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Información
Inventario Andaluz de Georrecursos. Provincia de Huelva.
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

Huelva

Gruta de las Maravillas

Superficie
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Gruta de las Maravillas
Parque Natural Sierra de Aracena y Picos de Aroche
Vista de una cascada artificial. Su colaración se debe a la contaminación de agua con sedimento
El complejo subterráneo Gruta de las Maravillas posee un desarrollo predominantemente horizontal, si bien en él se pueden distinguir al menos tres niveles de karstificación superpuestos. No obstante se sospecha la existencia de, al menos un nivel más
, aunque con un desarrollo sensiblemente inferior al resto. El primero de ellos está constituido por las áreas permanentemente inundadas en la actualidad, de cota baja, que incluirían el Gran lago, los lagos 1 y 20 y las galerías adyacentes. Topográf
icamente, a este nivel pertenecerían la Sala de los Desnudos y la Galería de los Garbanzos, actualmente secas, las cuales tuvieron un desarrollo independiente del resto, como se demostrará más adelante. Las zonas inundadas o nivel de karstificación a
ctual se caracterizan por la ausencia generalizada de espeleoternas, lo cual es lógico si pensamos que en estas zonas predomina la corrosión sobre la precipitación. Numerosas "muescas de corrosión" (corrosión notches) en diversas partes de las galerí
as, formas típicas de cavidades con niveles de agua muy estáticos, así como numerosas morfologías de disolución avalan esta hipótesis. La acción corrosiva de las aguas pudo verse incrementada por la abundancia de mineralizaciones de sulfuros, muy abu
ndantes (pirita, sobre todo) en la roca de caja. Las galerías correspondientes a este nivel presentan, en general, morfologías mixtas entre freáticas o "forzadas" y vadosas. En efecto, la sección transversal de dichos corredores suele ser subredondea
da o subelíptica en su parte superior y en trinchera o en "cañón" en la inferior, lo que sugiere una reconducción del flujo y el consiguiente paso de condiciones freáticas a vadosas. A veces esta morfología freática se ve enmascarada o es difícilment
e observable debido a la heterogeneidad litológica (tamaño de grano variable y presencia de restos insolubles en el seno de la masa carbonatada). Evidencias de una fase freática pueden observarse en la Galera de los Lagos, donde se aprecian espeleote
mas subacuáticos bien desarrollados en el techo.
El segundo nivel, situado a 10-20 m por encima del anterior corresponde a las salas de La Catedral, Cristalería de Dios y las Esmeraldas o El Volcán, así como a las Galerías Nuevas, éstas últimas no a
ccesibles al público en la actualidad. Dicho nivel tiene como característica esencial la extraordinaria abundancia de espeleotemas de muy diverso origen, constituyendo la parte más atractiva desde el punto de vista turístico. Las secciones de las gal
erías son difíciles de reconocer por la precipitación de CO3Ca, aunque cuando se observan, se muestran corno conductos forzados o freálicos (acceso a La Sultana, por ejemplo)
El tercer nivel, el de menor desarrollo longitudinal, corresponde a la Gal
ería Superior, sólo accesible mediante la utilización de técnica alpina. Está situado a unos 25 m del segundo nivel, y al igual que en el caso anterior, las formas de reconstrucción litoquímica son muy abundantes, tanto vadosas corno epifreáticas. Es
frecuente la existencia de gours de muy diversos tamaños. En el extremo final de la galería (Sala de las Raíces) son particularmente abundantes los espeleotemas afectados por antiguos procesos de corrosión, probablemente a consecuencia de una atmósf
era muy rica en CO2 coincidente con la zona radicular de la antigua cobertera vegetal que cubría el Cerro del Castillo. Sobre estos espeleoternas corroídos se han depositado en los últimos tiempos otros de gran frescura y lustre. Al igual que en el n
ivel infrayacente, las secciones ele estas galerías se observan difícilmente debido a la gran cantidad de precipitados que cubren las paredes y techo de las mismas.
En diversas zonas de la cavidad, distribuidos a lo largo de los tres niveles anterio
rmente descritos, la erosión química llega a disolver completamente el paquete carbonatado, interceptando los materiales metapelílicos insolubles.
Tres son las características más representativas de la Gnita de las Maravillas: los depósitos reconstr
uctivos titoquímicos, los delxísitos elásticos o caos de bloques y las mineralizaciones asociadas al paquete carbonatado.
En el casco urbano de Aracena (C/ de la Gruta)

Hoz del Guadiana en Sanlúcar

Hoz del Guadiana en Sanlúcar
Hoz del Guadiana en Sanlúcar, hacia la margen portuguesa.
Vista general de la hoz del Guadiana en Sanlúcar.
Hoz del Guadiana al norte de Sanlúcar, con meandros encajados.
Valle encajado del río Guadiana en los materiales pizarrosos del Paleozoico, sobre todo de la serie Carbonífera (Facies Culm). Este tramo fluvial, aún con cierta influencia mareal del Océano Atlántico, se ha encajado en una antigua penillanura que se
extiende ampliamente al sur de la Sierra de Aracena y que traspasa más alla de la frontera portuguesa. La elaboración de esta incisión fluvial es claramente de edad cuaternaria.
Autopista A-49 hasta desvío Villablanca, por San Silvestre de Guzmán hasta Sanlúcar de Guadiana.

Serie triásica de Ayamonte

Serie triásica de Ayamonte
Niveles volcánicos, margas y dolomías triásicas.
Niveles volcánicos estratificados, afectados por una falla normal.
Serie-tipo del Triásico Superior del borde meridional de la Zona Sudportuguesa, en la provincia de Huelva. En este afloramiento se observa parte de los niveles volcánicos (lavas y piroclastos), de composición básica, intercalados en sedimentos carbon
atados (dolomías y margas dolomíticas) de una cuenca marina.
Autovía A-49 a Ayamonte. Desvió local a la población.

Marismas de Isla Cristina

Marismas de Isla Cristina
Paraje Natural Marismas de Isla Cristina
Canal mareal principal muy antropizado.
Canal y llanura mareal con slikke y schorre.
Llanura mareal que se extiende por el sector oriental de las marismas de Isla Cristina, conformando un lagoon estuarino. El canal principal de desagüe es el estero del río Carreras, de escaso recorrido fluvial, cuya cuenca se extiende al suroeste de
la población de Lepe. La orientación E-O de la marisma se debe a la situación protegida trás la flecha litoral de Punta del Caimán, con varios ganchos arenosos, que se formó por la evolución reciente (posterior al siglo XVIII) de un conjunto de islas

Serie pliocena del Pozo del Camino

Serie pliocena del Pozo del Camino
Vista general del corte y el tránsito entre arenas marinas y gravas fluviales.
Detalle del tránsito entre arenas marinas y gravas fluviales ferruginizadas.
Sección geológica N-S de los depósitos marinos del Plioceno inferior, constituidos por arenas y limos con frecuentes evidencias de actividad de organismos (Ophiomorpha sp.), que dan lugar a icnofosiles, y abundantes restos fósiles de moluscos y crust
áceos, propios de un medio marino muy somero. En la parte superior, y de forma erosiva, se observan gravas canalizadas, con estratificación cruzada en surco, tabular, huellas de carga, y otras estructuras sedimentarias, típicas de un medio fluvial. S
e diferencian claramente por su intensa ferruginización, que le aporta un color rojizo.
CN-431 (Lepe-Ayamonte). Desvío a Isla Cristina y en la población de Pozo del Camino

Mina de pirita de Herrerías

Mina de pirita de Herrerías
Cumbre de Herrerías y Dehesas de los Bueyes
Castillete del Pozo de extracción
Corta sur de Herrerías
Ejemplo muy interesante de minería de piritas a cielo a abierto de la Faja Pirítica que evoluciana hacia una explotación en interior. Coexisten dos explotaciones una de piritas masivas e inmediatamente al oeste se explota una brecha enriquecida en mi
nerales de cobre que parece un gossan cuprífero.
Desde Puebla de Guzmán por la carretera local HV-1231 5Km al oeste, y en el poblado minero inmediatamente al norte.

Fracturas ferruginizadas de Lepe

Fracturas ferruginizadas de Lepe
Serie Miocena de arenas ferruginizadas con una densa red de fracturas.
Diaclasa ferruginizada, representativa de la familia NW-SE de fracturas.
Densa red de fracturas, sin movimiento aparente, que están rellenas de mineralizaciones ferruginosas. Se desarrollan en arenas muy permeables de edad Mioceno superior a Plioceno inferior, debido al enriquecimiento en hierro de antiguas aguas freática
s que empapaban el sedimento. La orientación de estas diaclasas es bastante regular, NO-SE, y quedan en relieve por erosión diferencial de las arenas.

Serie neógena del acantilado de Torre Catalán

Serie neógena del acantilado de Torre Catalán
Vista general del paleoacantilado y la llanura litoral de La Antilla. Al fondo, la flecha y marismas de El Rompido.
Paleoacantilado y la torre Catalán.
Serie Mio-Plioceno de arenas y gravas que aflora en el acantilado.
Acantilado marino fósil, de unos 20 m de desnivel máximo, que comenzó a formarse a partir de la transgresión Flandriense (hace unos 6.000 años), y que ha ido sufriendo modificaciones hasta el siglo XVI. En la actualidad, está protegido frontalmente p
or una amplia llanura litoral que sirve de raíz y área fuente de sedimentos a las flechas litorales de El Rompido, a levante, y de Isla Cristina, a poniente. La pared del acantilado sufre procesos de erosión por gravedad y arroyada, facilitando la ob
servación de los depósitos geológicos que lo componen, de edad Mioceno y Plioceno.
Carretera local Lepe-La Antilla, y su continuidad litoral hacia El Terrón e Isla Cristina.

Cerro del Águila en la Puebla de Guzmán

Cerro del Águila en la Puebla de Guzmán
Vista general de la cresta cuarcítica.
Vista general de la cresta cuarcítica, y la estratificación vertical.
Cerro de cuarcitas, con morfología de inselberg, que es el resultado de la erosión diferencial de la serie devónica (Paleozoico) de pizarras con niveles de cuarcitas. Estas cuarcitas representan el afloramiento de mayores dimensiones de todo el Cint
urón Pirítico. El rebajamiento erosivo de estos materiales durante el Terciario, ha creado una amplia penillanura al Sur de la Sierra de Aracena, con testigos litológicamente resistentes a la erosión.
Carretera local de la Puebla de Guzmán a Tharsis.

Mina de manganeso El Toro

Mina de manganeso El Toro
Vista general de las explotacciones del Toro
Detalle de las explotaciones del Toro
La Mina del Toro es el yacimientto más grande de los explotados en la Faja Pirítica para la recuperacióon de minerales de Manganeso. Esta paragénesis está restringida exclusivamente a la Faja Pirítica y está compuesta por rodocrosita, rodonita, espes
artita, hausmanita, polianita, braunita, psilomelana, cuarzo, calcedonias y otros silicatos además de restos de piritas. Se trata de yacimientos exhalativos asociados al vulcanismo ácido y se encuentran en el campo asociados a jaspes derivados de sed
imentos silíceos intercalados con pizarras púrpuras y tobas riolíticas. Se trata de capas de hasta 1m de potencia. La Mina del Toro produjo más de 50.000 Tm de este mineral.
Desde la Puebla de Guzmán hacia Cabezas Rubias por la carretera Local H-124, a 5 Km de Puebla de Guzmán desvio al noroeste hacia Paymogo por una pista de tierra a 3 Km del desvio donde se cruza la pista con el Barrabco del Toro se encuentra la mina.

Marismas del Río Piedras

Marismas del Río Piedras
Paraje Natural Marismas del Río Piedras y Flecha del Rompido
Llanura mareal, con slikke y schorre, en el tramo final de la desembocadura del río Piedras.
Vista aérea de las marismas con el río Piedras, la flecha de El Rompido y el mar al fondo
Amplia llanura mareal en el estuario del río Piedras, que se desarrolla en su margen oriental, protegida por antiguos cordones litorales arenosos. La influencia mareal es dominante, dominando el medio marino y salobre. El espesor sedimentario holocen
o está comprendido entre 7 y 14 m, distinguiéndose los submedios sedimentarios de canal mareal, borde de canal, marisma salada y marisma estéril.

Stockwork de Tharsis

Stockwork de Tharsis
Afloramiento de un stockwork en la carretera de Tharsis.
Densa red de fracturas, en pizarras, con mineralizaciones de óxidos de hierro.
Bloques de gossan caídos por las laderas de Tharsis.
Un stockwork es una morfología de cuerpo mineralizado a favor de una roca-caja fracturada. Los espacios abiertos, orientados tectónicamente, se rellenan por minerales que llevan en suspensión los fluidos de origen magmático. En este caso, la roca enc
ajante son pizarras y grauvacas con Posidonomia, Goniatites y Archaeocalamites, del Carbonífero superior, y la mineralización es de óxidos de hierro, principalmente. En las cimas del cerro afloran monteras de gossan por meteorización, con hematites,
Carretera A-495, entre los kilómetros 31,300 y 32,300. Al sur de Tharsis.

Minas de pirita de Tharsis

Minas de pirita de Tharsis
Vista general de la corta de Tharsis
Vista general de las instalaciones
La historia minera del grupo Tharsis se remonta a la época tartésica y romana. De aquella actividad quedan numerosas labores mineras y más de 3,5 Mtm de escombreras de escorias. En 1.853 fueron puestas en marcha por una empresa francesa que en 1.867
cedió sus derechos a la compañía inglesa the Tharsis Sulphur and Cooper Company Limited que construyó un FFCC desde el grupo Tharsis y el grupo la Zarza hasta el puerto de Huelva y posteriormente un embarcadero propio con un almacén de mineral conoci
do como el Departamento Corrales.
En zona minera de Tharsis se conocen 16 depósitos de pirita de los que se han explotado el Filón Norte, San Guillermo y Sierra Bullones, Filón Centro, Filón Sur, Cantareras Vulcano, Sierra Almagrera y Lagunazo.
En
la actualidad las labores de extracción se encuentran paralizadas
Desde Alosno por la A-495 hacia el norte a 5km de Alosno se encuentra el poblado minero de Tharsis. Al este y oeste de la carretera y al norte del poblado se encuentran las minas.

Acantilado de El Rompido

Acantilado de El Rompido
Acantilado con las arenas pliocenas y las gravas cuaternarias.
Vista del acantilado del Rompido ocultado en parte por una cobertera vegetal muy densa
Cantil marino relicto, generado a partir del maximo transgresivo Flandriense, que ha sufrido retoques y retrocesos de edad más reciente. Su recorrido comprende el tramo costero interfluvial entre las desembocaduras del los ríos Piedras y Odiel-Tinto,
y ha servido de área fuente de sedimentos para la flecha de Punta Umbría. La constitución del acantilado es de arenas marinas pliocenas, en la base, y de conglomerados fluviales en la parte superior, correspondientes a terrazas cuaternarias del río

Flecha Litoral de El Rompido

Flecha Litoral de El Rompido
Paraje Natural Marismas del Río Piedras y Flecha del Rompido
Vista general de la flecha de El Rompido.
Vista aérea del conjunto marismas del río Piedras, el propio río Piedras y la flecha litoral El Rompido
Vista aérea de la propia flecha litoral de El Rompido
Es una barrera litoral arenosa, de longitud kilométrica y escasa anchura, que crece rápidamente hacia el Este con velocidades entre 32 y 63 m/año, cerrando la desembocadura del río Piedras. Morfológicamente constituye y delimita un lagoon estuarino,
aunque hace sólo dos siglos esta flecha estaba formada por un rosario de islas-barrera y una bocana frente a la desembocadura fluvial (Rompido de Cartaya).
Desde El Rompido y Carrtera El Rompido-El Portil (Mirador)

Laguna de El Portil

Laguna de El Portil
Laguna de El Portil desde la duna frontal.
Vista aérea de la Laguna del Portil
Lagoon costero aislado de la franja litoral por una barrera arenosa de antiguos cordones de playa y duna. La forma en ?uve? de su perímetro recuerda el antiguo origen de confluencia fluvial, cuando el nivel del mar Holoceno estaba a una cota más baja
. El progresivo ascenso Flandriense del nivel del mar originó un retroceso costero y el taponamiento de las desembocaduras de ríos y barrancos.

Flecha Litoral de Punta Umbría

Flecha Litoral de Punta Umbría
Paraje Natural Enebrales de Punta Umbría
Vista general, desde el sur, de la flecha y el dique de Punta Umbría.
Playa actual y foredune en la flecha de Punta Umbría.
Nivel histórico con restos de concha, entre dos episodios eólicos.
Barrera litoral compleja y estable, con morfología en abanico, que se enraiza al oeste en la zona de El Portil y se extiende y amplía al este durante unos 9 km de longitud y 2 km de ancho, hasta la población de Punta Umbría. Morfológicamente se recon
ocen cordones litorales de edad postflandriense y sistemas de dunas simples asociadas. La evolución natural de esta flecha está siendo modificada por el dique de Punta Umbría.

Marismas del Burro en el río Odiel

Marismas del Burro en el río Odiel
Reserva Natural Marisma de El Burro y Parque Natural Marismas del Odiel
Vista aérea de las marismas del Burro en el río Odiel
Río Odiel en la cabecera de las marismas.
Amplia y típica extensión de marismas holocenas situadas entre las poblaciones de Gibraleón y Huelva. Son frecuentes los canales mareales (esteros) anastomosados y las islas fangosas. Esta parte alta del estuario del río Odiel es de componente fluvia
l, aunque la amplitud de la onda de marea llega a esta zona muy aumentada. Los submedios sedimentarios que se reconocen son los de canal fluvial, barras fluviales, llanura de inundación fluvial, canal mareal, borde de canal, marisma salada, marisma e
CN-431, Huelva-Gibraleón a la altura de Peguerillas.

Formación Arenas de Huelva

Formación Arenas de Huelva
Arenas de Huelva en los cantiles trás la Plaza de Toros.
Nivel con macrofauna de moluscos (Bivalvos) en las Arenas de Huelva.
Esta formación estratigráfica fué definida por Civis et al. (1987) y datada, por estos mismos autores y Sierro (1984), como Plioceno inferior. Está formada por arenas de grano fino, color amarillo-grisáceas, masivas, sueltas y limosas en la base. La
potencia de la unidad suele estar en torno a los 20-25 m. Es característica la acumulación, en su parte basal, de glauconita, que llega a constituir un auténtico nivel guía. Desde el punto de vista paleontológico, destaca tanto la macrofauna (Bivalv
os, Gasterópodos y Escafópodos, además de dientes de peces, espículas de equinodermos, etc.), en acumulaciones que se suceden verticalmente o dispersa, como la microfauna (foraminíferos bentónicos y planctónicos, ostrácodos, etc.). Presenta, además,
una intensa bioturbación .
Según González Delgado et al. (1993), la Formación Arenas de Huelva se situaría en un contexto de subida global del nivel del mar, aunque presente una secuencia de somerización.

Formación Arcillas de Gibraleón

Formación Arcillas de Gibraleón
Arcillas de Gibraleón en la cantera de Santa Isabel.
Tejar de Santa Isabel.
Esta formación estratigráfica fué definida por Civis et al. (1987) y datada por Sierro (1984) como Tortoniense superior ? Plioceno inferior. Se dispone discordantemente sobre un sustrato paleozoico (Culm), Mesozoico (Triasico de Niebla) o Cenozoico (
Calcarenita de Niebla). Se trata de unas arcillas gris azuladas, dispuestas de forma masiva, con horizontes más limosos y/o arenosos ocasionalmente. Posee un alto porcentaje en carbonato cálcico (25-30%). A techo es frecuente encontrar bioturbación i
ntensa y niveles glauconíticos de hasta 2 m. La potencia es muy variable, oscilando desde unas decenas de metros hasta más de 2000 m, detectados en el Golfo de Cádiz. Es muy rica en contenido micropaleontológico y pobre en macrofauna. Su registro mac
ropaleontológico está formado por bivalvos (Amussium, Palliollum), restos de cetáceos y piezas dentarias de tiburones. El contenido micropaleontológico es de foraminíferos, ostrácodos y nanoplancton.
CN-431 a la altura de Gibraleón. Cruce con carretera local a Trigueros.

Mina de pirita de San Telmo

Mina de pirita de San Telmo
Dehesa de la Garnacha, Poblado de San telmo
Vista general de la explotación a cielo abierto de San Telmo
Detalle de las escombreras de San Telmo de la parte oriental de la Corta
La Mina de San Telmo está compuesta por tres masas de mineral pirítico denominadas San Germán, Calzadillo y Santa Bárbara. La segunda de ellas presenta un carácter más filoniano que estratiforme. La masa San Germán afloraba a lo largo de 400m y fue o
bjeto de laboreo en tiempos pasados, anterromanos, como lo demuestran escoriales, galerías y herramientas encontradas. De la minería romana quedaban galerías entibadas con madera de alcornoque. La segunda etapa en la explotación de este yacimiento c
omienza a parrtir de 1.860 y paraliza su actividad en la década de los ochenta del sXX. La mineralización de San Telmo representa un ejemplo de los denominados Complejos, mezcla de sulfuros de plomo, cinc y cobre que encajan entre dos series metamor
fizadas una inferior volcánica y una superior pelítica. Los contenidos en cobre de la masa pirítica Santa Bárbara han superado el 6%. En la mina de San Telmo se instaló el primer Lavadero de flotación para complejos de toda la faja pirítica.
Desde Valverde del Caminno por la A-493 hasta Cabezas Rubias. Desde aquí hacia el este por la carretera Local H-120 hasta San Telmo a 14 Km.

Cabezos de Huelva

Cabezos de Huelva
Nivel de gravas, de antiguas terrazas fluviales, que conforman la cima de los Cabezos.
Los Cabezos de Huelva son el rasgo fisiográfico más representativo de esta ciudad y constituyen un relieve dominante frente a las marismas del río Odiel. Estan formados por arenas de la Formación Huelva, que se coronan con gravas silíceas de antiguas
terrazas del río Odiel. Los paquetes de gravas, muy ferruginizadas, otorgan una gran resistencia a la erosión y generan un relieve invertido. Según Cáceres (1995), estas terrazas (T8 y T9), a +72 m y +83 m sobre el río, serían de edad Pleistoceno in
ferior y formarían parte de las terrazas medias-altas del sistema Odiel-Tinto.

Isla de Saltés

Isla de Saltés
Vista general de la Isla de Saltés y el dique Juan Carlos I.
Contacto entre las arenas de un cordón litoral y los fangos de marisma.
Marisma salina y esteros. Al fondo, Punta Umbría.
Isla estuarina situada en la confluencia de la desembocadura de los ríos Odiel y Tinto. Está formada por fangos mareales que rodean cordones de arenas y gravas con morfología de gancho (El Almendral, El Acebuchal, La Cascajera y Cabezo Alto), en los
que se encuentra fauna marina de edad posterior a 3200 años B.P. Su morfología original ha sido intensamente modificada a partir de la construcción del dique Juan Carlos I y de su carretera de acceso, en 1977.
Carretera local de acceso al Dique Juan Carlos I, desde Huelva.

Laguna de Las Madres

Laguna de Las Madres
Paraje Natural Lagunas de Palos y las Madres
Laguna de las Madres en época de lluvias.
Laguna de las Madres en época de sequía.
Nivel de turba en el fondo de la laguna.
Esta laguna litoral es la más importante y conocida de toda la costa onubense. Su origen se debe al taponamiento, por playa y duna, de la desembocadura del arroyo de Las Madres, consecuencia del ascenso del nivel marino flandriense, hace unos 6000 añ
os. La abundante disponibilidad de agua y vegetación en este periodo, ha favorecido la generación de turba, explotada industrialmente, con espesores de más de 6 m. La secuencia alternante de depósitos arenosos y turbosos en el fondo de este lagoon, y
su contenido polínico, han permitido reconstruir la historia paleoambiental holocena de esta región.
Carretera comarcal C-442 Huelva-Matalascañas y carretera local Palos de la Fra.-Mazagón.

Piroclastos del Arroyo Tamujoso

Piroclastos del Arroyo Tamujoso
Piroclastos en el arroyo Tamujoso.
Piroclastos en la vía del ferrocarril.
Detalle del afloramiento de piroclastos.
Las rocas piroclásticas están originadas por episodios explosivos volcánicos y la posterior acumulación de los fragmentos arrojados en las laderas del volcán. En este caso, las rocas son aglomerados, brechas, tobas y tufitas ácidas, en ocasiones abig
arradas, generadas por un volcanismo ácido de edad Carbonífero inferior (Dinantense). El afloramiento puede observarse tanto en el arroyo Tamujoso como en los taludes de la vía del ferrocarril.
Carretera vecinal HV-1421 del Cerro de Andévalo a El Perrunal.

Corta de pirita de Valdelamusa

Corta de pirita de Valdelamusa
Vista general del Embarcadero de Valdelamusa
Explotación de Valdelamusa
En las inmediaciones de Valdelamusa existe una antigua corta donde se beneficiaron, en principio minerales tipo gossan y posteriormente piritas masivas. La estación de Valdelamusa posee un embarcadero de mineral masivo, solo triturado y de mineral l
avado procedente de las explotaciones de San Telmo y Lomero Poyatos con destino al puerto de Huelva por medio de la línea Zafra-Huelva.
9 Km al norte del Cerro andévalo por la A-470 donde el FFCC Zafra Huelva atraviesa dicha vía.

Mina de pirita de Sotiel

Mina de pirita de Sotiel
Vista general de la Corta Tiberio
Detalle de las galerías de la Corta Tiberio
El yacimiento de Sotiel Coronada, junto con los depósitos de Riotinto suponen la concentración más elevada de minería romana de toda la Faja Pirítica. En la Mina de Sotiel se encontraron tornillos para desagües a más de 100m de profundidad y galerías
de menos de 1m2 de sección de más de 300m. Existe una corta romana, trabajada luego en el sXIX en la que se observan galerías y planos de época romana. Así mismo existen escoriales de esta época.
Desde Valverde del camino por la A-493 hasta Sotirel Coronada. Desde aquí por el camino de los pantanos a 500m de la carretera

Minas de pirita de la Zarza

Minas de pirita de la Zarza
Pozo y castillete de la Zarza aal sur de la Corta
Instalaciones de tratamiento y carga en FFCC de la Zarza
La historia minera de la zona de la Zarza está íntimante asociada a la explotación del Grupo Tharsis y se remonta a la época tartésica y romana. De aquella actividad quedan numerosas labores mineras, tanto de exterior como de interior y de escombrera
s de escorias. Destacan grandes socavones y pozos (Silos) de edad romana a lo largo del cabezo de la Zarza de esta época. En 1.853 fueron puestas en marcha por una empresa francesa que en 1.867 cedió sus derechos a la compañía inglesa the Tharsis Sul
phur and Cooper Company Limited que construyó un FFCC desde el grupo Tharsis y el grupo la Zarza hasta el puerto de Huelva y posteriormente un embarcadero propio con un almacén de mineral conocido como el Departamento Corrales.
En zona minera de la
Zarza se han explotado tres depósitos independientes que en profundidad están unidos.
En la actualidad las labores de extracción se encuentran paralizadas
Desde Calañas por la A-485 hasta Perrunal y desde aquí a 2Km Silos de Calañas

Yacimiento fosilífero del Carbonífero de Valverde del Camino

Yacimiento fosilífero del Carbonífero de Valverde del Camino
Pizarras carboníferas en el río Odiel y cantera.
Pizarras carboníferas plegadas en el río Odiel.
El Carbonífero del Sinclinorio de Valverde tiene su mejor afloramiento fosilífero a lo largo del Barranco de los Huertos y en su confluencia con el río Odiel, donde las pizarras del Viseiense superior reposan concordantemente sobre el Complejo Volcán
ico Sedimentario (C.V.S.). La formación de ?pizarras basales? está constituida por una alternancia de pizarras grises arcillosas, pizarras limolíticas, limolitas, pizarras grafitosas, pizarras ferríferas, pizarras arenosas y, a veces, delgados nivele
s de grauvacas de grano fino, con una potencia mínima de 400 m. Las limolitas presentan estructuras sedimentarias de flujo. Los yacimientos fosilíferos presentan una fauna de Moluscos (Lamelibránquios y Cefalópodos), pistas de reptación y restos de c
ortezas vegetales reticuladas y tallos de plantas.
Carretera Valverde-Calañas (H-141), en el cruce de Sotiel, siguiendo la rivera del Odiel.

Acantilado de Mazagón

Acantilado de Mazagón
Vista general de los acantilados de Mazagon durante bajamar
Vista general del acantiado
Cantil marino relicto, generado a partir del maximo transgresivo Flandriense, que ha sufrido retoques y retrocesos de edad más reciente. Su recorrido comprende el tramo costero entre la población de Mazagón y el Parador Nacional. En este último secto
r, la edad del acantilado es muy reciente, incluso funcional. La constitución del frente escarpado es de arenas marinas y dunas pleistocenas, con abundantes estructuras sedimentarias y niveles ferruginizados.
Carretera Comarcal C-442 Huelva-Matalascañas en el tramo Mazagón-Parador Nacional.

Acantilado de la Torre del Oro

Acantilado de la Torre del Oro
Vista general del acantilado y de la torre del arroyo del Oro.
Deslizamiento activo al pie del acantilado.
Acantilado en arenas del Cuaternario superior y niveles de arcillas turbosas en la base.
Acantilado activo, de elevada altitud, que retrocede a una velocidad de unos 40 m/siglo. Son frecuentes las caídas de bloques, colapsos gravitacionales, deslizamentos y barrancos, que disectan y erosionan el frente del cantil. Los sedimentos que lo c
omponen son arenas, limos y arcillas, con niveles turbosos hacia la base del escarpe, formados en medios de transicion marino-continental durante el Pleistoceno superior e inicios del Holoceno.

Dolinas Aluviales de Niebla

Dolinas Aluviales de Niebla
Dolina aluvial en época de lluvias.
Relleno detrítico aluvial del interior de una dolina.
Ondulaciones sinclinales por asentamiento de la cobertera aluvial en una terraza del río Tinto.
Son depresiones en terrazas aluviales del río Tinto, que afectan a los niveles T6, T7, T8 y T9 (según Cáceres et al., 1996). Se producen por disolución kárstica de la arenisca Tortoniense infrayacente, que forma conductos verticales cilíndricos (pipe
s), oquedades horizontales menores, y dolinas de karst cubierto. La deformación de la cobertera aluvial es, normalmente, de tipo dúctil, como consecuencia de una disolución lenta y sincrónica con los cambios fluviales de nivel de base.

Acantilado del Asperillo y Dunas del Abalario

Acantilado del Asperillo y Dunas del Abalario
Espacio Natural Doñana y Monumento Natural Acantilado del Asperillo
Vista aérea del frente de acantilados del Asperillo
Vista de más detalle del acantilado
Vista general de las dunas del Abalario, situadas sobre el acantilado
El acantilado de El Asperillo es un prolongado escarpe litoral, de unos 30 m de desnivel, que inició su formación hace unos 6.000 años, durante el maximo transgresivo Flandriense. Desde entonces no ha cesado de retroceder, siendo en la actualidad muy
activo e inestable (120 m/siglo). Se trata de un acantilado arenoso con sedimentos de origen eólico, en el que se intercalan discontinuidades edáficas, cuya edad sería posterior a 22.000 años. Los tramos basales son de origen marino y deben correspo
nder al Último Interglacial (130 y 85 Ka). Otros niveles turbosos superiores tienen una edad de 40.000 años.
Las dunas de El Abalario son un complejo sistemas de dunas parabólicas semiestables, desarrolladas sobre este acantilado activo. Este comple
jo alcanza las alturas más elevadas de Europa, sobre todo en el punto de El Asperillo, donde se localiza el vértice geodésico de 112 m de altitud. La cronología se puede establecer entre los últimos siglos de la Edad Media hasta el s. XVII.
Carretera Comarcal 442 (Cuesta de Maneli)

Serie triásica de Niebla

Serie triásica de Niebla
Areniscas y microconglomerados del Trías, bajo las murallas del castillo de Niebla.
Areniscas triásicas sobre las pizarras erosionadas en el lecho del río Tinto.
En el sector occidental de la Cuenca del Guadalquivir y Golfo de Cádiz, la serie mesozoica comienza con una formación basal de areniscas de tipo Buntsandstein, que reposan sobre un paleorrelieve pre-Triásico. También aparecen argilitas y dolomías seu
dooncolíticas, fuertemente enrojecidas. Las areniscas son sublitarenitas con cemento carbonatado ferruginoso. Presenta una potencia regular en sus afloramientos, en torno a los 15 m. Su origen parece estar relacionado con la erosión de suelos rojos s
ubtropicales, lo cual es característico de las arenas rojas.
Autovía A-49 Cruce de Niebla. CN-431 Sevilla-Ayamonte en Niebla.

Detríticos de Niebla

Detríticos de Niebla
Vista general de la cantera de areniscas calcárea en Niebla
Vista más próxima de la cantera utilizada para fabricar cemento.
En el sector occidental de la Cuenca del Guadalquivir, los depósitos transgresivos basales están constituidos por materiales detrítico-carbonatados, definidos formalmente por Civis et al. (1987) como Formación Calcarenita de Niebla, de edad Tortonien
se superior (Sierro, 1984). Comienza con niveles conglomeráticos de base, formados por bloques arrancados del basamento, cuya potencia no supera los 2 m. Sobre este conglomerado se disponen areniscas blanca-amarillentas, con gran riqueza de macrofaun
a, en general mal conservada (Bivalvos, Equinodermos, etc.). Frecuentemente se producen variaciones laterales de facies. Estos depósitos representan la instalación de aparatos deltáicos con ambientes de plataforma somera, barras de nearshore y playas
. Termina la formación con unos niveles de arenas fosilíferas, con horizontes glauconíticos, que pasan gradualmente a limos y margas limosas. En conjunto, el espesor de la formación oscila entre los 25 y 120 m, condicionado por el paleorrelieve.
Carretera local H-621 de Niebla a Bonares.

Serie volcánica del Triásico de Niebla

Serie volcánica del Triásico de Niebla
Corte de la cantera del Rayo, con dolomías, cenizas y colada volcánicas.
Corte de la cantera del Rayo, con roca volcánica atravesada por fracturas carbonatadas.
En este afloramiento puede observarse el techo de la serie triásica de Niebla, con unos 25 m de micritas dolomitizadas con sombras de pelets, dolomías de grano fino oscuras y dolomías de grano grueso amarillento-parduzcas. En aparente concordancia so
bre los carbonatos, se encuentra un nivel vulcanoclástico de tamaño ceniza, sobre el que descansa una colada de basalto dolerítico clinopiroxénico, con textura subofítica de grano fino, en la que localmente se observan acumulaciones de lavas almohadi
lladas. Estas efusiones volcánicas submarinas parecen similares a las del Trías germano-andaluz del ámbito subbético.

Yacimientos Fosilíferos del Plioceno de Bonares

Yacimientos Fosilíferos del Plioceno de Bonares
Cartel anunciador (informal) de los yacimientos pliocenos de la ?Cuesta de la Venta?.
Corte del Plioceno de la ?Casa del Pino?, en la carretera Niebla-Bonares.
En los alrededores de la población de Bonares existen varios afloramientos fosilíferos de gran interés paleontológico, debido a la abundancia y buen estado de conservación de la fauna fósil. Todos ellos pertenecen a la Formación Arenas de Huelva (Pli
oceno inferior), y se caracterizan por la macrofauna de Bivalvos, Gasterópodos y Escafópodos, además de dientes de peces y espículas de equinodermos, y la microfauna de foraminíferos bentónicos, planctónicos y ostrácodos.
KM 8 de la carretera H-621 Niebla-Bonares.

Formación Arenas de Bonares

Formación Arenas de Bonares
Sección de las Arenas de Bonares con estratificación cruzada de bajo ángulo y ferruginizaciones.
Arenas de Bonares con intercalaciones de niveles caoliníticos.
Galería fósil vertical en las Arenas de Bonares. Ophiomorpha nodosa.
Esta formación sedimentaria fué definida por Mayoral y Pendón (1986), como un conjunta de arenas de naturaleza siliciclástica que, por sus características sedimentarias, físicas y orgánicas, se definen como de un medio de foreshore e indicios de back
shore hacia techo. Representan, por tanto, una mayor somerización de la Cuenca del Guadalquivir, resultado de la regresión pliocena. Poseen también intercalaciones de gravas de génesis fluvial, con abundantes estructuras sedimentarias. La edad geológ
ica se situaría en el Plioceno inferior-superior (?)
Autovía A-49, cruce Niebla-Bonares. Carretera local H-621 al S de Bonares.

Ferricretas de Bonares

Ferricretas de Bonares
Afloramiento-tipo del Cabezo de los Charquillos, con las Arenas de Bonares caolinitizadas y la ferricreta somital.
Ferricreta pisolítica ferruginosa.
Estructuras prismáticas ferruginizadas (paleosuelo) a techo de las Arenas de Bonares.
Es un depósito formado por una laterita pisolítica ferruginosa, asociado a un antiguo perfil de alteración caolinítico. Permanece relicto en el relieve en las zonas interfluviales, a unos 130 m de altitud, conformando mesas y plataformas resistentes
a la erosión. Su génesis parece estar vinculada con un clima cálido y húmedo, durante el tránsito del Plioceno al Pleistoceno.
Autovía A-49 cruce Niebla-Bonares. Carretera Local H-621 al S. de Bonares.

Serie pliocena de la A-49, km 57

Serie pliocena de la A-49, km 57
Corte completo del afloramiento.
Amplio y visible afloramiento en ambos taludes de la autopista A-49, donde se puede visualizar la relación vertical entre las formaciones sedimentarias neógenas de Arenas de Huelva, Arenas de Bonares y Alto Nivel Aluvial Plio-Pleistoceno. También pue
den observarse los cambios laterales dentro de cada una de las formaciones, tanto texturales, faunísticos, como de procesos postsedimentarios.

Mármoles de Navahermosa

Mármoles de Navahermosa
Parque Natural Sierra de Aracena y Picos de Aroche
Fondo cultivado del polje de Navahermosa.
Cantera de mármol y lapiaz cubierto bajo terra-rossa.
Las rocas carbonatadas con mayor extensión en este sector del Macizo Hespérico son los mármoles o calizas y dolomías muy recristalizadas del Cámbrico inferior. Al sur de Navahermosa aparecen muy buenos afloramientos de estas rocas, que son utilizadas
como material ornamental de alta calidad. En superficie forman llamativos lapiaces, con formas redondeadas, y grietas rellenas de terra-rossa. También resalta una amplia depresión kárstica, de orientación NW-SE, que ha sido capturada por el retroces
o de cabecera de la red fluvial, y drenada y cultivada por la mano del hombre.
Carretera Nacional 433 en el desvío hacia la aldea de Navahermosa.

Travertino de Alájar

Travertino de Alájar
Parque Natural Sierra de Aracena y Picos de Aroche
Vista desde el sur del edificio travertínico de la Peña de Arias Montano.
Vista desde el norte del edificio travertínico de la Peña de Arias Montano.
Fuente de la Peña de Arias Montano
Adosado al eje estructural carbonatado Aracena-Zufre, en su vertiente meridional, se presenta esta potente acumulación tobácea asociada a surgencias kársticas. Su secuencia tiene facies variadas, fundamentalmente masivas, brechoides y limosas, con de
sarrollo en cascada, y conteniendo conductos y oquedades vinculados a surgencias. La evolución final se relaciona con una evidente actividad antrópica, con restos Calcolíticos, Neolíticos y del Bronce, encontrados en las cuevas y conductos (6000-3000
Carretera H-5210, inmediatamente al norte del pueblo de Alájar.

Acantilado de Matalascañas

Acantilado de Matalascañas
Vista aérea del frente de acantalidos de Matalascañas
Estratificación cruzada eólica en la serie de dunas pleistocenas.
El acantilado de Matalascañas es la continuación oriental del de El Asperillo, que inició su formación hace unos 6.000 años, durante el maximo transgresivo Flandriense. Desde entonces no ha cesado de retroceder, siendo en la actualidad muy activo e i
nestable (80 m/siglo). Se trata de un acantilado arenoso con sedimentos de origen eólico, en el que se intercalan discontinuidades edáficas, cuya edad sería posterior a 22.000 años.
Las dunas de Matalascañas son un complejo sistemas de dunas parabó
licas semiestables, desarrolladas sobre este acantilado activo. La cronología se puede establecer entre los últimos siglos de la Edad Media hasta el s. XVII.
Carretera Comarcal 442 en Matalascañas. Carretera Comarcal 445 en Matalascañas.

Minas de pirita de Riotinto

Minas de pirita de Riotinto
Espectacular vista aérea de la explotacion minera de Riotinto
Vista general de la corta, generalmente ocupada por agua en las zonas más profundas de la explotacion
Gossan transportado del Alto de La Mesa, afectado por falla normal.
Mejor ejemplo a nivel mundial de yacimientos de piritas de origen vulcnosedimentario. Las explotaciones de Riotinto fueron ya trabajadas en épocas tartésicas y romanas. La minería de la zona queda sumida en el olvido hasta el sXVI cuando se reactiva
de manera incipiente, siendo el gran despegue de la zona durante la primera mitad del sXIX hasta la actualidad. Las mineralizaciones de sulfuros polimetálicos son grandes masas de sulfuros de hierro con calcopirita, blenda, galena y otros minerales
en proporciones variables asociados a complejos volcánicos de edad carbonífera. Constituyen la provincia metalogenética más importante del mundo por número de yacimientos y concentración de los mismos. La tipología de los yacimientos es en general es
tratiforme y estratoligada exitiendo además numerosos stockwoks asociados a las masa de sulfuros. Las masas de sulfuros en superficie se presentan alteradas y enriquecidas en minerales de hierro y metales preciosos. Estas mineralizacciones denominada
"gossan" han sido hasta la fecha la principal fuente de oro de la producción nacional, con contenidos superiores a los 7gr/tm en algunos casos. La forma de esta masa es alargada, con unas dimensiones de 1500m de longitud, 300m de anchura y 1 a 15m d
e potencia. La masa de óxidos e hidróxidos de hierro (limonita, hematites y goetita) se presenta en bandas superpuestas englobando diversos fragmentos de cuarzo y pizarra. En explotaciones antiguas se encontraron resto vegetales que ponen de manifies
to el carácter sedimentario y una edad reciente (Mioceno superior). En la zona de Riotinto aparecen dos grupos de masas mineralizadas bien diferenciadas, el grupo norte integrado por las masas Lago, Dehesa y filón norte, y el grupo sur integrado por
Desde Valverde del Caminno hacia eel norte por la N-435 hasta Zalamea la Real y desd aquí desvio al este por la A-461 hasta Minas de riotinto a 5Km

Berrocal de Campofrío

Berrocal de Campofrío
Inselberg granítico de Campofrío.
Alterita con corestones.
Campo de bolos exhumados e inselberg.
Es un afloramiento de granitos y granodioritas, bien diferenciado morfológicamente, que constituye el apéndice oriental de un plutón de mayor tamaño de dirección E-W. Los componentes fundamentales son plagioclasa, cuarzo, ortoclasa y biotita. Resalta
el llamativo relieve domático de tipo inselberg, junto con otras formas menores, como lajamientos, bolos, corestones y arenizaciones; todas ellas típicas de un paisaje granítico.
Carretera A-479 (Aracena-Campofrío), a partir del kilómetro 14

Laguna de Santa Olalla

Laguna de Santa Olalla
Laguna de Santa Olalla y frente de dunas móviles.
Avance del frente de dunas móviles sobre la Laguna de Santa Olalla.
Es la mayor de las lagunas costeras, directamente vinculada con la evolución de los edificios dunares. Se sitúa en una amplia cubeta de deflacción de los sistemas dunares antiguos y se alimenta de los acuíferos colgados en las dunas activas, que la l
imitan por el sur. La evolución edáfica viene dada por horizontes de tipo gley, con desarrollo de turbas incipientes.
Carretera Comarcal 445. Centro de Recepción de Doñana (Acebuches).

Dunas del Cerro de Los Ánsares

Dunas del Cerro de Los Ánsares
Duna del Cerro de los Ánsares avanzando sobre la marisma.
Vista aérea en la que se observan el conjunot de dunas que constituyen el erro de los Ánsares
Es un ejemplo del sistema eólico más reciente de Doñana. Son trenes de dunas de gran continuidad lateral, que cabalgan sobre la marisma. El frente dunar del Cerro de los Ánsares alcanza 30 m de altitud, y deja tras de sí una amplia depresión interdun
ar, denominada Corral del Cerro del Trigo. Morfológicamente van desde cordones incipientes, en las proximidades de la línea de playa (foredunes), a dunas más evolucionadas tipo parabólicas, rompiéndose en algunos casos levemente la continuidad latera
l del tren correspondiente. Las depresiones interdunares (corrales) de igual modo presentan una buena continuidad, con débil desarrollo de ?gusanos? (evidencias erosionadas de dunas antiguas). En el frente dunar con la marisma se sitúa la laguna del
Hondón, por descarga de acuíferos colgados.
Carretera Comarcal 445. Centro de Recepción de Doñana (Acebuches).

Flecha Litoral de Doñana

Flecha Litoral de Doñana
Vista aérea de la flecha de Doñana
Tren de dunas vivas en el litoral de la flecha de Doñana.
Pinares de la Marismilla, invadidos por los frentes de dunas vivas.
Constituye el gran complejo litoral del Golfo de Cádiz. Se sitúa en la margen derecha de la desembocadura del Guadalquivir, con una morfología alargada, unos 25 km en la dirección NNO-SSE, y una anchura que oscila entre 3 y 4,5 km, enraizándose en la
s formaciones dunares antiguas de El Abalario. Forma un espacio natural de excepcional importancia, tanto por su flora y fauna como por la geomorfología, es por ello que fué declarado, en su totalidad, como Parque Nacional.
Dentro de su morfología e
s posible diferenciar dos unidades morfosedimentarias: trenes de dunas activos y cordones litorales, como los de La Marismilla y San Jacinto, formados desde hace unos 2000 años.
En la actualidad, en su perfil costero, se establece un tramo septentri
onal de balance erosivo dominante (88 m/siglo, en Torre Carbonero) y otro meridional de sedimentación dominante (105 m/siglo, en Torre de San Jacinto), con un punto de inflexión situado a la altura de torre Zalabar.
Carretera Comarcal 445. Centro de Recepción de Doñana (Acebuches).

Nocles de Doñana

Nocles de Doñana
La Retuerta, en la zona de La Vera.
Nocle, u ?Ojo de agua? en la marisma.
Los nocles son surgencias de agua bien localizadas, con forma de ?ojos?, en la zona de La Vera. Se producen en medio de los sedimentos limo-arcillosos de la marisma, cuando aflora superficialmente el nivel freático de las arenas dunares. En estas zon
as se producen condiciones de hidromorfía y el desarrollo de un denso pastizal que aporta gran cantidad de materia orgánica al suelo, del tipo Mollisol.

Vetas de Doñana

Vetas de Doñana
Veta de arena sobre la marisma. Vetalengua.
Veta con acumulación conchífera. Marilópez.
Veta del Huerto de los Zorros.
Constituyen una morfología relicta en el interior de la marisma de Doñana, y están formadas por una serie de crestas de playa enraizadas en el interior de la flecha de Doñana, con una dirección aproximada de crecimiento SO-NE. Se presentan muy desdib
ujadas en algunos sectores, por la erosión fluvial producida por la Madre de las Marismas y el Guadiamar, que desmembran la forma original a modo de retazos aislados.
Su espesor arenoso no sobrepasa los 2,5 m y se sitúan sobre antiguos fangos de mar
isma, alcanzando una cota máxima de 2 m.s.n.m. La datación de la malacofauna contenida en su interior proporciona edades posteriores a 5000 años B.P.

Travertino de Zufre

Travertino de Zufre
Nivel superior del edificio travertínico de Zufre.
Fuente y Ayuntamiento de Zufre, con elementos constructivos realizados con roca tobácea.
El edificio travertínico se desarrolla inmediatamente al pie del contacto entre los mármoles dolomíticos del Cámbrico inferior y los esquistos. La ladera inclinada de la montaña soporta dos niveles escalonados: el superior, y más importante, sobre el
que se sustenta parte del pueblo, tiene facies en cascada y pozas, con pedogénesis fersialítica; el otro nivel inferior, a unos 25 m por debajo del anterior, se apoya directamente sobre los esquistos, con facies de costras zonales, paleocanales y de

Batolito de Santa Olalla del Cala

Batolito de Santa Olalla del Cala
Parque Natural Sierra de Aracena y Picos de Aroche y Parque Natural Sierra Norte de Sevilla
Resto del nivel basal de un perfil de alteración granítico, con grus, corestones y filones ácidos.
Cima de un domo granítico aflorando entre la alterita.
Cima de un castle-kopje aflorando entre la alterita, y campo de bolos.
Plutón granítico típico, a lo largo de la carretera entre Santa Olalla del Cala y El Real de la Jara, hasta la Ribera de Cala. Predominan las tonalitas, que son aprovechadas en frecuentes frentes de cantera. La superficie del afloramiento ofrece, en
general, el resultado de la exhumación de un perfil de alteración caolinítico, con los niveles más inferiores. Son frecuentes así las micro y mesoformas graníticas, con una amplia variedad, desde los distintos tipos de domos hasta los campos de bolos
Carretera Nacional 463 de Santa Olalla al Real de la Jara.

Yacimiento fosilífero del Plioceno de Villarrasa

Yacimiento fosilífero del Plioceno de Villarrasa
Niveles de limos y limos arenosos con fauna del Plioceno.
Niveles lumaquélicos de limos arenosos con fauna del Plioceno.
Vista general del yacimiento en la zona de Las Presas
Desde el punto de vista geológico, los materiales pertenecen a la Formación Arenas de Huelva, que si bien tienen una potencia reducida (8 m), poseen una continuidad lateral extraordinaria (250 m). Están formados, en la base, por 2,8 m de arenas fina
s, glauconíticas, fosilíferas (bivalvos: Ostrea edulis, Pelecyora gigas, Pelecyora brocchii, Acanthocardia paucicostata, Chlamys sp., Pecten sp., Venéridos indet., gasterópodos:Turritella sp. y artrópodos: Balanus sp.). Hacia techo aparece un pequeño
nivel formado por Acanthocardia paucicostata. Presentan también, bastante bioturbación, representada por: Thalassinoides, Teichichnus, Cilindrichnus, Taenidium y Ophiomorpha. Le siguen 5,2 m de limos y arenas muy finas, con varios niveles fosilífero
s. Entre los fósiles destacan los moluscos representados en su mayoría por bivalvos: Ostrea edulis, Acanthocardia paucicostata, Callista italica, Lucinoma borealis, Pelecyora gigas, Tellina donacina, Diplodonta rotundata, Circomphalus foliaceolamello
sus, Amussium cristatum, Chlamys scabrella, Corbula gibba, Cardiun hians, Pitar rudis, Gonimyrtea meneghinii, Linga columbela, Azorinus chamasolen, Nuculana pella, Pecten sp., Glycymeris sp., gasterópodos: Naticarius tigrinus, Gibberula miliaria, Cal
yptraea chinensis, Turritella sp., Xenophora sp., gasterópodos vermétidos, escafópodos: Dentalium sp., Artrópodos: Balanus sp., otolitos y dientes de espáridos. Estos niveles son más potentes (hasta 1,25 m) y ricos en la mitad inferior de este tramo.
Son bastante numerosos y su continuidad lateral es muy grande, aflorando a lo largo de dos secciones (Las Presas y Los Cristos) muy próximas entre sí, lo que permite establecer observaciones y correlaciones muy precisas.
Desde Huelva, tomar la A-49. a unos 28 km tomar salida a Niebla. Antes de cruzar el puente romano que da entrada a la población, coger un camino de tierra que sale en dirección ENE, desde la gasolinera. Pasados unos 5 km se llega a los afloramientos

Vulcanismo de Zalamea la Real

Vulcanismo de Zalamea la Real
Vista general del afloramiento de depósitos vulcanoclásticos
Vista general de las disyunciones columnares en una colada de lava riolítica
Este sector pertenece al flanco norte del antiforme de Ríotinto y presenta una secuencia muy potente del Complejo Vulcano-Sedimentario, en la que se han diferenciado rocas vulcanoclásticas y subvolcánicas félsicas, sills básicos y rocas siliciclástic
as. La base del Complejo Vulcano-Sedimentario está constituida por un importante cuerpo subvolcánico dacítico.
En esta zona del río Odiel las rocas básicas están intercaladas en una secuencia de pizarras negras, masivas a débilmente estratificadas y
de potencia variable (centimétrica a métrica).Sobre esta secuencia aflora un conjunto potente de rocas vulcanoclásticas y unidades coherentes de de naturaleza ácida. Las rocas vulcanoclásticas comienzan con una brecha volcánica masiva, de unos 20 de
potencia por encima de la cual se disponen otros paquetes de menor espesor. Las rocas coherentes ácidas son rocas porfídicas con fenocristales de cuarzo y plagioclasa.
El puente de los Cinco Ojos se encuentra en la intersección de la carretra nacional N-435 Badajoz-Huelva y el río Odiel, a unos 9 km al norte de Zalamea la Real (Huelva). Los afloramientos se sitúan aproximadamente a 1 km al sur del puente, en unos m
olinos harineros situados aguas abajo del río

Minas de pirita de San Miguel

Minas de pirita de San Miguel
Vista general de la parte central de la Corta
Vista de detalle de la mineralización de sulfuros (stockwork)
La Mina de S. Miguel, al igual que otras mineralizaciones de sulfuros de la Faja Pirítica Ibérica, se localiza dentro del llamado Complejo Vulcano Sedimentario. Está constituida básicamente por pirita, acompañada de otros sulfuros minoritarios, entr
e los que destaca la calcopirita. La parte más relevante de la mineralización consiste en un entramado irregular de venas de sulfuros (stockwork) en el seno de rocas volcánicas de composición dacítica.
Por la carretera nacional N-435 Badajoz-Huelva, tomar en el Km 156, el desvío que lleva al poblado minero abandonado de S. Miguel. La corta de la mina está a 100 m al este del poblado.

Skarn de Minas de Cala

Skarn de Minas de Cala
Vista general de la Corta
Skarn granatífero
Skarn con magnetita, calcopirita y pirita
En las proximidades de Santa Olalla del Cala (Huelva) se localiza un cuerpo plutónico de morfología subcircular, compuesto principalmente por rocas graníticas (tonalitas), que intruyó en una formación sedimentaria, detrítico-carbonatada del Cámbrico
inferior, al final de la orogenia Hercínica (hace unos 300 m.a.). Este plutón, conocido en la literatura geológica como stock de Santa Olalla, produjo un metamorfismo de contacto que afectó intensamente a las rocas carbonatadas del entorno, dando ori
gen a unos depósitos minerales denominados skarns.
Los skarns se caracterizan por una mineralogía típica y variada, constituida por calcosilicatos representados por granates (tipo grosularia-andradita), piroxenos (tipo diópsido-hedembergita), anfíbo
les y epidota. En algunos casos, estos minerales junto con la calcita, la pirita y la calcopirita, constituyen la ganga de grandes masas de magnetita (principal mena de hierro), que se explotaron hasta hace unos años en estas minas.
Desde la carretera A-66 de Sevilla a Mérida, tomar luego la carretera A-434, de Santa Olalla de Cala a Fregenal de la Sierra, hasta Cala. En la salida de esta población, a la izquierda, se encuentra la carretera por la que se accede a las Minas. Una
vez allí, hay que subir por una pista hasta la explotación a cielo abierto

Turbiditas de la Vía Verde del Guadiana

Turbiditas de la Vía Verde del Guadiana
Vía Verde del Guadiana. Puerto de La Laja
Vista general del afloramiento
Estructuras sedimentarias (Flute casts)
Bivalvo (Posidonomia) en las pizarras fosilíferas de la serie
Las rocas que se aprecian en este sector corresponden al Grupo Culm, que representa la unidad estratigráfica más joven de la Faja Pirítica Ibérica, que es la que cubre el Complejo Vulcano-Sedimentario, que constituye el techo de la serie estratigráfi
ca regional. Los materiales son fundamentalmente areniscas (grauvacas líticas), pizarras y conglomerados, que se formaron por avalanchas de corrientes cargadas de sedimentos (corrientes de turbidez), dando lugar a las llamadas turbiditas. Desde un pu
nto de vista tectónico representan el flysh varisco de la Zona Surportuguesa.
Por la carretera comarcal HU-6400 que parte del pueblo de El Granado (situado a unos 65 km al NO de Huelva capital) y que lleva al embalse del río Chanza. A unos 6 km se encuentra el cruce de la Vía Verde con la anterior comarcal. Los afloramientos s
e localizan a lo largo de esta Vía hasta el poblado del Puerto de La Laja, situado al SO.

Minas Concepción-San Platón

Minas Concepción-San Platón
Corta de Mina Concepción
Contacto de techo de los sulfuros masivos de San Platón con rocas brechas volcanoclásticas ricas en pómez
Sulfuros masivos encajados en rocas volcanoclásticas y formados probablemente por reemplazamiento bajo el fondo marino de rocas porosas y/o reactivas. Buenos afloramientos de rocas volcanoclásticas ricas en pómez y vidrio y de stockworks deformados.
Geoquímica de aguas de mina: primeros aportes de drenajes ácidos de mina decargados sobre el río Odiel, con formación in situ de precipitados de Fe y Al de diversa mineralogía.

Mina de Soloviejo

Mina de Soloviejo
Jaspe en el que se intercala la mineralización de manganeso de Soloviejo
Ejemplo de mineralización formada en relación con cuencas oxidantes y exhalitas de baja temperatura independientes de los sulfuros masivos.
Por la carretera N-435 desde el Campillo a Concepción, unos kilómetros a la derecha antes de tomar el desvio a Concepción.