

Fuente de Ubrique
Fuente de los Nueve Caños, El Algarrobal
Fuente de los Nueve Caños. Ubrique.
Manantial kárstico, de funcionamiento perenne (0,75 m3/s de caudal medio), que se alimenta de las precipitaciones caídas en las Sierras del sinclinal de Villaluenga (Caíllo y Ubrique) y de las aguas de escorrentía recogidas en el sumidero activo de l
a Sima de Villaluenga, que saltan un desnivel entre 840 m y 360 m.

Fallas del Saltadero de Ubrique

Fallas del Saltadero de Ubrique
Fallas del Saltadero de Ubrique, con desprendimientos de bloques.
El Saltadero se localiza en flanco meridional de la Sierra de Ubrique y muestra una gran entalladura (casi N-S), en las calizas jurásicas, ortogonal al frente escarpado que originan las calizas frente a las arcillas triásicas. Regionalmente las caliz
as subbéticas están afectadas por un importante número de fallas normales que han facilitado frecuentes desprendimientos de bloques.
Carretera A-373 (Ubrique-Cortes) a la salida de la población.

Canchales de la Sierra del Pinar

Canchales de la Sierra del Pinar
Ladera oriental de la Sierra del Pinar.
Gravera en los depósitos ordenados de ladera de la Sierra del Pinar.
La elevación montañosa de la Sierra del Pinar, con las mayores cumbres de la Serranía de Grazalema, cubre sus laderas meridional y septentrional con amplios y potentes canchales de derrubios estratificados. Aunque no son depósitos identificativos de
fases frías cuaternarias, sí parecen que están relacionados con ellas, y se interdigitan con otros derrubios no climáticos, generados por gravedad y arroyada. Los afloramientos de pequeñas canteras, en la subida al Puerto del Boyar, permiten observar

Karst del Peñón de El Berrueco

Karst del Peñón de El Berrueco
Parque Natural Los Alcornocales y Parque Natural Sierra de Grazalema
Vista general del Peñón del Berrueco.
Otra vista más próxima al Peñón del Berrueco.
Otra vista más cercana cercana del Peñón del Berrueco.
El Peñón es una ventana tectónica, de los materiales del Jurásico-Cretácico subbéticos, entre las areniscas y arcillas de la Unidad del Aljibe. Constituye, por tanto, un relieve kárstico en dolomías y calizas jurásicas y en calizas y margas cretácica
s, que se eleva del entorno, entre 200 y 250 m, como un cerro residual exhumado por erosión de la cobertera impermeable. La historia de este desmantelamiento se encuentra registrada en los sedimentos del endokarst, con interesantes registros cuaterna
rios en los numerosas cuevas y simas exploradas.
Carretera A-373 (Ubrique-Cortes) en el km 10.

Flysch de Punta Carnero y Getares

Flysch de Punta Carnero y Getares
Plataforma de erosión marina en las areniscas del Flysch de Punta Carnero.
Pliegues en el Flysch de la bahía de Getares.
Secuencia de estratos verticales de los flysch de Punta Carnero
En el extremo occidental de la Bahía de Algeciras, a lo largo del sector costero entre Punta Carnero y la Bahía de Getares, la erosión marina ha elaborado un acantilado y un magnífico ejemplo de rasa litoral. Este afloramiento contínuo permite observ
ar la variedad litológica, textural y estructural del Flysch Margo-areniscoso-micáceo de la Unidad de Algeciras, muy tectonizada, con frecuentes inversiones de las series estratigráficas y pliegues muy apretados. Estos materiales se depositaron en el
fondo del talud por corrientes de turbidez, en abanicos submarinos profundos, constituyendo las ?turbiditas?. La edad abarca desde el Oligoceno superior al Mioceno inferior.
Desde Algeciras, tomar hacia el sur la carretera local CA-223 en dirección a Getares y antes de llegar a esta localidad, desviarse hacia el faro de Punta Carnero

Tajo de Arcos de la Frontera

Tajo de Arcos de la Frontera
Vista área del tajo de Arcos de la Frontera, sobre el cual se encuentra la localidad de Arcos
Afloramiento de areniscas miocenas con estratificacion cruzada en ?cola de pez?.
Panorámica general del afloramiento situado en el Cerro de La Gallarda
El Tajo de Arcos de la Frontera, con un desnivel de unos 50 metros, se excava en una serie sedimentaria postorogénica, finimiocena. Este escarpe es, sin lugar a dudas, uno de los paisajes sobresalientes más reconocidos de Andalucía, contando con el i
nmejorable complemento del conjunto histórico-artístico del núcleo de Arcos de la Frontera, cuyo castillo e iglesias de San Miguel y Santa María se localizan al borde mismo del escarpe.
La estratigrafía del cantil se compone de una parte superior de
areniscas, seguida de una facies arenosa más o menos grosera con cemento carbonatado, que presenta abundante macro y microfauna marina, de edad Helvetiense a Mioceno superior, y que manifiestan el carácter litoral o nerítico de su formación. Sobre e
stos materiales suavemente plegados, formando un anticlinal cuyo eje pasa aproximadamente por Arcos de la Frontera, el río Guadalete se ha encajado favorecido por un probable levantamiento general de la región, y que ha dado lugar a uno de los meandr
os más bellos e interesantes del curso medio de este río. Una vez superado el antiguo molino de San Antón, el río dibuja una triple curvatura de las que las dos más llamativas componen los Llanos de la Huerta y la Herradura y el conocido Torno del Gu
adalete. Los afloramientos del sector de Arcos de la Frontera pertenecen básicamente a materiales del Mioceno superior (Tortoniense superior-Messiniense). La sección próxima al pueblo, muestra un conjunto muy homogénero de calcarenitas bioclásticas,
de unos 60-70 m de potencia, conocida en el área como Formación Los Arcos. Su ordenamiento interno está formado por sets de láminas curvas y/o planas, de esgtratificación cruzada en surco de escala media y por sets tabulares que presentan láminas pla
nas y horizontales. Hacia techo predominan los cuerpos tabulares con estructuras en espina de pescado (herring bone). Las pistas fósiles más características son Bichordites cf. monasteriensis, Laminites icnoesp. A, Palaeophycus tubularis, Skolitos cf
. tentaculatum y Rosselia socialis, junto con numerosas estructuras de equilibrio y/o escape.

Fallas del Salto del Cabrero en Benaocaz

Fallas del Salto del Cabrero en Benaocaz
Corredor del Boyar y Salto del Cabrero.
Fallas del Salto del Cabrero.
El Salto del Cabrero se corresponde con un gran peñón rocoso, prolongación del conjunto de las sierras del Endrinal-Caíllo (cuya altura máxima es el vértice del Simancón a 1556 m), que muestra un espectacular escarpe estructural de más de 50 metros.
La litología es de calizas del Jurásico inferior, que aparecen regionalmente afectadas por un importante número de fallas normales que han facilitado numerosos desprendimientos de bloques. Las laderas norte y oeste, que se elevan desde el arroyo Garg
anta, tributario del río Tavizna, ofrecen un modelado de lapiaces exhumados y mantos de derrubios, mientras que hacia el este y el sur, delimitado por el arroyo del Pajarito, y donde las pendientes son más suaves, aparecen pequeñas dolinas y lapiaces
Existen dos accesos posibles, ambos a pie a través de veredas: el primero, tomando en dirección norte una senda que parte del kilómetro 15 de la carretera A-364 (antes C-3331), en el acceso al núcleo de Benaocaz, a una distancia aproximada de 3,5 kil
ómetros, y que presenta una dureza media. El otro acceso, es posible siguiendo una senda que parte del kilómetro 47 de la carretera C-344, entre Benamahoma y Grazalema, en las proximidades del Puerto del Boyar. El trayecto, que presenta también una
dureza media aunque es algo más complicado que el anterior, cubre un trayecto de 4,5 kilómetros.
A pesar de no tener acceso directo a través de carretera o pista apropiada para vehículos, se trata de una manifestación geomorfológica bien visible de
sde gran parte del trayecto de la carretera C-344, en la cual se cuenta con el área de aparcamientos y el mirador del Puerto del Boyar.

Garganta Verde en Zahara de la Sierra

Garganta Verde en Zahara de la Sierra
Garganta de la Ermita, Arroyo de los Ballesteros
Ermita de la Garganta, ?la Buitraguera?
Tajo de la Ermita de la Garganta
Ermita de la Garganta, Arroyo de los Ballesteros
El arroyo de Ballesteros es un torrente de escaso recorrido y fuerte pendiente, que excava las laderas septentrionales del macizo de Grazalema, formando un amplio y abrupto anfiteatro con las sierras del Pinar y Zafalgar. El rápido encajamiento de es
ta cabecera del Guadalete ha provocado formas de valles muy profundas, como es la Garganta Verde, ejemplo significativo de un cañón fluvial activo en rocas calizas, con modelados típicos torrenciales (cascadas, rápidos, pilancones, huellas de corrien
Carretera CA-531 de Zahara a Grazalema entre los km 12 y 13.

Peñón de Zahara de la Sierra

Peñón de Zahara de la Sierra
Vista general del Peñón de Zahara de la Sierra.
Relieve residual en calizas jurásicas, fuertemente erosionado en su entorno, que sirve de atalaya septentrional de la Serranía de Grazalema y balcón sobre el valle del Guadalete y del embalse de Zahara. La evolución en ladera de este relieve ha provo
cado deslizamientos y desprendimientos de roca, aún observables en sus alrededores.

Polje del Endrinal en Grazalema

Polje del Endrinal en Grazalema
Polje del Endrinal y vertiente norte de la Sierra de Grazalema.
Polje del Endrinal.
Fondo del polje del Endrinal.
En el flanco septentrional de la Sierra del Endrinal, en su vertiente hacia Grazalema, y delimitado por fallas normales, se localiza una amplia depresión kárstica. Su forma es alargada E-W, de algo más de 1 km de longitud y unos 0,7 km de ancho. El f
ondo tiene un pequeño relleno arcilloso y, hacia las vertientes, se escalonan plataformas exhumadas de corrosión, con abundantes dolinas y lapiaces, que evidencian una antigua depresión de mayor tamaño y altitud.
Desde Grazalema, por la senda de subida al Endrinal.

Karst de la Sierra del Endrinal

Karst de la Sierra del Endrinal
Plataforma kárstica con dolinas en artesa.
Sima en ?pozo de nieve?.
La zona delimitada corresponde a la plataforma alta del Endrinal, un amplio relieve ?en mesa? por encima de los 1400 m, con las cotas máximas del Reloj (1539 m) y Simancón (1556 m). Su superficie caliza está suavemente plegada (N-S) e intensamente fr
acturada y karstificada, con un campo de dolinas de tipología muy variada; simas, grietas y llamativos lapiaces completan un muestrario casi único de modelados exokársticos en las sierras subbéticas. Son igualmente llamativas las simas en ?pozo de ni
eve?, posiblemente vinculadas con épocas frías cuaternarias. Los abundantes afloramientos dispersos de espeleotemas exhumados, nos cuentan una interesante historia paleoclimática del Cuaternario.
Desde Grazalema, por la senda de subida al Endrinal.
Desde el Puerto del Boyar, por la senda de subida al Endrinal.

Sima de Cacao

Sima de Cacao
Entrada a la Sima de Cacao
Gran colada en la Sima de Cacao
Perlas de las cavernas (pisolitos) en la Sima de Cacao
La entrada a la Sima de Cacao es un pozo de 80 metros. La verticalidad es absoluta de forma que puede descenderse sin fraccionar la instalación de cuerda, aunque se suele hacer para facilitar la subida simultánea de varios espeleólogos. Este pozo es
la mayor vertical de la provincia de Cádiz.
A 28 metros de profundidad hay una galería descendente y a 45 el gran conducto que lleva a la sala GIEX. La gran colada en la entrada a la sala GIEX es la formación más espectacular de la misma y tal vez l
a más impresionante de las existentes en la provincia. Esta sala, así como las galerías que conducen a ella, eran desconocidas hasta hace pocos años. Exploradores del GIEX, descubrieron a mitad del gran pozo una gran galería a la que en principio se
accedió mediante un péndulo de varios metros para descubrir la que hasta ahora es la mayor sala de la provincia de Cádiz.Los pisolitos, también llamadas "perlas de las cavernas" por la similitud existente en su proceso de formación con las de las ost
ras, suelen hallarse en el fondo de gours poco profundos de la Sima de Cacao. Pequeñas turbulencias del flujo hídrico en el fondo de dichos recipientes hace que se depositen sucesivamente capas concéntricas de carbonato cálcico alrededor, generalment
Desde Villaluenga del Rosario, a pie, hasta los Navazos de Cao

Karst de la Sierra de Líjar

Karst de la Sierra de Líjar
Cañada de las Cuevas y abrigos de la Chorrera
Cañada de las Cuevas, en Algodonales
Cara norte y este de la sierra de Líjar
Es una de las grandes sierras aisladas del frente subbético septentrional, que alcanza 1050 m de altitud. Sus laderas tienen fuerte pendiente, por la erosión de los materiales triásicos que la rodean, y la cima es aplanada, en forma de mesa erosiva.
Sobre esta superficie se ha desarrollado un modelado de campos de dolinas y lapiaces bastante desarrollados. En su borde meridional se localiza la surgencia de los Siete Arroyos, con una pequeña plataforma de travertinos.
Desde Algodonales, senderos hacia la Sierra de Líjar.

Manga de Villaluenga

Manga de Villaluenga
Villaluenga del Rosario y Sierra del Caíllo.
Vista general del sinclinal y polje de La Manga de Villaluenga.
Boca de la Sima de Villaluenga.
La Manga de Villaluenga es una depresión kárstica de forma alargado, con más de 3 kilómetros de longitud, situado entre las sierras del Caíllo y el Endrinal al norte y los relieves del Atochar y el Chaparral al sur. Estructuralmente es un corredor
sinclinal muy pronunciado, fracturado y basculado hacia la depresión de Ubrique-Benaocaz, hasta quedar prácticamente colgado. Litológicamente las paredes de la depresión están formadas por calizas jurásicas del Subbético, cuarteadas y erosionadas, d
onde son visibles los lapiaces. El fondo del sinclinal esta parcialmente relleno con materiales margocalizos del Cretácico superior, tradicionalmente aprovechados para el cultivo y que hoy se dedican fundamentalmente a pastos para el ganado.
La sima
de Villaluenga (840 m), punto de pérdida temporal de la escorrentía, comienza con un cañón de una decena de metros cubierto de marmitas y bloques arrastrados por la erosión. Esta galería, que se introduce entre las calizas jurásicas, termina a 50 m
con un pozo de 60 m de profundidad. Al pie del mismo, a -110 m, una galería de 15 m de diámetro, desciende a través de pozos y marmitas (entre 15 y 20 m), pudiéndose acceder a través de sifones, conductos y galerías hasta una profundidad máxima de
?194 m. Puede recibir un caudal máximo de aguas de 6 m3/seg. En momentos de crecida, se constituye en parte del sistema endokárstico de esta serranía, viniendo a desagüar en las proximidades de Ubrique (surgencia del Algarrobal).
Carretera A-374 a la altura de Villaluenga del Rosario.

Paleokarst de Grazalema

Paleokarst de Grazalema
Contacto de las calizas jurásicas karstificadas y las margas cretácicas, en Grazalema.
Las calizas jurásicas marinas del Grupo Líbar, del Jurásico inferior, afloran en los cantiles de la población de Grazalema con abundantes ejemplos de procesos de karstificación subaérea, posteriormente rellenos por fangos carbonatados del Jurásico su
perior y Cretácico inferior. Una nueva e intensa emersión de estos materiales provocó la fase más marcada de karstificación, con un paleorrelieve muy acusado, que fué relleno y fosilizado por arcillas y margas del Cretácico medio-superior y sedimenta
ción posterior hasta el Mioceno inferior. La orogenia Alpina plegó estos materiales y la erosión reciente ha exhumado estos modelados paleokársticos.
Casco urbano de Grazalema y salida por la carretera A-374 dirección Villaluenga.

Peñón de Zaframagón

Peñón de Zaframagón
Peñón de Zaframagón y superficie erosiva en materiales triásicos.
Peñón de Zaframagón.
Estación de ferrocarril abandonada de Navalagrulla (inicio de Vía Verde).
Es una unidad carbonatada, de menores dimensiones, que está tectonicamente incluída como un olistolito en el Olistostroma del Guadalquivir. Su relieve en calizas jurásicas es muy abrupto y de laderas verticalizadas, como ocurre en la garganta del Est
rechón, formada por el río Guadalporcún, donde se encuentran yesos negros, ahumados, rojos y blancos del Trías.
A-382 entre Villamartín y Algodonales, desvío CA-0448 hacia La Muela y Olvera. Al cruzar el río Guadalporcún tomar pista paralela a la Vía Verde del antiguo ferrocarril Jerez-Almargen.

Polje de los Llanos del Republicano

Polje de los Llanos del Republicano
Llanos de Villaluenga, Sima del Republicano
Fondo del polje y Llanos del Republicano
Arroyo de los Álamos y entrada a las simas del Republicano y Cabito
Es un gran corredor sinclinal NE-SW, abierto hacia el suroeste, que se limita entre la Sierra caliza de Líbar y las areniscas del flysch de la Sierra de Peralto. Está drenado por el arroyo de Los Álamos, de procedencia norte, y el arroyo de las Merin
as, desde el sur. Ambos confluyen en el sumidero de la Sima del Republicano que, en crecidas, absorbe unos 3 m3/s. El fondo del polje es netamente erosivo sobre las margas cretácicas y las arcillas del flysch, aunque en el lecho del arroyo de Los Ála
mos se encuentran hasta 2 m de depósitos aluviales actuales.
Desde Villaluenga del Rosario, tomar la pista hacia los Llanos del Republicano

Sima del Republicano

Sima del Republicano
Entrada a la Sima del Republicano
Lago en la Sima del Republicano
La entrada a la sima del Republicano es un pozo de 20 metros por el que se precipitan las aguas del torrente que se forma en época de lluvias en el gran llano cerrado del mismo nombre. Tiene una profundidad conocida de más de 240 metros y es activa,
lo que significa que la mayoria de sus conductos carecen de formaciones. En la vía GEX las galerías y los pozos conducen a un lago de gran longitud y techo bajo. Las aguas suelen ser cristalinas debido a la carencia de sedimentos finos en casi toda l
a cavidad. La exploración requiere de una cierta técnica para superar pequeñas pero contínuas dificultades y un conocimiento de las técnicas de progresión por cuerda para los grandes pozos que aquí se encuentran. En el fondo, junto al pozo que conduc
e al enorme sifón, una de las más bellas formaciones de la sima brilla cuando algunas veces llegan hasta ella los espeleólogos. El sifón de la sima del republicano constituye un verdadero reto para el espeleobuceador por su gran profundidad. Si bien
han sido varios los intentos de atravesarlo no ha sido posible hasta el momento.
Carril desde Villaluenga hasta el Peñón Bermejo (falda sur)

Karst de la Sierra de Líbar

Karst de la Sierra de Líbar
Vista general de la Sierra de Líbar incluyendo una vista parcial del polje
Vista más cercana de la Sierra de Líbar
Canchales de ladera al pie de la Sierra de Líbar.
Karst típico de las sierras subbéticas, en el Macizo de Grazalema. Con una orientación general NE-SW y una longitud de unos 10 km es un gran relieve anticlinal con flancos muy inclinados y fallados y cimas subhorizontales y aplanadas. Las laderas est
án recubiertas por un denso lapiaz estructural y de arroyada que recoge e infiltra las aguas de lluvia, así como por canchales de bloques. Las cimas son plataformas estructurales, entre 1200-1300 m de altitud, salpicadas de dolinas.
Desde la población de Montejaque, tomar la pista de acceso al Parque Natural.
Desde Villaluenga del Rosario, tomar la pista hacia los Llanos del Republicano y su continuación a Líbar.

Cerro de Lagarín en El Gastor

Cerro de Lagarín en El Gastor
Vista general del Peñón de Zahara de la Sierra.
Pequeño pero llamativo relieve de calizas jurásicas, con forma de cerros simétricos, que se eleva unos 250 m sobre los materiales blandos del Trías, constituyendo un olistolito. Su vertiente septentrional es de suave pendiente, la meridional es subve
rtical, con tajos muy llamativos que miran hacia el macizo de Grazalema. Son frecuentes las cuevas y simas, pero no otro tipo de formas kársticas.
A-376 de Algodonales a Montecorto, desvío CA-419 a El Gastor, a lo largo de todo su recorrido.

Escarpes del Río Trejo en Setenil

Escarpes del Río Trejo en Setenil
Cañón del río Trejo en las areniscas del Mioceno.
Cañón del río Trejo en Setenil de las Bodegas.
El flanco occidental de la cuenca neógena de Ronda ha sido disectado por varios arroyos y ríos menores, como el Trejo, que crean cañones y gargantas fluviales donde es posible estudiar todo el cortejo sedimentario y faunístico de la transgresión mari
na Tortoniense-Messiniense sobre los paleorrelives alpinos. Las areniscas bioclásticas resaltan en los escarpes fluviales frente a niveles más arcillosos, por lo que se crean abrigos y covachos que ha sido utilizados por el hombre para construir casa
s subterráneas y ?bodegas? que conforman la actual población de Setenil. Una armoniosa convivencia entre geología y hombre.
Casco urbano de Setenil y accesos a la población por la CA-4222

Dolinas de la Sierra del Caillo

Dolinas de la Sierra del Caillo
Vista general del Pico Bandera
Dolina en la falda del pico Bandera
Dolina de fondo cubierto por derrubios
El pico La Bandera representa el punto más alto de la Sierra del Caíllo, con 1395 m. Sobre él el Instituto Geográfico Nacional instaló un punto geodésico con el código 105031 - Navazo Alto. Además de su historia este punto es un elemento de interés
geológico, por la variedad de formas kársticas que permite observar, todas ellas desarrolladas sobre las calizas jurásicas subbéticas. Entre dichas formas cabe destacar: el caos de bloques calizos que encontramos en el camino de ascenso. Consisten en
la acumulación de bloques rocosas que al estar afectados por la karstificación se han disgregado, y al ser inestables han caído ladera abajo a modo de abanico. También se observa en la subida un extenso lapiaz de estructuración que afecta a la super
ficie carbonatada que ofrece una singular paisaje llenos de oquedades y surcos, ocupados generalmente por vegetación. Las rocas que rodean los huecos están muy afiladas resultando muy complicado caminar. Desde el punto geodésico se observa en la lad
era otra forma kárstica que ya hemos descrito en otro punto del inventario, las dolinas. Consisten en depresiones circulares y/o elípticas, en este caso, muy profundas y están cubiertas por cantos rocosos de caliza, procedentes de la erosión de los p
ropios laterales de la dolina. Estas bloques se acumulan en el fondo, dando lugar a una dolina del tipo embudo, por la forma tan parecida que presenta.
Por una senda peatonal que asciende desde el propio pueblo de Villaluenga del Rosario.

El Torcal de Villaluenga del Rosario

El Torcal de Villaluenga del Rosario
Panorámica del Torcal
Ejemplo de lapiaz profundo
Caos de bloques calizos
Se denomina bajo el término El Torcal al entorno que se conoce como el paraje del Buho y la Breña. Consiste en un pequeño torcal, donde se concentran gran variedad de formas kársticas todas ellas desarrolladas sobre una masa carbonatada. Este paraje
kárstico se forma sobre calizas fosilíferas y nodulosas, en algunos tramos, de edad Cretácico inferior, concretamente del Neocomiense, hace unos 145 millones de años. Las calizas se formaron en un ambiente marino, alejado de costa (ambiente pelágico
) y a escasa profundidad. El calificativo de fosilífera alude a que se trata de una caliza formada fundamentalmente por la acumulación de conchas de organismo marinos que al morir caían al fondo del mar, hasta convertirse en roca.Estos materiales pos
teriormente han sido emergidos, desplazados (unidad alóctona) en relación a su origen, y estructurados mediante grandes pliegues anticlinales y sinclinales. Llegado a este punto, los agentes geológicos externos, sobre todo el agua y la nieve han actu
ado sobre estas rocas que dada su naturaleza a permitido la génesis de un paisaje kárstico. Dicho paisaje está constituido por numerosas sobre todo superificiales, como son los lapiaces de diversos tipos y tamaños, callejones kársticos, kameritzas, e
El acceso habitual es continuando por el polje del Republicano hacia su extremo más al NE o bien desde un camino procedente de Montejaque.

Polje del Navazo Alto

Polje del Navazo Alto
Vista general del polje desde el pico la Bandera
Ejemplo de uno de los sumideros
El Navazo Alto, situado topográficamente más alto que el Navazo Hondo, constituye otro polje, la forma de disolución kárstica que se asocia a los sistemas kársticos.Es frecuente encontrar dentro de un polje otras formas kársticas menores, como dolina
, lapiaces, etc. La evacuación del agua de los arroyos que circulan por el polje se produce a través de los sumideros o ponor, que en este caso conecta con una sima, por donde se facilita la entrada de agua al medio subterráneo. En el fondo del polje
también está formado por otra roca que consiste en arcilla rosada (difícil de distinguir del residuo insoluble del proceso de kárstificación -arcilla de descalcificación- que tiene una edad diferente (unos 250 millones de años) a la edad de las roca
s que le rodea (199 millones de años). Su presencia se debe a la actuación de esfuerzos tectónicos durante el levantamiento de la sierra.
Por el sendero que parte desde el pueblo de Villaluenga del Rosario y asciende hasta el pico La Bandera

Salinas de Hortales y Raimundo

Salinas de Hortales y Raimundo
Vista general de las balsas salineras restauradas
Vista general de las salinas de Raimundo
Detalle del crecimiento de los cristales de sal en el fondo de las balsas
Ejemplo de salinas de interior asociadas a las formaciones yesíferas del Keuper (Trías). Son muy frencuentes en la sierra gaditana, aunque con el tiempo han sido desplazadas por la competencia de las salinas de la bahía de Cádiz o anegadas por alguno
s embalses, sobre todo entre la zona de Zahara de la Sierra-El Gastor. Estas salidas están asociadas a la presencia de un manantial del que brotan las aguas de un acuífero kárstico triásico y que en este ámbito se encuentra confinados por niveles mar
gosos de carácter impermeable. El origen de la surgencia se produce a través de una fractura a través de la cual ascienden por presión hasta alcanzar la superficie. Se trata de aguas con temperatura constante a lo largo del año, de caudal continuo, s
alinidad próxima a los 30 g/l y una elevada concentración de sulfatos, óxidos de hierro y otros minerales. Sus propiedades físico-químicas son conocidas desde tiempos remotos.
Por la carretera (A-372) de Arcos-El Bosque, a unos 2,5 km antes de llegar a esta población.