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Información
Inventario Andaluz de Georrecursos. Provincia de Jaen.
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

Jaen

Lapiaz de Cabasebo

Superficie
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Lapiaz de Cabasebo
Parque Natural Sierras de Cazorla, Segura y Las Villas
Vista general del Torcal Llano.
Detalle de las formas kársticas del Torcal Llano.
La profundidad de las gritas del lapiaz indica que está en fase muy avanzada
Sobre la loma de Cagasebo se ha desarrollado un espectacular lapiaz, una forma kársticas generada por la efecto disolvente del agua de lluvia y la fusión de la nieve cuando circula por la superficie de la roca carbonáticas. El resultado del proceso e
s la formación de grietas sobre la superficie de dimensiones variables (milimétricas a métricas) y morfologías diversas como acanaladuras, oquedades, grietas, estrías, surcos, pasadizos y callejones. En el entorno también hay otras formas kársticas,
como las simas, que dado el grado de disolución, resulta complicado localizarlas.
Se encuentra junto a la pista forestal que une Cazorla y Pozo Alcón. Desde la población de Cazorla se toma la carretera comarcal A-319 que se dirige a la Sierra de Cazorla, hasta el Km 12,500. En este punto se toma un desvío a la derecha por la pista
JV-7107 hacia el Nacimiento del Guadalquivir. Aquí se toma un desvío a la izquierda que conduce a la pista forestal de Pozo Alcón.

Falla de Tíscar

Falla de Tíscar
Parque Natural Sierras de Cazorla, Segura y Las Villas
Vista general de la falla de Tiscar
Detalle de la falla de Tiscar
Crecimientos carbonatados en las paredes de la cueva
La Falla de Tíscar es una fractura de desgarre sinistra que bordea la sierra de Quesada por el E, corriendo siempre próxima a la carretera Quesada-Pozo Alcón. El plano de fractura es casi vertical. La falla ha cortado el extremo sur de la Sierra de C
azorla, desplazando el fragmento meridional hacia el NW unos 8 km. En el punto que se propone puede observarse el plano de falla, con rocas de falla asociadas, así como algunas estrías horizontales que ponen de manifiesto el movimiento de esta fractu
ra. En torno al Santuario de la Virgen de Tíscar se encuentran otras dos localidades de interés: los manantiales del Vadillo y la Cueva de Tíscar. Los manantiales están asociados a la gran falla de Tiscar, comentada anteriormente, situado justo en la
zona de contacto entre las formaciones acuífero de la Sierra del Pozo y los materiales impermeables de la depresión.
La cueva es una galería que tiene un recorrido de unos 30 minutos en los que se atraviesa cascadas y abrigos de paredes subvertica
les. El interior de sus paredes está tapizada por espeleotemas, aunque destaca la formación de travertinos en las proximidades a las cascadas y saltos de agua.
Se accede por la carretera de Quesada a Pozo-Alcón, que atraviesa el puerto de Tíscar y pasa por el santuario de Tíscar. A la altura del poste kilométrico nº 41 existe un buen punto de observación de la falla.

Serie Jurásica del río Cuadros

Serie Jurásica del río Cuadros
Vista panorámica desde el muro de la sección
Materiales del tránsito Jurásico-Cretácico
Ermita del río Cuadros
Esta sección estratigráfica se levanta en el flanco meridional de una gran estructura anticlinal siguiendo el camino que se adentra en Sierra Mágina desde la ermita de Cuadros, al sur de Bedmar. El núcleo del anticlinal está formado por las calizas y
dolomías del Lías inferior; debe destacarse la falla normal que lo afecta. Sobre él aparecen las calizas tableadas, con alguna intercalación margosa, de colores grises oscuros, de edad Lías superior. El siguiente término litológico son unas calizas
oolíticas y dolomías del Jurásico Medio, que dan un importante resalte en el relieve. La parte baja del Jurásico Superior está representada por unas margas radiolaríticas rojas, muy poco potentes, sobre las que encontramos unas calizas pelágicas pote
ntes del Jurásico superior que dan paso hacia el techo del Jurásico a areniscas y brechas calcáreas cuyo origen fue debido a la actuación de flujos gravitatorios. Sobre estos últimos materiales, afloran unas calizas nodulizadas que terminan en un har
dground en relación con las cuales se ha descubierto recientemente en las proximidades restos fósiles de un esqueleto de cocodrilo marino. El nacimiento del río Cuadros, uno de los más emblemáticos del Parque Natural de Sierra Mágina, recibe las apo
rtaciones de los manantiales del Sistillo. Consisten en dos surgencias que se localizan en e contacto entre las formaciones carbonátias (calizas y dolomías) del Jurásico medio, muy kárstifiadas, y las margas del Jurásico superior, en su base. Represe
ntan la descarga del acuífero Cárceles-Carluco y es uno de los más caudalosos de la provincia de Jaén.
El agua del manantial a su salida ha generado un cañón fluviokárstico con farallones calizos subverticales de varios metros de desnivel.
De Bedmar parte un camino hacia el sur, que conduce a la ermita y torreón de Cuadros; continúa este camino hacia el vértice Sierra Mágina, siguiendo en Barranco del Mosquito, en la vertiente oriental del monte Carluco.

Cañones de Rio Frío

Cañones de Rio Frío
Cañones del Río Frío encajado en las calizas oolíticas del Jurásico Medio (Fm. Camarena).
Cañones del Río Frío en su parte más occidental, entre las calizas del Jurásico Inferior (Fm. Gavilán).
El Río Frío al oeste del Puente de la Sierra se encaja formando un cañón en las calizas oolíticas (Formación Camarena) del Jurásico Medio de la Unidad de Grajales-Mentidero, perteneciente al Subbético Externo. Las calizas encuentran perfectamente est
ratificadas y plegadas buzando los estratos hacia el este. En este cañón pueden observarse formas características debidas a la disolución de la roca en aguas de régimen turbulento como son marmitas de gigante. Después de un pequeño recorrido de unos
100 m y de dejar atrás un antiguo tunel, salimos del cañón y nos encontramos con margocalizas de aspecto noduloso del Jurásico Inferior (Ammonitico Rosso Inferior de la Formación Zegrí) que originan un paisaje de relieve suave donde el rio Frio da
formas de erosión abiertas, con laderas de pendientes más suaves. En la base del cañón se sitúan los manantiales de Mingo. Consiste en una serie de surgencias que alimentan el río Frío o Eliche. Se trata del manantial más caudaloso de la provincia d
e Jaén, y su principal uso es el de abastecimiento a la ciudad capital y núcleos asociados.
Se accede desde el Puente de la Sierra desde la carretera JV-2222 que sale de Jaén. Se parte de la antigua piscifactoría, establecida sobre el Río Frio, situada a unos 1.300 m al suroeste del Puente de la Sierra

Discordancia Mesozoico - Paleozoico en Marmolejo

Discordancia Mesozoico - Paleozoico en Marmolejo
Panorámica de la discordancia Triásico-Paleozoico en la cantera a la salida de Marmolejo dirección Cardeña.
Detalle de las lutitas, arenas y conglomerados del Triásico.
Afloramiento en el que se puede observar la discordancia que separa los materiales representativos de dos eras, Paleozoico y Mesozoico, que marca un momento de profundos e importantes cambios de diversa índole (paleogeográficos, tectónicos, climático
s.., etc.) en el conjunto de la Tierra. Los materiales del Paleozoico en la zona, en concreto, pizarras, areniscas y cuarcitas del período Carbonífero, afloran al comienzo del camino y se encuentran deformados y afectados por un metamorfismo de bajo
grado, como consecuencia de las presiones y temperaturas a las que fueron sometidos. Sobre ellos, se labró una superficie erosiva sobre la que, a su vez, se depositaron, posteriormente, las facies detríticas rojas características de la Cobertera Tabu
lar de la Meseta ue afloran ampliamente en la cantera abandonada. Las facies detríticas rojas están constituidas por conglomerados, areniscas y arcillas, producto de la actividad de sistemas fluviales de edad Triásica. No han sido afectadas posterior
mente por ninguna etapa de deformación, por lo que se disponen horizontalmente sobre el paleorelieve esculpido previamente sobre los materiales Paleozoicos. Se formó así una discordancia angular erosiva que caracteriza el contacto Paleozoico - Mesozo
ico en todo el borde sureste del Macizo Ibérico y que está claramente expuesta en este afloramiento de Marmolejo. Desde el mismo puente sobre el río Guadalquivir se puede observar una panorámica de la misma y, tanto en el comienzo del camino a la erm
ita de San José como en la antigua cantera se pueden hacer observaciones de detalle.
Desde la localidad de Marmolejo se toma la carretera hacia Cardeña (J-420) y una vez atravesado el puente sobre el río Guadalquivir, donde se encuentra el balneario de Marmolejo, se accede a un camino que se dirige, entre otros destinos, a la ermita
de San José y al vértice geodésico Colodroa, y a una antigua cantera justo al comienzo del mismo. El afloramiento se localiza en el comienzo del camino y, principalmente, en la antigua cantera.

Areniscas de la Unidad de Porcuna

Areniscas de la Unidad de Porcuna
Areniscas bioclásticas, formando un relieve en mesa; en primer plano margas grises y azules, ambas pertenecientes a la Unidad de Porcuna.
Estructuras de deformación sedimentaria en tempestitas calcáreas originadas por la licuefacción del sedimento debido a olas de tormentas.
Las areniscas bioclásticas del Mioceno Superior de la Unidad de Porcuna se encuentran en el conjunto autóctono de la depresión del Guadalquivir. Estas areniscas se disponen horizontalmente sobre margas grises y azules tambien pertenecientes a la mis
ma unidad, y forman un relieve en mesa característico sobre el que se asienta la localidad de Porcuna. Los estratos de areniscas son muy continuos, tienen del orden de 10 a 20 cm de potencia y suelen presentar niveles centimétricos o milimétricos
de margas gris azuladas. Estas intercalaciones de margas entre areniscas las aprovechan los canteros para obtener buenas placas o losas para la construcción. Hacia la mitad de la serie de dichos materiales existe un paquete bastante continuo de unos
2 m de espesor a lo largo de toda la cornisa que bordea por el sur a la ciudad de Porcuna. Este paquete bastante compacto denominado por los canteros ?zamarrón?, está constituido por areniscas masivas y más cementadas e incluye estructuras de deforma
ción sedimentaria muy peculiares, principalmente estructuras de carga (load casts) que varían en altura y longitud desde 10 cm a varios metros. Estas estructuras se asocian con tempestitas y se han interpretado como originadas por la licuefacción del
sedimento debida al oleaje cíclico de olas de tormentas. Hay además interesantes estructuras orgánicas de bioturbación.
Carretera A-306 Jaén-Córdoba, en el escarpe situado inmediatamente al S del mirador del parque de la localidad de Porcuna

Balneario de Marmolejo-La Paz

Balneario de Marmolejo-La Paz
Fuentes de salida de agua de los tres principales manantiales del Balneario: el de San Luis, el de la Buena Esperanza y el de Fuente Agria.
El Balneario de Marmolejo es el de mayor renombre de la provincia y aprovecha tres manantiales, el de San Luis, el de la Buena Esperanza y el de Fuente Agria, con un caudal promedio de 0,5 litros por segundo. Estas aguas muy apreciadas como bebida po
r los agüistas son fundamentalmente sulfatadas sódicas y ricas en hierro, útiles para superar anemias, crisis gástricas y otras propiedades para un buen rendimiento del hígado o el riñón. Además, en el entorno hay otros manantiales importantes como s
on la Fuente de la Paz o El Ecijano con un caudal medio de 1,1 litros por segundo, aprovechado por una planta de agua envasada en explotación, o las del Arroyo Moyanico, Seco y Cañas, la fuente de los Perro y el Pozo de los Socialistas. En estos últi
mos las aguas son bicarbonatadas cálcicas o sódicas. En todos los casos el acuífero corresponde a materiales paleozoicos y triásicos del Macizo Ibérico, concretamente destacan las ?Facies Culm? del Carbonífero, constituidas por pizarras; así como are
niscas y conglomerados triásicos de la Cobertera Tabular. Este balneario presenta un enorme interés hidrogeológico, didáctico y turístico.
El Balneario se encuentra en la zona noroeste del pueblo de Marmolejo, en la calle Clavario nº 101 de la localidad (Hotel Balneario). Existen antiguas instalaciones junto al cauce del Guadalquivir y el puente sobre este río de la carretera que sale h

Formaciones del Trías Keuper de Alcaudete

Formaciones del Trías Keuper de Alcaudete
Fuentes de salida de agua de los tres principales manantiales del Balneario: el de San Luis, el de la Buena Esperanza y el de Fuente Agria.
Panorámica de los niveles de areniscas
Se trata de una formación principalmente arcillosa de colores abigarrados, con abundantes intercalaciones de areniscas y yesos, aunque también puede haber carbonatos. Aparece muy bien estratificada, en niveles de potencia inferior al metro, excepto l
os bancos de areniscas de la parte alta de la formación, que pueden superar los 2 m de espesor. La potencia total de la formación es de 150 m. Hacia la base abundan las intercalaciones de yesos en lutitas de tonalidades rojo oscuro. En las areniscas
es frecuente encontrar numerosas estructuras sedimentarias de oleaje y de tracción. En conjunto, esta formación representa la evolución desde un medio sedimentario de tipo sabkha hacia sistemas fluviales de tipo meandriforme, representados por los tr
es potentes niveles de areniscas de la parte alta de la unidad.
Se accede por la carretera nacional 432. En el kilómetro 358 hay un camino que se dirige hacia el norte. A 500 m de la esta carretera se encuentra el cortijo de los Barrancos, situado en el techo de esta formación.

Complejo Arroyo de la Rambla (PB-4)

Complejo Arroyo de la Rambla (PB-4)
Arroyo de la Rambla (Embalse de la Bolera)
Parque Natural Sierras de Cazorla, Segura y Las Villas
Entrada al Complejo Arroyo de la Rambla
Espeleotemas en el Sistema de la PB-4
Descubierta en 1992. Actualmente alcanza un total de 5.117 m de desarrollo con importantes perspectivas de exploración de nuevas galerías. Este importantísimo complejo se localiza en las inmediaciones del Pantano de la Bolera, en el Barranco conocido
por Arroyo de la Rambla, las dos bocas de acceso se abren en el término municipal de Peal de Becerro (Jaén) y gran parte de la cavidad se desarrolla bajo el término de Cazorla (Jaén). Junto con este gran complejo, se han localizado varias cavidades
más que hasta la fecha no se han podido comunicar (PB-1, PB-2, PB-5, PB-7), que sin duda alguna en su día formaron parte del mismo, encontrándose actualmente estas cavidades en vías de exploración.
La entrada principal, de pequeñas dimensiones, prop
orciona el acceso a una sala de piso accidentado por los bloques que lo tapizan, techos entre dos y cuatro metros de altura y espaciosa, permitiendo en ella albergarse varias decenas de personas. Al fondo, entre bloques, se abre la sinuosa continuaci
ón. Pasos estrechos y varios resaltes descendentes conducen casi a nivel del barranco, siendo frecuente encontrarla inundada. La entrada del agua se realiza a través del sumidero PB-6. Un estrecho pasillo con el suelo cubierto de arcilla, seguido de
varias trepadas conduce, de nuevo, al nivel de la sala de entrada, fuera del alcance de las aguas. El tránsito por ellas está balizado, para intentar paliar en lo posible la alteración del piso, tras los pasos Para poder seguir hay que subir a un pis
o superior con la ayuda de una pequeña escalerilla de unos 10 m. Este piso se caracteriza por una sucesión de pasos entre bloques que una vez franqueados vuelven a descender al nivel de la galería. Desde este punto la continuación es más problemática
, ya que la sucesión de rampas, pasos entre bloques, des trepes, etc. hacen muy monótona su descripción. Remontada la segunda escalerilla, se abre una gran sala y un corredor casi horizontal de unos 100 metros con el suelo cubierto de gours y techos
con grandes mantos estalactíticos, banderas, etc. Nos encontramos a unos 700 metros de la boca. Una nueva bajada a un sifón (normalmente seco) permite el paso, igualmente entre bloques, destrepes, y pasos estrechos de unos 300 metros de galería muy a
ccidentado que lleva a la sala final o del sifón. Sala de grandes dimensiones con diferentes posibilidades de continuación.
El sifón de unos 60 metros de longitud con un desnivel penetrable a 6 metros bajo el agua, lleva a una galería descendente qu
e conecta con una gran cavidad, circulada por un río activo que vierte sus aguas en la Fuente de Valentín (PB-1 y PB-5). Actualmente en exploración de los espeleólogos. Esta sucesión de salas se encuentran bellamente decoradas por espeleotemas de div
ersas formas, entre los que predominan techos cubiertos de estilizadas estalactitas.
A unos cien metros de la boca, una nueva sucesión de destrepes nos devuelven al nivel teórico del agua, cambiando fuertemente la morfología de la cavidad. Tras vari
os remontes y descensos las dimensiones de la galería aumentan. En esta zona se localizan las dos posibles entradas a la Red de los Talegas (sectores inundados, Galería Roja, Sala Alicia, etc.). Continuando por la galería principal se llega al Paso J
avi, pequeño laminador que cortocircuita una barrera de roca (este paso es muy frecuente encontrarlo inundado), si se encuentra bajo las aguas, el paso se realiza ascendiendo por una fuerte rampa a la derecha del paso, seguido de un descenso vertical
-fácil de superar- que baja al nivel de la galería principal, tras el Paso Javi.
La continuación es obvia, solo hay que seguir la galería, eso sí, con algún que otro estrechamiento y paso entre bloques, hasta llegar a la galería de los Niveles, fác
il de reconocer por las aceras de calcita que recorren todas las paredes, bloques y demás espeleotemas. Desde aquí una nueva remontada entre bloques y coladas llevan a la cabecera de unos escarpes. A pocos metros antes de llegar a ellos y en la pared
izquierda se abren varios pasos estrechos, entre bloques, que alcanzan la base de dichos escarpes. Se está entrando en la Galería Cebra, llamada así por los sucesivos niveles de calcita flotante que han quedado fijados en las paredes de arcilla; cor
respondientes a diferentes estadios de inundaciones.
Desde Pozo Alcón hasta la cabecera del Embalse de la Bolera. Carril hasta el Cortijo de la Torre

Lacolito de la Sierra de San Pedro

Lacolito de la Sierra de San Pedro
Afloramiento de rocas subvolcánicas (doleritas) estratiformes que forman un lacolito en la Sierra de San Pedro, al este de la cortijada de Los Chopos.
Aspecto de las doleritas al pie del Cerro Buitrón, en una antigua cantera donde se explotaron para la obtención de áridos.
Afloramiento de rocas subvolcánicas (doleritas) estratiformes que forman un lacolito de unos 5 km de longitud cartografiable y más de 100 m de espesor máximo en la Sierra de San Pedro (Subbético Medio). La doleritas se observan especialmente bien al
pie del Cerro Buitrón, 0,5 km al este de la cortijada de Los Chopos en una antigua cantera donde se explotaron para la obtención de áridos.. Las doleritas presentan una textura ofítica definida por cristales de plagioclasa incluidos en piroxenos. Ta
mbien abunda el olivino y entre los minerales accesorios aparecen biotita, apatito, clorita y zeolitas. En general las doleritas se encuentran muy alteradas, si bien en algunos puntos, como al suroeste del Cerro Buitrón afloran en masas más frescas y
resistentes que presentan disyunción en bolos. Hay metamorfismo de contacto, principalmente hacia el techo en las calizas margosas del Jurásico medio encajantes que aparecen marmorizadas con un espesor de varios metros.
: Dede la carretera N-432 de Alcaudete a Alcaá la Real, se toma la carretera JV-2238 de Alcalá la Real a la aldea de San José, desde esta carretera se toma una pista que conduce a la cortijada de Los Chopos

Meandros y terrazas del río Guadalquivir

Meandros y terrazas del río Guadalquivir
Panorámica de los meandros, llanura de inundación y terraza baja del río Guadalquivir en el sector Villanueva de la Reina - Andujar.
Nueva panorámica de los meandros, llanura de inundación y terraza baja del río Guadalquivir en el sector Villanueva de la Reina - Andujar.
El río Guadalquivir, en el sector entre Andujar y Villanueva de la Reina, presenta una morfología meandriforme bastante acentuada, con una alta sinuosidad (l»2), meandros activos y abandonados, barras de arena y diques naturales o leveés y unas ampli
as llanuras de inundación. Además, representa un claro ejemplo de terrazas fluviales asociadas a uno de los principales ríos del España, pudiendo distinguirse claramente hasta cinco terrazas escalonadas topográficamente y bien desarrolladas en la mar
gen septentrional del río y mal conservadas o ausentes al sur. Estas terrazas se sitúan a unos 50-55 metros (terraza 1), 30 metros (terraza 2), 13 a 15 metros (terraza 3), 6 metros (terraza 4) y 0 metros (terraza 5, cauce actual del río), respectivam
ente por encima del río. Esta es una zona de gran atractivo didáctico para mostrar los procesos y morfologías fluviales, a lo que se puede añadir la problemática del riesgo de inundación, sufrido en diferentes ocasiones por los habitantes de la zona.
Este riesgo de inundación puede servir, a su vez, para mostrar y concienciar a la población en general de los riesgos geológicos inherentes a los procesos naturales.
La autovía N-IV discurre aproximadamente paralela al trazado del río en este sector de Villanueva de la Reina - Andujar y existen varios accesos y carretereas secundarias que discurren por la zona del PIG.

Peñas de Majalcorón

Peñas de Majalcorón
Calizas del Paleoceno que originan un escarpe muy característico de más de 40 metros de desnivel al norte de la aldea de Peñas de Majalcorón.
Vista de detalle de las areniscas y limolitas con Microcodium al este de las Peñas de Majalcorón
Areniscas calcáreas con abundante Microcodium del Paleoceno que se sitúan concordantemente entre los materiales margosos del Cretácico Superior (Formación Capas Rojas) y del Eoceno. Estas areniscas calcáreas, originadas fundamentalmente a partir de
paleosuelos redepositados, dan lugar a un escarpe muy característico de más de 40 metros de desnivel inmediatamente al norte de la aldea de Peñas de Majalcorón y desde su techo hay una vista panorámica magnífica de este sector de la cuenca subbética.
Se aprecia muy bien la estratificación en niveles de orden decimético con techos ondulados y con buenos ejemplos de tipo hummocky y abundantes amalgamaciones en un paraje de indudable belleza natural..
Se accede dede Alcalá la Real por la carretera intercomarcal A-335 que va hacia Montefrío, después se toma la carretera de la red secundaria JV-2241 en dirección a la aldea de Peñas de Majalcorón, muy cerca del límite entre las tres provincias de Jaé

Unidad Olitostrómicas del las Ventas del Carrizal

Unidad Olitostrómicas del las Ventas del Carrizal
Vertiente Nororiental de las Sierra de San Pedro
Secuencia de debritas
Alternancia de brechas de distinta granulometria. Observese los clastos de distintas litologías
Secuencia cíclica de brechas constituidas por elementos triásicos, jurásicos, cretácicos y paleógenos. Este conjunto comporta una sucesión de debritas formadas por cantos angulosos inmersos en una matriz arenosa y/o arcillosa. Se observan horizontes
con estructuras de "slump". Otro tipo de estructuras sedimentarias que se pueden observar son las gradaciones inversas que son producto de una tamización cinética durante el transporte.
Carretera N-432 (Granada-Badajoz), km 375-377, Ventas del Carrizal.

Piedras Caballeras en el valle del Jándula

Piedras Caballeras en el valle del Jándula
Sierra de Andujar - Valle del río Jándula
Panorámica del valle del Jándula con los bolos de granito. Al fondo el santuario de la Virgen de la Cabeza.
Detalle de una de las morfologías generada por meteorización del granito que dan pie a la denominación de "piedras caballeras"
El valle del Jándula es un típico paisaje aborregado, propio de los afloramientos graníticos. Son muchos los ejemplos puntuales de bolos, asociaciones de bolos, y estado evolutivo de los mismos que pueden observarse , en todo el conjunto. En el mapa
de situación se ha señalado,en concreto, una zona junto a la carretera donde los bolos de granito, apilados (piedras caballeras), conforman una escultura natural a la que se le ha adherido una lápida con una texto que comienza "Parad caminate que os
habla esta piedra". Los bolos graníticos es una morfología típica de los paisajes graníticos que resultan como consecuencia del progreso de la meteorización de la roca granítica a favor de diaclasas de retracción que subdividen la roca, inicalmente,
en paralelepípedos. La actuación de la meteorización redondea las aristas y vértices formando los bolos graníticos. En este punto es posible observar toda la gama de estadíos desde el granito poco alterado y afectado por las diaclasas hasta los bolo
s apilados formando las "piedras caballeras".
Por la carretera que conduce desde Andujar al Santuario de la Virgen de la Cabeza, en la bajada desde el cruce con la carretera del Centenillo, hacia el valle del Jándula.

La Peña de Martos

La Peña de Martos
Vista panorámica desde el Este
Vista panorámica desde el Norte
Bloque calcáreo desenraizado constituido por calizas y dolomías del Jurásico inferior y, localmente, calizas nodulosas del Jurásico Superior, así como diferentes tipos de brechas calcáreas. Esta secuencia estratigráfica es muy parecida a la que se ob
serva en la Sierra Caracolera, atribuida al Subbético Externo. Además también pueden diferenciarse calizas margosas y margas del Cretácico Inferior (Valanginiense), niveles de brechas calcáreas con cantos jurásicos de diversa naturaleza y niveles de
arcillas rojas y grises con yesos del Triásico. Recubriendo todos estos materiales, incluido el gran bloque calcáreo, encontramos calizas y margas con intercalaciones de areniscas, de edad Aptiense. El origen de esta estructura parece estar en la con
junción de fenómenos tectónicos y sedimentarios acaecidos durante el Cretácico inferior, posiblemente durante el Hauteriviense-Barremiense. Los fenómenos tectónicos darían lugar a un escarpe rocoso de lo que posteriormete iba a constituir el Subbétic
o. Posteriormente se produciría el deslizamiento gravitatorio del gran bloque calcáreo en el fondo marino.
Desde la localidad de Martos, por diferentes calles. Por la carretera Martos-Los Villares, hay un camino junto a la Fuente del Caño que da acceso a la localidad y a la Peña.

Formación Alcalá La Real

Formación Alcalá La Real
Holoestratotipo de la Fm. Alcalá la Real compuesta por una alternancia rítmica de conglomerados con areniscas bioclásticas y margas
Nivel de areniscas bioclásticas con estratificación cruzada de bajo ángulo y estructuras de bioturbación en forma de U
Alternancia rítmica de conglomerados con areniscas bioclásticas y margas, de un marcado carácter molásico, del Burdigaliense superior-Langhiense inferior (Mioceno Inferior-Medio) cuyos mejores afloramientos (holoestratotipo) se encuentran en el km 1
de la carretera de Alcalá la Real a Montefrío. Se trata de un afloramiento de morfología tabular que reposa discordantemente sobre materiales paleógenos, o sobre las margas del Burdigaliense. Sobre ellas se colocan materiales de edad Tortoniense. En
el holoestratotipo aparece un nivel de óxidos de hierro, sobre el que se disponen 30 m de areniscas calcáreas bioclásticas con estratificación cruzada de bajo ángulo y estructuras de bioturbación en forma de U. El resto de la serie está formado por u
na alternancia rítmica de conglomerados con arenas y margas, de un marcado carácter molásico, con una potencia superior a 100 m y una tendencia estratocreciente. De acuerdo con los foraminiferos esta formación tendría una edad Burdigaliense superior
-Langhiense inferior. El tramo de areniscas calcáreas inferior se interpreta com depositado en una plataforma marina somera. La parte superior de la serie de carácter rítmico, corresponde a un depósito con frecuentes aportes conglomeráticos producto
de la erosión de los relieves subbéticos emergidos
Kilómetro 1 de la carretera de Alcalá la Real a Montefrío (A-335)

Olistolitos de Torredelcampo (El Berrueco)

Olistolitos de Torredelcampo (El Berrueco)
Vista panorámica del olistolito del Berrueco sobre el que se asienta el castillo.
Detalle de las rocas calcáreas que constituyen el olistolito.
Consisten en grandes bloques, de tamaño decamétrico, de materiales del Triásico, Jurásico, Cretácico y Paleógeno embebidos en una matriz margosa y arenosa de edad Mioceno. Destacan especialmente los bloques de arcillas rojas, yesos, areniscas y dolom
ías del Triásico y los de dolomías del Jurásico inferior. Especialmente en el área de Torredelcampo, bastantes bloques de carbonatos triásicos y jurásicos tienen asociados fortalezas medievales. Como ejemplo característico se considera aquí el olisto
lito del Berrueco; se trata de un bloque calizo-dolomítico, del Triásico, con estratificación vertical, sobre el que se encuentra la fortaleza medieval del mismo nombre.
Cruce entre las carreteras Fuerte del Rey – Villardompardo y Torredelcampo - Arjona

El Hacho de Alcalá la Real

El Hacho de Alcalá la Real
Gran mesa del Cerro de San Marcos (El Hacho) al este de Alcalá la Real formada por calizas bioclasticas y calciruditas del Tortoniense superior
Conjunto monumental del Castillo de la Mota situado sobre las calizas bioclásticas Tortoniense superior.
Calizas bioclasticas del Tortoniense superior (Mioceno Superior) que constituyen el último depósito marino del Subbético y se disponen discordantemente sobre cualquier otro de los términos del Mioceno o más antiguos. Dan lugar a los relieves sobre lo
s que se asienta el castillo de la Mota y a la gran mesa de Los Llanos o Cerro de San Marcos al este de Alcalá la Real. Estos materiales tienen un espesor de unos 250 m y son principalmente areniscas calcáreas bioclásticas constituidas esencialmente
por algas y foraminíferos. Presentan estratificación cruzada a gran y muy gran escala, y en conjunto la serie muestra un carácter grano y estratocreciente con aumento de energía hacia el techo. Correspondería a una plataforma marina somera con desar
rollo de barras arenosas, representantes del último episodio regresivo marino en la región.
Desde Alcalá la Real. Relieves situados inmediatamente al este de Alcalá la Real y sobre los que se asienta el castillo de la Mota.

Estratificaciones cruzadas en formación Jabalcuz

Estratificaciones cruzadas en formación Jabalcuz
Estratificación cruzada en la Formación Jabalcuz junto a la ermita de San Isidro
El monte Jabalcuz que da nombre a la formación y en cuya parate alta flora la misma
La Formación Jabalcuz está constituida por calizas oolíticas y calizas peletoidales, localmente con silex, del Jurásico Medio (Dogger), depositadas en ambientes sedimentarios de plataforma somera. La evolución lateral, E-W, de las facies, muestra una
tendencia a la profundización conforme nos desplazamos en el sentido indicado, es decir desde el este hacia el oeste. En el este son más abundantes los oolitos como componentes fundamentales de las calizas, mientras que en el oeste son los peloides
y las micritas los elementos texturales predominantes, si bien con alguna intercalación de arenisca calcárea donde los oolitos son mayoritarios. Esta distribución de facies hace pensar en un medio sedimentario de plataforma marina que estaría bascula
da y se inclinaba hacia el oeste. En esa dirección se produciría la migración o progradacción de los cuerpos o bancos calcáreos constituidos por oolitos, a manera de barras, de hasta una altura por encima de los 2 metros, de acuerdo con el espesor d
e los sets de estratificación cruzada que son visibles en las cercanías de la ermita de San Isidro.
Desde el pueblo de Jamilena, al que se accede desde Jaén por la autovía que conduce a Martos, se asciende por un carril que nos lleva a la sierra de Jabalcuz-Peñablanquilla y de ahí, una vez llegamos que coronamos la pendiente, tomamos una desviación
a la derecha en dirección a la Sierra de la Grana. Este último carril, sólo unos cientos de metros más allá, pasa junto a la ermita de San Isidro donde nos detendremos. Caminamos a pié descendiendo ligeramente por la pendiente que da al valle y que
se sitúa a la espalda de la ermita, pronto divisaremos un buen afloramiento de estratificaciones cruzadas en al Fm Jabalcuz a menos de 100 metros de la ermita.

Doleritas de Vadillo Alto

Doleritas de Vadillo Alto
Dique de doleritas, de grandes dimensiones, que atraviesa un conjunto de dolomías,calizas y calizas margosas del Jurásico Inferior-Medio
Aspecto de las doleritas cuando excepcionalmente están poco alteradas. Las doleritas presentan una textura ofítica
Dique de grandes dimensiones de rocas subvolcánicas (doleritas) que atraviesa un conjunto de dolomías,calizas y calizas margosas del Jurásico inferior y medio, observable desde la carretera de Charilla a Los Llanos del Angel. Se encuentra en la Unida
d de Vadillo Alto perteneciente al Subbético Medio. Destaca por su magnitud ya que en algunos puntos tiene más de 150 m de ancho. Aunque en general las doleritas se encuentran muy alteradas disgregándose con facilidad, en algunos puntos afloran en m
asas mas frescas y resistentes que presentan disyunción en bolos.Incluyen además enclaves cinéticos de color rosado, de hasta 15 cm de longitud. La intrusión ha producido metamorfismo de contacto de modo que las dolomías, calizas y calizas margosas e
Desde Alcalá la Real por la carretera local JV-2264 hacia Charilla, desde aquí carretera local hacia los Llanos del Angel situados en la carretera local JV-2262 entre Valdepeñas de Jaén y Frailes.

Diques neptúnicos jurásicos

Diques neptúnicos jurásicos
Dique sub-horizontal
Dique sub-vertical
Las calizas de plataforma somera del Lías inferior tienen en su techo una compleja red de diques neptúnicos con diversas geometrías y tamaños. Los hay paralelos y oblícuos a la estratificación y con tamaños que varían desde algunos mm hasta 0,5 m de
anchura. Se diferencian tres tipos de relleno, de color rojo, rosa y blanco, respectivamente: a) wakestone, localmente mudstone, rico en filamentos, frecuentemente teñido por óxidos de hierro; en lámina delgada se reconocen también bioclastos de crin
oides y protoglobigerinas; pueden mostrar laminación paralela. B) Mudstone muy homogéneos, prácticamente sin aloquímicos. C) Cementos calcíticos interpretados como espeleotemas; usualmente aparecen como costras en las que se diferencian dos capas de
calcita texturalmente diferentes, una capa de esparita gris y otra de cristales columnares de calcita incolora. En afloramientos próximos a éste se ha descrito una calcreta tapizando el fondo de una paleodolina en el techo de los carbonatos del Lías
inferior. La génesis de estos rasgos responde a la emersión durante un tiempo prolongado, que abarcó probablemente parte del Jurásico inferior-medio, de una plataforma carbonatada aislada y alejada de costas en el antiguo océano del Tethys. En este
ambiente subaéreo, la plataforma se karstifica, agrandándose fracturas y formándose cavidades kársticas que, posteriormente, cuando la zona es de nuevo invadida por el mar van a rellenarse con sedimentos pelágicos formando los diques neptúnicos.
Afloramiento situado a pie de la carretera que conduce desde Valdepeñas de Jaén a Castillo de Locubínl entre los kilómetros 43 y 44.

Sima Lemus

Sima Lemus
Vista aérea
La sima se desarrolla a favor de una gran fractura que sigue rumbo aproximado Norte-Sur y se abre al exterior a través de un pequeño agujero de menos de un metro de diámetro. Una pequeña sala de techo bajo seguida de una serie de resaltes descendente
s y un pozo de 18 metros de profundidad nos llevan a la Sala de los Colores, encrucijada en la que confluyen cuatro vías: Una, por la que llegamos a la sala, otra, es una galería embarrada ascendente que sigue rumbo Norte y que acaba cerrándose. Las
otras dos vías, Vía Alba y Vía Ana Isabel profundizan hasta -213 m y -143 m respectivamente y merecen una descripción más detallada.
Carril desde el km 26 (C-3221 Jaén-Valdepeñas) hasta la Finca de la Beata

Sima de la Beata

Sima de la Beata
Vista aérea
Su descubrimiento viene de manos del propietario de la finca, sin explorarse con anterioridad. En Agosto de 1989 el Grupo de Espeleología Creus comienza los trabajos de exploración, descendiendoo 15 m hasta un paso muy estrecho, donde se detiene la e
xploración. Un año después, septiembre de 1991, se desobstruye la gatera, llamada de los estribos, explorando hasta la cota -68 m, dando por terminada la exploración. En noviembre de ese mismo año se realiza el levantamiento topográfico. Posteriormen
te, en agosto de 1992 se localiza un nuevo paso estrecho en el fondo de la cavidad, que tras desobstruirse, da paso a una red de fracturas alcanzando los 162 m de profundidad con un desarrollo de 1903 m
La sima se abre a favor de una fractura con di
rección SE-NO hasta -68 m, Desde aquí, una laberíntica red de fracturas interconectadas entre sí, con multitud de salas y pequeños pozos que descienden hasta 162 m. Actualmente es la cavidad más profunda descubierta en las sierras del sur de Jaén. Pa
ra visitar esta cavidad es imprescindible el permiso del propietario de la finca, ya que el paso a la misma está prohibido.

Diapiro del Hoyo

Diapiro del Hoyo
Vista panorámica desde el Norte hacia el Sur
Vista panorámica del margen meridional
El diapiro del Hoyo está representado por un valle de planta rectangular ocupado por materiales triásicos, completamente cerrado y rodeado por calizas y dolomías del Jurásico Inferior. Estos últimos materiales presentan potencias y buzamientos muy va
riables en un área relativamente pequeña. En la parte meridional del afloramiento, su potencia no llega a 30 m, disponiéndose verticalmente. En la parte occidental (cerro Marroquí),la potencia de las calizas y dolomías supera los 100 m y constituyen
el flanco inverso de un enorme sinclinal tumbado. En la Cornicabra, situada en la parte oriental de la estructura, los materiales del Jurásico Inferior muestran potencias de 60 m y están dispuestos de manera normal. Por otro lado, esta estructura est
á orlada por sinclinales cuyo núcleo está ocupado por las calizas margosas y margas del Cretácico inferior; la característica de estos últimos materiales es la gran abundancia de brechas intraformacionales y slumps; se han podido medir paleocorriente
s y se ha observado que muestran una distribución radial con respecto al centro de la estructura.
Carretera local de Valdepeñas de Jaén a Frailes; a 3 km de la intersección de esta carretera con la que va desde Valdepeñas de Jaén a Castillo de Locubín. Entre los kilómetros 3 y 5 se corta la estructura.

Serie Jurásica de la Cornicabra

Serie Jurásica de la Cornicabra
Panorámica general de la sección jurásica de la Cornicabra
Nivel 38 de la sección jurásica de la Cornicabra. Bathoniense, zona de costatus
La sección Jurásica de la Cornicabra tiene en su base un potente conjunto de dolomías y calizas del Lías inferior, en cuyo techo pueden observarse morfologías irregulares que han sido interpretadas como un paleokarst. Lateralmente, esta superficie pa
sa a un hardground. Directamente sobre la superficie anterior encontramos unas calizas nodulosas que también llegan a homogeneizar el paleorrelieve; en ellas se han reconocido las biozonas de ammonites de sauzei, humphresianum, leptosphinctes y annul
atum. Sobre ellas hay unas calizas con sílex; tanto las calizas nodulosas como las calizas con sílex son de edad Bajociense. Progresivamente, las calizas con sílex se van haciendo nodulosas, localmente margosas. El contenido en ammonites de estas últ
imas calizas nodulosas es muy elevado, lo que ha permitido reconocer las biozonas de sofanus, costatus y aspidoides, así como parte del Calloviense inferior.
Desde la carretera que va de Valdepeñas de Jaén hacia Frailes, a 1,5 km del inicio de esta carretera hay una vereda, que se dirige hacia el NE, que sube al monte de la Cornicabra; la sección se sitúa en la cima del monte

Formación Cerrajón

Formación Cerrajón
Hoja de slump en la parte baja de la Formación Cerrajón en su sección tipo. Se observan charnelas despegadas
Intercalacionesde lutitas negras en la parte alta de la Formación Cerrajón en su sección tipo
La Formación Cerrajón es la más característica del Dominio Intermedio, subdivisión más septentrional de las que actualmente se diferencian dentro de la Zona Subbética. Se trata de una unidad litoestratigráfica muy conocida, de enorme potencia, en la
sección tipo tiene más de 1.200 metros, y en la que se intercalan areniscas de origen turbidítico entre una sedimentación autóctona, pelágica, de calizas y margas. Su edad es Barremiense – Albiense superior y se extiende por una estrecha franja de af
loramientos entre el sur de la provincia de Córdoba y el este de la provincia de Murcia. A lo largo del afloramiento de la sección tipo se pueden tramos donde la proporción de estratos de areniscas es más elevada, intercalados entre otros donde predo
minan las calizas margosas y margas con delgadas intercalaciones de lechos de areniscas. Son abundantes las estructuras sedimentarias, principalmente internas y de muro, así como las trazas orgánicas, ichnofacies. Además, se tienen intercalaciones d
e facies oscuras, anóxicas, y esporádicamente niveles clásticos constituidos mayoritariamente por orbitolinas. Ejemplos de estos dos últimos casos se pueden ver en las proximidades de Puerto Viejo, donde se ha concretado por ello, y por la panorámica
general que se divisa desde el mismo, la localización de este punto de interés geológico.
Se accede por la carretera de Jaén a Los Villares y de aquí a Valdepeñas de Jaén. El primer tramo de la carretera entre Los Villares y Valdepeñas de Jaén, asciende desde el valle intramontañoso de Los Villares hasta El Puerto, desde donde disfrutarem
os de una magnífica vista panorámica. La Formación Cerrajón se corta por esta carretera prácticamente durante toda la ascensión.

Manantial de las Termas del Jabalcuz

Manantial de las Termas del Jabalcuz
Estado actual del balneario "Termas del Jabalcuz"
El Balneario de Jabalcuz se creó sobre un manantial en el que las aguas surgen con un caudal medio de 3 l/s y puntas de 1 m3. Su composición química es de facies sulfatada cálcica y la temperatura a la que surgen es de 30ºC probablemente debido a la
emergencia de flujos de circulación profunda. Actualmente las aguas de este manantial no tienen uso y el balneario se encuentra abandonado, aunque en proyecto está su recuperación. Este manantial drena el acuífero del Lías inferior de la unidad del J
abalcuz, el cual esta constituido por una secuencia monoclinal que buza al S de calizas y dolomías de las Unidades Intermedias que presenta un espesor mínimo de 300m. El substrato impermeable esta formado por margas del Mioceno y margocalizas del Cre
tácico inferior, sobre los que cabalga la serie jurásica, si bien no se puede descartar la existencia de una lámina de Trias de facies Keuper en la base del cabalgamiento. Su flujo subterráneo se dirige hacia el E. Existen surgencias asociadas que va
n disminuyendo la temperatura de salida del agua conforme se sitúan a cotas topográficas más bajas.
Carretera de Jaén a Los Villares, a 6 km de Jaén.

Formación Los Villares

Formación Los Villares
Vista general de un afloramiento donde se observa la alternacia de calizas margosas y margas de la Formación Los Villares , una de la smás características del Cretácico Inferior de las Zonas Externas
Alternancia de calizas margosas y margas características de la Formación Los Villares
La Formación Los Villares, definida por Ruiz-Ortiz (1980), es una de las más características y conocidas del Cretácico Inferior de las Zonas Externas de las Cordilleras Béticas. En su sección tipo, en la carretera de Jaén a Valdepeñas de Jaén, alcanz
a una potencia total próxima a los 1000 metros. Está constituida por una alternancia rítmica de calizas margosas y margas. Su muro es transicional con la Formación Toril infrayacente, por lo que, después de los trabajos del autor citado, Aguado et al
. (1996) adoptan como criterio para determinar el comienzo de la formación la aparición de unos niveles de areniscas turbidíticas de tamaño de grano fino que afloran en la carretera Jaén - Los Villares, justo en el área marcada en este Punto de Inter
és Geológico. Estos de turbiditas terrígenas finas tienen una edad Berriasiense superior que es por tanto la edad del muro de la formación. A lo largo de la carretera de Los Villares, aún pasado el núcleo urbano en dirección Valdepeñas de Jaén, vuelv
en a aflorar las calizas y margas de esta formación en estratos rítmicamente alternantes. Su techo aflora en esta sección a la altura del kilómetro 15 de la carretera, cuando vuelven a aparecer areniscas turbidíticas que marcan el paso a la Formación
Cerrajón suprayacente. La edad del techo es Hauteriviense superior - Barremiense inferior. Como ejemplo de la litología que caracteriza a esta formación y de los niveles que marcan su inicio se ha elegido en este PIG una sección parcial del muro de
Carretera de Jaén a Valdepeñas de Jaén, pasado el antiguo poste kilómetrico nº 11, en la bajada hacia Los Villares, antes de llegar al puente sobre el río Riofrío.

Turbiditas calcáreas de la Formación Toril

Turbiditas calcáreas de la Formación Toril
Vista general de las turbiditas calcáreas de la formación Toril, dispuestas en secuencias bicapas
Vista de detalle de la secuencia de capas turbidíticas
Sucesión de calizas del Jurásico superior (Kimeridgiense - Tithónico inferior) constituida por conglomerados y areniscas calcáreas que contienen elementos texturales propios de plataformas calcáreas (oolitos, bioclastos, etc.) redepositados. Se organ
izan formando secuencias de relleno de canal que comienzan normalmente con un nivel de conglomerados sobre el que se dispone una turbidita calcárea, formando una asociación "bicapa", muy habitual en este tipo de depósitos. La secuencia sigue evolucio
nando en la vertical hacia lechos cada vez menos potentes y donde los componente finos son cada vez más abundantes. Hacia la parte final del afloramiento los ciclos estrato- y grano- decrecientes son sustituidos por otros de signo contrario, estrato-
y grano- crecientes, que representarían el depósito de las turbiditas en lóbulos deposicionales desarrollados a la desembocadura de los canales. Una vez pasado el puente y la siguiente curva de la carretera, continúa el afloramiento en el que pueden
seguir observándose ciclos estratocrecientes, no canalizados. En conjunto, por tanto, se trata de una secuencia recesional, en la que los depósitos de lóbulo se disponen sobre los de relleno de canal. Se trata de uno de los mejores ejemplos de turbi
ditas calcáreas descritos en la literatura por su excepcional organización a escala secuencial.
Por la carretera de Jaén a Los Villares, J-3221, una vez pasado el Portichuelo, pequeño puerto que se corona una vez dejado atrás el área del balneario de Jabalcuz, se comienza a descender hacia Los Villares y justo antes de atravesar el primer puent
e sobre un barranco, a la altura del kilómetro 9,4 del antiguo trazado de la carretera, se dispoe de un magnífico afloramiento que tiene los estratos numerados en color verde.

Ventana tectónica de Valdepeñas de Jaén

Ventana tectónica de Valdepeñas de Jaén
Vista panorámica general de la ventana tectónica de Valdepeñas de Jaén
Brechas asociadas al cabalgamiento
La ventana tectónica coincide con el valle situado al NE de la población de Valdepeñas de Jaén. En él afloran margocalizas, margas y areniscas del Cretácico medio y superior, atribuidas a la unidad intermedia del Jabalcuz-San Cristóbal. Estos materia
les están rodeados completamente por dolomías y calizas del Jurásico, pertenecientes a las unidades subbéticas de la Pandera y del Ventisquero. Entre ambos tipos de materiales aparecen unas brechas con cantos principalmente de dolomías y yesos embebi
dos en una matriz de arcillas y yesos de colores rojos, atribuidos al Trías. Los materiales del Jurásico están superpuestos por cabalgamiento a los sedimentos cretácicos. El proceso de cabalgamiento se vió favorecido por lo materiales del Trías, muy
plásticos; éstos, en el proceso de deformación se han transformado en una brecha, incorporando fragmentos de los carbonatos jurásicos. El cabalgamiento tuvo lugar en el Mioceno inferior y, desde entonces la erosión ha ido eliminando materiales del ju
rásico hasta dejar expuestos los del Cretácico.
La carretera de Jaén a Valdepeñas de Jaén, entre los kilómetros 28 y 34, corta todo el afloramiento por su parte occidental en la bajada hacia el pueblo que le da nombre.

Serie Cretácia del Cortijo Solana de Morales

Serie Cretácia del Cortijo Solana de Morales
Sección estratigráfica en la que destacan radiolaritas, conglomerados y margas arcillosas grises del miembro intermedio de la Fm. Carbonero.
Grandes concreciones de calcita en el miembro intermedio del estratotipo de la Fm. Carbonero (Cortijo de la Solana de Morales).
Sección estratigráfica magníficamente expuesta con facies de edad Aptiense muy características con radiolaritas, facies anóxicas y turbiditas, con concreciones de barita y calcita. Esta sección es el estratotipo de la Formación Carbonero que aflora e
n la Unidad del Ventisquero-Sierra del Trigo perteneciente a la Zona Subbética. La sección en el estratotipo presenta 148 m de potencia y en ella se diferencian tres miembros: 1) Inferior margoso, con algunas intercalaciones areníticas y conglomeráti
cas, que se dispone sobre calizas margosas del Barremiense superior pertenecientes a la Formación Carretero. En la parte superior, unos 4,5 m por debajo de su techo aparecen concreciones de barita; 2) Intermedio radiolarítico, compuesto por radiolari
tas de color marrón o gris oscuro, arcillas y margas arcillosas negras o grises. Un hecho muy peculiar de la parte intermedia de este miembro es la presencia de grandes concreciones de calcita de hasta 160 cm de diámetro medio; 3) Superior turbidíti
co, es el más potente de los tres miembros y está formado por una alternancia de margas y areniscas calcáreas, con algunas intercalaciones conglomeráticas.
Pista que sale de Valdepeñas de Jaén hacia Campillo de Arenas y llega hacia el arroyo de Carboneros. A la derecha de esta pista se toma un camino hacia los Llanos del Angel que accede al Cortijo de la Solana de Morales, a unos 300 m al oeste del mism
o se encuentra el estratotipo de la Formación Carbonero.

Calizas del Castillo de Santa Catalina - Cruz

Calizas del Castillo de Santa Catalina - Cruz
Camino de acceso a la cruz, por la que se atraviesan las calizas de la parte alta de la formación Calizas de Jaén
Vista general del paisaje que se observa desde la cruz, con las calizas de la formación Calizas de Jaén y la ciudad de Jaén
La formación Caliza de Jaén es una de las más características del Cretácico Prebético y constituye, en su sección tipo, los relieves calizos que rodean la ciudad de Jaén. Su edad es Cenomaniense-Turoniense y está formada por una parte basel de caliza
s, areniscas calcáreas y margas con Orbitolinas, ammonites y erizos, en la que se localiza el paso Albiense-Cenomaniense y un conjunto de calizas blancas y beiges en bancos potentes o masivos con abundate fauna de Orbitolinas, Praealveolina y ocasion
almente Pithonella y Hedbergellas, que es el que proporciona los resaltes calizos que más destacan en el relieve. Fue definida por Vera et al. (1982) quienes utilizan como estratotipo el descrito por Sanz de Galdeano (1973) para lo que él denominó un
idad de Jaén. Se ha seleccionado como punto de interés geológico la sección que va desde el castillo de Santa Catalina a la cruz que se sitúa en el vertice del cerro del mismo nombre y que es divisable desde casi cualquier punto de la ciudad de Jaén.
En dicha sección se cortan las calizas de la parte alta de la formación Caliza de Jaén y, al mismo tiempo, desde la cruz se dispone de una panorámica inigualable desde la que se observan los tres grandes conjuntos geológicos que constituyen la provi
ncia de Jaén y, en conjunto, toda Andalucía. Sierra Morena aparece al norte, en el horizonte; la ciudad de Jaén se extiende al pie del cerro del castillo y la panorámica de la misma desde la cruz es, en sí misma, muy interesante; entre Sierra Morena
y Jaén se extiende la Depresión del Guadalquivir, con materiales blandos y relieve alomado, mientras que al sur, este y oeste del cerro del castillo se sitúan las Cordilleras Béticas, concretamente sus Zonas Externas, que destacan por mostrar relieve
s más agrestes entre los que sobresalen los de la propia Caliza de Jaén . Es pues, un punto de especial interés también desde un punto de vista geomorfológico y de la Geología Regional de la zona.
Desde la ciudad de Jaén se toma la carretera que parte del barrio de San Felipe y que asciende el cerro del castillo y el hospital "El Neveral", tomando posteriormente la desviación hacia el Parador Nacional de Turismo, ubicado junto al castillo de S
anta Catalina, a la altura de la casería y fuente de "Caño Quebrado".

Falla de la Fuente de la Peña

Falla de la Fuente de la Peña
Plano de falla que pone en contacto las calizas cenomanienses con las margas y margocalizas del Albéense del Prebético de Jaén.
Detalle del plano de falla de la Fuente de la Peña
Surgencia asociada a la falla de la Fuente de la Peña. Obsérvese su precario estado de conservación
Este afloramiento está constituido por calizas en bancos, calizas nodulosas y calizas blancas masivas, de edad Cenomaniense, con espesores de orden de 220-280 m. que forman parte del bloque levantado de la falla normal que los delimita de los materia
les margocalizos del Albiense, en el bloque hundido. Estos materiales forman parte del denominado Prebélico de Jaén. Además, asociadas a esta falla se localizan una serie de surgencias naturales de agua que drenan hacia el Este el acuífero de la Peña
de Jaén. Destaca el manantial de La Peña, situado a 600 m. s. m. y que indica el nivel piezométrico de este acuífero.
Carretera de Jaén a Los Villares, a 300 metros de la salida de la ciudad de Jaén.

Manantiales de Rio Frío

Manantiales de Rio Frío
Vista del manantial de Riofrío al pie de La Pandera
El manantial de Río Frío drena el sector suroccidental del acuífero de Grajales - La Pandera, con un caudal que supera los 125 l/s. Este macizo está constituido por calizas y dolomías del Lias inferior (Fm Gavilán), que constituyen un acuífero inferi
or y calizas oolíticas (Fm Camarena), con silex (Fm Veleta) y nodulosas (Fm Ammonítico Rosso Superior) del Jurásico Medio y Superior, que constituyen un acuífero superior. Entre ambos conjuntos calcáreos se sitúan las margocalizas y margas del Fm Zeg
rí del Lias superior, más impermeables, que independizan los dos conjuntos acuíferos citados. En el sector de La Pandera el nivel piezométrico se encuentra a cotas superiores a las del resto del acuífero de Grajales - La Pandera, concretamente a 940
msnm, que corresponde a la cota del manantial de Río Frío. No obstante, deben existir niveles o áreas acuíferas colgadas respecto al nivel general, con descargas a cotas comprendidas entre 1300 y 1500 metros que son, precisamente, las que utiliza la
planta embotelladora Aguas Sierras de Jaén. En general, las aguas de este acuífero se utilizan para abastecimiento urbano, unos 10 hm3/año, a Jaén y Los Villares y las poblaciones del entorno. Para regadío se utiliza un volumen anual de 3-4 hm3. Desd
e un punto de vista químico las aguas responden a la facies bicarbonatada-sulfatada cálcico-magnésica, de mineralización notable-fuerte, dureza media-dura y aptas para el abastecimiento urbano.
Se accede por la carretera de Jaén a Valdepeñas de Jaén. Una vez pasado el pueblo de Los Villares en dirección a Valdepeñas de Jaén, a la altura del kilómetro 18,5, justo antes del puente sobre el río Frio, sale un carril hacia el sur, que asciende h
asta el manantial y, algo más arriba, hasta las instalaciones de la planta embotelladora de Aguas Sierras de Jaén.

Calizas del Jurásico Medio del río Quiebrajano

Calizas del Jurásico Medio del río Quiebrajano
Tajo de más de 150 m de desnivel en las calizas oolíticas bien estratificadas del Jurásico Medio (Fm Camarena) sobre el rio Quiebrajano.
Vista hacia el sur del tajo en las calizas oolíticas del Jurásico Medio (Fm. Camarena) sobre el río Quiebrajano
Aparecen las calizas oolíticas del Jurásico Medio (Formación Camarena) de la Unidad de Grajales-Mentidero (Subbético Externo) con estratificación muy bien observable y con un buzamiento aparente horizontal que forman un espectacular corte vertical de
más de 150 m de desnivel sobre el rio Quiebrajano que se encaja en las mismas. Este escarpe coincide con el núcleo de un sinclinal muy bien observable desde el castillo de Otiñar situado al sur. En este paraje natural de indudable belleza destaca so
bre todo el carácter de la estratificación, paralela, plana y muy continua en la lateral con un espesor por término medio de unos 40 cm. Son principalmente calizas oolíticas y de peloides (grainstone y packstone) de color blanco en corte fresco aunqu
e en superficie por alteración adquieren una pátina característica de color gris.
Carretera de Jaén al embalse del Quiebrajano (JV-2222) a 5 km del Puente de la Sierra, en el mismo cruce con la carretera a Otiñar.

Falla de Baños de la Encina

Falla de Baños de la Encina
Vista panorámica. El pueblo se asienta sobre la falla
Plano de falla sobre cuarcitas
Falla normal que delimita por el norte el graben de Bailén. El bloque levantado de la falla está constituido por materiales paleozoicos, principalmente pizarras del Carbonífero, y por algunos pequeños afloramientos de areniscas y conglomerados del Tr
iásico, pertenecientes estos últimos a la cobertera tabular. En el bloque hundido encontramos margas, arenas y conglomerados del Mioceno superior, pertenecientes a la Depresión del Guadalquivir. Desde la localidad de Baños de la Encina es posible obs
ervar que esta falla pertenece al sistema de fracturas normales que forman la estructura de horst y graben del área de Baños de la Encina-Bailén-Guarromán-Linares.
Carreteras de Linares o Bailén a Baños de la Encina. La estructura se corta en ambas carreteras, muy cerca de la localidad de Baños de la Encina. La falla se puede observar 100 m pasado el camino que se dirige a la Huerta de Zambrana (carretera Baño

Serie Jurásico - Cretacico inferior del Castillo de Otiñar

Serie Jurásico - Cretacico inferior del Castillo de Otiñar
Vista del castillo de Otiñar que se asienta sobre las calizas oolíticas bien estratificadas del Jurásico Medio (Fm. Camarena).
Panorámica desde las proximidades del castillo de Otiñar donde se observa una estructura sinclinal en los materiales del Jurásico Inferior-Medio.
Se accede por el barranco de la Hoya que se encaja en las calizas oolíticas muy bien estratificadas del Jurásico Medio (Formación Camarena). Mirando hacia el norte podemos observar una estructura sinclinal que es la continuación del piegue que forma
el cerro donde se asienta el castillo de Otiñar. En un pequeño valle inmediatamente al oeste del castillo aparecen las calizas nodulosas del Jurásico Superior (Formación Ammonítico Rosso Superior) con abundantes ammonites y las calizas margosas blanc
as del Cretácico Inferior (Formación Carretero). Unos metros antes de llegar a la cima del cerro, observamos una falla normal de dirección noroeste-sureste, que separa las calizas jurásicas, que forman el cerro del castillo, del cretácico margoso, qu
e forma la ladera de pendiente suave situada al sur del castillo. Junto a la entrada principal podemos ver el contacto entre las calizas oolíticas blancas del Jurásico Medio sobre las que se asienta el castillo y las calizas nodulosas rojas del Jurás
Carretera JV-2222 de Jaén a Otíñar, hacia el embalse del Quiebrajano, 6,5 km al sur del Puente de la Sierra.

Mina de plomo y plata del Centenillo

Mina de plomo y plata del Centenillo
Pozo oeste del Filón Minador
Pozo este del Filón Minador
El Distrito Minero de Linares – La Carolina ha conformado la mayor zona de producción de plomo del mundo desde 1.880 hasta 1.920. Existieron más de 120 explotaciones activas con más de 65 Km de Pozos maestros y alrededor de 800 Km de galerías. Desde
1.860 hasta 1.940 la zona produjo alrededor de 6,2 Millones de Tm de concentrados de Plomo. La metalogenia del Distrito está integrado por un campo filoniano que encaja en los materiales paleozoicos de esta parte de la zona Centroibérica. La paragéne
sis de los filones es de Galena, galena argentífera y como accesorios calcopirita, pirita, marcasita y barita. La ganga es cuarzo y carbonatos. La corrida de los filones es kilométrica y la profundidad superior a los 700m. Las potencias de los filone
s varían de varios decímetros a más de 5m siendo la potencia media más frecuente de 2m.
En el sector del Centenillo las direcciones de los filones son aproximadamente este-oeste y encajan en materiales detríticos ordovícicos, siendo las bonanzas más
importante en las zonas donde los filones intersectan facies cuarcíticas, siendo prácticamente estériles en las zona de pizarras.
En los alrededores del Centenillo tiene especial interés el Filón Mirador que fue explotado hasta una profundidad de 6
Desde Jaén por la N-323 hasta Bailén y desde aquí por la N-IV hasta la Carolina. Desde la Carolina parte una carretera hacia el oeste que conduce hasta El Centenillo.

Falla de La Guardia

Falla de La Guardia
Escarpe acanalado del plano falla de la falda del castillo de la La Guardia.
Estrías y mineralizaciones orientadas de calcita y goethita desarrolladas sobre el plano del la falla de La Guardia.
El castillo de La Guardia se sitúa en la parte superior de una ladera acantilada producida por el escarpe de una falla que afecta a materiales de la unidad olistostrómica de la Depresión del Guadalquivir. Se trata de una falla normal cuyo plano de fa
lla tiene una dirección media N30E y buzamineto 75º SE. En el bloque levantado se observan margas del Langhiense que contienen un bloque olistolítico de calizas prebéticas Cretácicas, sobre las cuales se asienta el castillo. En el bloque hundido apar
ecen margas grises y blancas del Serravallense. El afloramiento permite observar un escarpe del plano de falla de unos 200 m de continuidad y 1,5 m de altura en el que aparecen numerosas acanaladuras de anchura métrica que le confieren un aspecto ond
ulado. También se observan estrías y mineralizaciones de calcita y goethita que indican un movimiento oblicuo de hundimiento hacia N.
El acceso más directo se consigue saliéndose en la salida de la autovía de Granada (N-323) situada al S de la localidad de La Guardia que permite acceder a esta y a Pegalajar. Se toma entonces la antigua carretera N-323 en dirección hacia La Guardia.
Tras recorrer 2 km se llega al cruce que debe tomarse a la izquierda, cruzando a continuación el río Guadalbullón. 1 km más tarde nos encontramos debemos tomar el desvío hacía el Castillo de La Guardía, en cuya falda aparece el plano de falla.

Capas progradantes en Sierrezuela de Pegalajar

Capas progradantes en Sierrezuela de Pegalajar
Vista de conjunto de las capas carbonáticas progradantes hacia el oeste, sobre materiales margosos del Cretácico Inferior.
Detalle de las capas progradantes.
Afloramiento de aproximadamente 1 km de longitud en la falda sur de la Serrezuela de Pegalajar (extremo occidental). Los materiales que afloran son calizas y dolomías de edad Cretácica (Cenomaniense), que pertenecen a la Formación Caliza de Jaén, en
la Zona Prebética. El rasgo más significativo de este afloramiento son las espectaculares morfologías de capas, de escala decamétrica a hectométrica, que muestran una transición desde estratificación masiva al Este, hasta clinoformas progradantes en
sentido Oeste en la parte occidental. En detalle las morfologías presentan varias generaciones de capas progradantes superpuestas, que muestran una arquitectura estratigráfica compleja, probablemente relacionada genéticamente con cambios relativos de
Se observa la panorámica desde la autovía N-323 (Jaén-Granada), entre los puntos kilométricos 50 a 55. Se accede a los afloramientos por un camino que une la población de Pegalajar con la N-323 (a la altura de la Venta de San Antonio, en el Km- 50).

Filones de plomo y plata de Los Guindos

Filones de plomo y plata de Los Guindos
Pozo Filón Los Guindos
Lavadero de Flotación de los Guindos
El Distrito Minero de Linares – La Carolina ha conformado la mayor zona de producción de plomo del mundo desde 1.880 hasta 1.920. Existieron más de 120 explotaciones activas con más de 65 Km de Pozos maestros y alrededor de 800 Km de galerías. Desde
1.860 hasta 1.940 la zona produjo alrededor de 6,2 Millones de Tm de concentrados de Plomo. La metalogenia del Distrito está integrado por un campo filoniano que encaja en los materiales paleozoicos de esta parte de la zona Centroibérica. La paragéne
sis de los filones es de Galena, galena argentífera y como accesorios calcopirita, pirita, marcasita y barita. La ganga es cuarzo y carbonatos. La corrida de los filones es kilométrica y la profundidad superior a los 700m. Las potencias de los filone
s varían de varios decímetros a más de 5m siendo la potencia media más frecuente de 2m.
En el sector de La Carolina las direcciones de los filones son aproximadamente este-oeste y encajan en materiales detríticos ordovícicos, siendo las bonanzas más
importante en las zonas donde los filones intersectan facies cuarcíticas, siendo prácticamente estériles en las zona de pizarras.
En el sector de los Guindos se explotaron varios filones (Los Guindos, Federico, Norte y Crucero) de los que el gran G
uindo tiene más de 10 Km de longitud y fue explotado hasta 600m de profundidad.
Desde la Carolina por la Carretera JV-5031 en dirección al Centenillo a 12 Km de la Carolina se encuentra eel poblado minero y las instalaciones.

Falla de la Fuente de las Pilas

Falla de la Fuente de las Pilas
Falla normal de la Fuente de las Pilas que separa el Mioceno Inferior, de las margocalizas del Cretácico Inferior (Fm. Carretero).
Plano de falla en el cual aparecen estrías y surcos, formando un escarpe al pie del cual se encuentra la Fuente de las Pilas.
La Fuente de las Pilas se encuentra en la Unidad de Grajales-Mentidero en el Subbético Externo. Está asociada a una falla normal que separa las margocalizas del Cretácico Inferior, pertenecientes a la Formación Carretero, al sur y las areniscas calcá
reas, calizas margosas y conglomerados del Mioceno Inferior al norte. Esta fuente es uno de los puntos de drenaje del acuífero de Cárchel, de unos 4 km2 de extensión, compuesto por los materiales indicados anteriormente del Mioceno Inferior que se di
sponen discordantemente sobre los del Cretácico Inferior que conforman a su vez el substrato impermeable y los límites del acuífero. El plano de falla en el cual aparecen estrías y surcos forma un escarpe bastante notable al pie del cual se encuentra
Pista que asciende por el Barranco de la Parrilla desde la carretera JV-2227 entre las localidades de Cárcel y Carchelejo. La Fuente de las Pilas se sitúa a unos 2,3 km del cruce

Mina de plomo y plata la Tortilla

Mina de plomo y plata la Tortilla
Pozo y Chimenea St.Annie de la Tortilla
Torre de los Perdigonees de la Fundición La Tortilla
El Distrito Minero de Linares – La Carolina ha conformado la mayor zona de producción de plomo del mundo desde 1.880 hasta 1.920. Existieron más de 120 explotaciones activas con más de 65 Km de Pozos maestros y alrededor de 800 Km de galerías. Desde
1.860 hasta 1.940 la zona produjo alrededor de 6,2 Millones de Tm de concentrados de Plomo. La metalogenia del Distrito está integrado por un campo filoniano que encaja en los materiales paleozoicos de esta parte de la zona Centroibérica. La paragéne
sis de los filones es de Galena, galena argentífera y como accesorios calcopirita, pirita, marcasita y barita. La ganga es cuarzo y carbonatos. La corrida de los filones es kilométrica y la profundidad superior a los 700m. Las potencias de los filone
s varían de varios decímetros a más de 5m siendo la potencia media más frecuente de 2m.
El sector de Linares se caracteriza por que los filones encajan directamente en la roca granítica. Otra característica es la dirección de los filones que en el c
aso de Linares es norteada y son más verticales que en la zona de La Carolina, por el contrario las explotaciones llegan a más profundidad. También el contenido en Plata el algo menor.
La minería en el Distrito de Linares se remonta a épocas ibérica
s y tartésicas que junto con los romanos pusieron en marcha numerosas minas y fundiciones.
Desde Bailén por la N-322 en dirección a Linares justo antes de entrar en la localidad a ambos lados de la carretera

Minas de hierro de El Brujuelo

Minas de hierro de El Brujuelo
Vista general de las explotaciones
Durante el final del sXIX y sobre todo durante la primera mitad del sXX se desarrolla una intensa actividad extractiva dedicada al hierro en todo el territorio andaluz, pero es en una parte de Jaén, Córdoba, y en menor medida en Granada , Malaga y Se
villa, donde se ponen en marcha un conjunto de yacimientos de escaso espesor pero alto contenido en hierro. El sector de Torrequebradilla presenta la mayor concentración de minas de hierro de este tipo de toda la Comunidad y es el único sector donde
hoy existe una explotación en marcha. Al comienzo de la actividad el mineral era utilizado para fundición pero a partir de la década de los 40 del sXX se ha utilizado como pigmento. Las explotaciones se realizan en interior por medio de cámaras y pil
ares o de realces sobre capa cuando éstas presentan buzamientos muy fuertes. Se trata de capas que no superan los 2m de potencia que se encuentran en la base de los tramos carbonatados del Liásico inferior y sobre los materiales margoyesíferos de las
facies Keuper del Trias de las Zonas Externas de las Cordilleras Béticas. En este sector de Jaén se concentraron más de 100 explotaciones que llevavan el mineral en camiones hasta la estación de FFCC de Villargordo.
Desde Jaén por la carretera JV-3012 en dirección a Torrequebradilla a 18 Km de Jaén junto a las Salinas del Brujuelo.

Serie Jurásico - Cretácico del Cortijo Casablanca

Serie Jurásico - Cretácico del Cortijo Casablanca
Vista panorámica del contacto entre el Jurásico Medio y el Superior
Discordancia angular erosiva entre el Cretácico Inferior y los conglomerados cuaternarios
Esta sección se levanta en el flanco meridional, vertical a ligeramente invertido del sinclinal de Monasterio. Los materiales jurásico-cretácicos, verticales, de esta sección se disponen por medio de una falla inversa sobre sedimentos del Trías. Las
primeras rocas jurasicas que se encuentran son unas dolomías del Jurásico Inferior, a las que le suceden una calizas margosas y margas de colores grises de esta misma edad. A continuación, en un barranco generado a favor de su menor resistencia a la
erosión afloran unas calizas nodulosas, margosas, con pasadas de tonos rojos. Sobre ellas se disponen unas calizas con sílex, en bancos potentes, de edad Jurásico Medio. Los últimos materiales jurásicos de esta sección son unas calizas nodulosas con
las típicas facies ammonítico rosso. Los materiales del Cretácico Inferior son unas calizas margosas y margas de tonos blancos, que constituyen el núcleo del sinclinal de Monasterio
Camino que sale desde Campillo de Arenas y se dirige hacia los cortijos Casablanca y Babahijjar, situados al NW de esta localidad. Este camino discurre paralelo al Arroyo de la Huertas. El corte se sitúa en la vertiente SW del Puerto del Escribano.

Pliegues de La Carolina

Pliegues de La Carolina
Pliegues hercínicos de escala métrica desarrollados en materiales carboníferos del Sinforme del Jándula en las proximidades de La Carolina.
Pliegues hercínicos de escala centimétrica de morfología concordante con las de mayor escala.
La antigua vía del ferrocarril minero al E La Carolina hacia la Fabrica de fundición transcurre a lo largo de un barranco desarrollado en las pizarras del carbonífero. En las proximidades del Cerro de la Cruz puede apreciarse un conjunto de espectacu
lares pliegues hercínicos desde la escala centimétrica a la métrica. La orientación del eje de estos pliegues varía entre N5E y N20E y se hunde entre 10 y 20 º hacia el E. La vergencia es hacia el S. Estas estructuras se sitúan dentro del sinforme de
l Jándula dentro de la unidad parautoctona del borde meridonal de la Zona Centrobérica. Son pliegues de morfología cilíndrica producidos durante una etapa de crenulación posterior a la fase Westfaliense.
Se accede por la salida de la N-IV al sur de La Carolina en dirección al Centenillo. Tras recorrer 2 km se toma un camino hacia el W que se dirige hacia el vertedero municipal de La Carolina. A 1 km el camino se bifurca y se toma el lado derecho que
coincide con la antigua vía del ferrocarril minero de La Carolina. Tras atravesr un tunel, en el talud derecho del camino afloran un conjunto espectacular de pliegues.

Olistolitos de Torrequebradilla

Olistolitos de Torrequebradilla
Olistolito de dolomías triásicas al norte de la carretera de Torrequebradilla a Mancha Real.
Olistolito de ofitas triásicas, con formas de meteorización en bolos, localizado 1 km al NE de Torrequebradilla.
Los olistolitos pertenecen a la denominada Unidad Olistostrómica, conjunto complejo de materiales donde predominan los bloques calcáreos de edad mesozoica redepositados y embebidos en una matriz margosa de edad Mioceno Medio. Los olistolitos proceden
de las unidades subbéticas que afloran al sur de Jaén, mientras que la matriz predominantemente margosa representa la sedimentación autóctona de la cuenca durante dicho intervalo de tiempo. Localmente entre las dolomías aparecen antiguas explotacion
es de hematites (ocres rojos). Entre los olistolitos del sector destaca el de ofitas triásicas, con formas de meteorización en bolos, localizado 1 km al NE de Torrequebradilla. Estos olistolitos a veces de dimensiones hectométicas, englobados predom
inantemente entre arcillas y margas terciarias resaltan en el paisaje formando colinas.
JV-3012 y J-3020 de Jaén a Torrequebradilla. En Torrequebradilla se toma la Carretera a la aldea de Vados de Torralba, por esta carretera a 1 km de Torrequebradilla, se encuentran algunos de los mejores afloramientos

Mina de plomo y plata Antoñita

Mina de plomo y plata Antoñita
Castillete de Mina Antoñita
Detalle del Castillete de Mina Antoñita
El sector de Linares se caracteriza por que los filones encajan directamente en la roca granítica. Otra característica es la dirección de los filones que en el c
aso de Linares es norteada y son más verticales que en la zona de La Carolina, por el contrario las explotaciones llegan a más profundidad. También el contenido en Plata el algo menor.
La minería en el Distrito de Linares se remonta a épocas ibérica
s y tartésicas que junto con los romanos pusieron en marcha numerosas minas y fundiciones.
Desde Linares al Poblado de la Cruz y desde aquí por el camino de Vadollano a la Carolina junto a la antigua vía del FFCC de La Carolina a Linares, a 2Km de la Cruz.

Serie estratigráfica del Domeriense de La Cerradur

Serie estratigráfica del Domeriense de La Cerradur
Sección correspondiente al hipoestratotipo del Domerense
Situación del hipoestratotipo del Domerense
Se trata de dos secciones donde Braga (1983) definió el hipoestratotipo del límite inferior y el hipoestratotipo del límite superior del Domeriense, respectivamente, de la Zona Subbética. El Lías medio de esta sucesión fue estudiando anteriormete por
otros autores (ver Busnardo, 1979), y viene a completar y precisar las características bioestratigráficas de este piso definido en el monte Domaro (Italia), no solo para la Zona Subbética, sino como nivel de referencia del Lías medio en todo el ámbi
to mediterráneo. Probablemente se trate de la mejor sección del Domeriense a escala global. Litológicamente se trata de una alternancia de margocalizas y margas de colores azulados que caracteriza también los pisos infra y suprayacentes (Carixiense s
uperior y Toarciense inferior, respectivamente). La monotonía de esta alternancia se ve sólo alterada por los cambios de potencia relativa de los niveles margocalizos y margosos y la presencia de pequeños nódulos de sílex en la parte baja de la secci
Por la autovía Jaén - Granada, en uno u otro sentido, hay que coger el desvío hacia la antigua carretera, a la altura del área de servicio de "El Oasis", y acceder a la aldea de La Cerradura. Las secciones de referencia son dos que se sitúan próximas
una de otra, en los puntos VG 422 729 y VG 422 727, respectivamente, del Mapa Topográfico Nacional a escala 1:50.000 hoja 19-38 (Jaén), en un barranco subsidiario del río Guadalbullón, inmediatamente al este de una ermita representada en dicho mapa,
y en un collado situado unos 200 metros al sur del anterior, cada uno de ellos, respectivamente.

Minas de plomo de La Cruz

Minas de plomo de La Cruz
Detalle del pozo de extracción de la Cruz
Detalle de las naves de la Fundición La Cruz
El sector de Linares se caracteriza por que los filones encajan directamente en la roca granítica. Otra característica es la dirección de los filones que en el c
aso de Linares es norteada y son más verticales que en la zona de La Carolina, por el contrario las explotaciones llegan a más profundidad. También el contenido en Plata el algo menor.
La minería en el Distrito de Linares se remonta a épocas ibérica
s y tartésicas que junto con los romanos pusieron en marcha numerosas minas y fundiciones.
A 2 Km de Linares por la A-301 hacia Guarromán desvio de 1Km hasta el Complejo de la Cruz a 1 Km.

Zona de cizalla de La Carolina

Zona de cizalla de La Carolina
Aspecto de los materiales del Silúrico afectados por la zona de cizalla de La Carolina.
Reorientación y fracturación de los cristales precinemáticos de andalucita de la zona de cizalla de La Carolina.
Al N de la La Carolina, se desarrolla una importante zona de cizalla en las pizarras con andalucita del Silúrico de la unidad parautoctona del Macizo Ibérico Meridional. La orientación de cristales muy alargados de filosilicatos y cuarzo definen una
lineación de estiramiento de dirección N-S y estructuras S-C de vergencia S. La característica más espectacular es la reorientación y fracturación de los cristales precinemáticos de andalucita formados por el metamorfismo de contacto producido por un
a intrusión profunda cuya manifestación superficial es el stock de Santa Elena. Los materiales presentan una alteración hidrotermal posterior producida por la circulación de fluidos hidrotermales que causan la cristalización de caoliníta.
Salida de la N-IV al N de La Carolina a la altura del cementerio de esta localidad. Tras atravesar el polígono industrial se toma una pista de dirección NW. A unos 2,5 km y ligeramente antes de cruzar el Arroyo de la Campana comienzan a verse los ef
ectos del cizallamiento, los cuales pueden seguir contemplándose por la antigua vía del ferrocarril minero cerca del Cortijo de Lara.

Mina de plomo y plata de San Vicente

Mina de plomo y plata de San Vicente
Detalle del castllete San Vicente
Vsita general del Pozo San Vicente
Desde Linares por el Camino de San Miguel hasta interceptar con la antigua Linea de FFCC de la Carolina y el Camino del Madroñal a 2Km de Linares.

Estratotipo de la Formación Jarropa

Estratotipo de la Formación Jarropa
Vista parcial del holoestratotipo de la Fm radiolarítica Jarropa del Calloviense superior-Oxfordiense.
Vista de detalle del miembro inferior de la Fm Jarropa con radiolaritas y margas silíceas de color verde.
En el Barranco de la Jarropa, localizado 2 km al oeste de Campillo de Arenas, se encuentra una magnífica sección que constituye el holoestratotipo de una de las formaciones más características del Jurásico del Subbético, la Formación Radiolarítica Ja
rropa. Esta unidad litoestratigráfica se caracteriza por la presencia de niveles de radiolaritas, junto con margas y arcillas silíceas. Se diferencian dos miembros: uno inferior de radiolaritas y margas silíceas de color verde, y otro superior de arc
illas y margas silíceas de color rojo. La edad de esta formación en el holoestratotipo, conocida a partir del estudio de los radiolarios es Calloviense superior-Oxfordiense. Se trata de sedimentos pelágicos, depositados en áreas alejadas del continen
te, con una batimetría de pocos centenares de metros, que presentan una gran analogía con materiales que aparecen en diferentes dominios alpinos mediterráneos (Apeninos, Alpes, Dinárides, etc.) depositados durante el Jurásico, en fases de expansión d
e márgenes continentales adyacentes al Tethys.
Pista que sale desde Campillo de Arenas en la autovía Jaén-Granada (N-323) hacia el Barranco de la Jarropa. La sección estratigráfica se encuentra en el talud de la propia pista a unos 2 km al oeste de campillo de Arenas.

Slumps de la Formación Carretero

Slumps de la Formación Carretero
Slumps en las margas y calizas margosas del Cretácico Inferior de la Fm.Carretero (km 70,4 de la autovía de Jaén a Granada).
Slumps en las margas y calizas margosas del Cretácico Inferior de la Fm.Carretero (autovía de Jaén a Granada, al sur de ES de La Frontera).
En la autovía de Jaén a Granada existen espectaculares ejemplos de slumps o pliegues sinsedimentarios en las margas y calizas margosas del Cretácico Inferior de la Formación Carretero. Su génesis está relacionada con el deslizamiento de materiales a
favor de pendientes submarinas. Los slumps considerados se formaron hace unos 125 millones de años, en el Cretácico Inferior (Barremiense). En el km 70,4 de la autovía se observa cómo el nivel basal del slump corta en bisel a los estratos infrayacent
es. Dicho nivel representa una superficie de erosión submarina (cicatriz de slump), de modo que sobre ella se han dispuesto los niveles deslizados y deformados procedentes de partes superiores de la pendiente. También se observan conjuntos de estrat
os rotos, inmersos en un conjunto más heterogéneo y caótico de margas y restos de calizas margosas. Este tipo de niveles sería representativo de un estadio intermedio entre lo que venimos denominando slump y lo que se consideran brechas intraformacio
nales,. La presencia de slumps es una evidencia a favor de la existencia de un medio sedimentario con cierta pendiente, en relación con la cual deslizaron los sedimentos para constituir estas significativas estructuras, siendo la actividad tectónica
la principal causa provocadora de los fenómenos de deslizamiento submarino.
En el talud de carretera entre los kilómetros 70,4 y 69,3 de la autovía de Jaén a Granada (N-323), muy cerca de la Estación de Servicio de “La Frontera”.

Mina de plomo y plata de Sinapismo

Mina de plomo y plata de Sinapismo
Vista del lavadero de la Mina Aquisgrana
Vista de las Minas Aquisgrana y el castillo al fondo
En el sector de La carolina las direcciones de los filones son aproximadamente este-oeste y encajan en materiales detríticos ordovícicos, siendo las bonanzas más
importante en las zonas donde los filones intersectan facies cuarcíticas, siendo prácticamente estériles en las zona de pizarras.
En este sector se han considerado las Minas de la Aquisgrana, Sinapismo y El Castillo ya que en ellas se observan los
procesos industriales desarrollados en la zona desde el sXVIII hasta el sXX.
Desde La Carolina por la N-IV en dirección Madrid en el Complejo Orellana parte una pista sin asfaltar al oeste que conduce a las antiguas minas del Castillo y por el arroyo de la Campana al antiguo FFCC del Centenillo a los Guindos.

Minas de plomo y plata de San Pascual

Minas de plomo y plata de San Pascual
Pozo San Pascual
Vista geeneral del Pozo San Pascual
Desde Linares por el Camino de San Miguel hasta interceptar con la antigua Linea de FFCC de la Carolina y seguir por el Camino del Madroñal hasta el Parque deportivo recreativo de Linares. Desde aquí po el camino de la venta a 2Km al norte.

Andalucita de La Aliseda

Andalucita de La Aliseda
Secuencia de materiales encajantes del stock de Santa Elena formada por una alternancia de cuarcitas y pizarras.
Andalucita desorientada y sobreimpuesta a la foliación de un nivel pizarroso desarrollada por metamorfismo de contacto.
Desde el poblado minero de La Aliseda se puede apreciar el efecto de metamorfismo de contacto que ejerce la intrusión del stock de Santa Elena sobre los materiales ordovícicos. La secuencia de materiales encajantes está formada por una alternancia de
cuarcitas y pizarras con cantidades variables de cuarzo que se han transformado en corneanas. Cristaliza abundante andalucita cuya aparición está controlada litológicamente, de modo que su concentración es mucho mayor en los niveles pizarrosos donde
se desarrolla de forma desorientada y sobreimpuestos a la foliación, mientras que en los niveles más ricos en cuarzo puede llegar a estar ausente.
Salida de “La Aliseda” de la N-IV al sur de Santa Elena. La andalucita se observa en las pizarras del talud del camino asfaltado desde 1 km a partir de la salida hasta pasado el paraje de La Aliseda.

Nacimiento de Arbuniel

Nacimiento de Arbuniel
Panorámica de los carbonatos del Subbético Externo, que constituyen el acuífero de Alta Coloma, y las arcillas triásicas del sustrato impermeable.
Detalle del punto de surgencia del manantial de Arbuniel, con un régimen de descarga constante.
El nacimiento del río Arbuniel aparece asociado al drenaje del acuífero de Alta Coloma, formado por una sucesión de varios anticlinales y sinclinales orientados en dirección NE-SO afectando a materiales mesozoicos del Subbético externo. El acuífero e
stá constituido por calizas y dolomías del Lias inferior, que alcanzan potencias superiores a 300 metros. Estos materiales afloran únicamente en los núcleos de los anticlinales, de manera que en superficie aparecen afloramientos discontinuos conectad
os en profundidad. El sustrato impermeable corresponde a materiales arcillosos del Triásico de facies Keuper, que constituyen además sus límites septentrional, que coincide con la zona de drenaje del Nacimiento de Arbuniel, y nororiental. Los flujos
principales se dirigen hacia el NE, donde está el Nacimiento de Arbuniel que constituye la principal descarga, con caudales superiores a 200 l/s y régimen de descarga muy constante durante todo el año. El nivel piezométrico del acuífero viene impuest
o por la cota de surgencia de este manantial, situado a 940 m.s.n.m. Este es una de las principales surgencias de la provincia de Jaén, por la cantidad y calidad de sus aguas subterrénas.
Se toma la autovía N-323 en direccion hacia Granada, a unos 25 kms. de Jaén hay una salida de la autovía que indica una carretera local que conduce a la aldea de Arbuniel (término municipal de Cambil), a unos 8 kms. de la N-323.

Pliegues del Río Borosa

Pliegues del Río Borosa
Relieve concordante controlado por el sinclinal del Arroyo de las Truchas que desemboca en el Río Borosa.
Anticlinal del Puente de Los Caracolillos del cauce del Río Borosa.
El cauce del río Borosa, entre la Piscifactoría y la Cerrada de Elías, permite observar un conjunto variado de pliegues. La estructura de la Sierra del Pozo, en la que se encentra el río Borosa, se caracteriza por la presencia de pliegues y fallas de
dirección NNE-SSW. La estructura geológica general de esta Sierra está controlada por dos grandes sinclinales: el del nacimiento del río Guadalquivir y el de Cabañas. En los cuatro kilómetros iniciales del itinerario que parte de la Piscifactoría se
observan pliegues asociados a los de carácter regional cuyo tamaño oscila entre 1 metro y varias decenas de metros. Estos se desarrollan en materiales cretácicos de facies urgonianas y su orientación determina el curso de arroyos vecinos, siendo esp
ecialmente significativo el relieve concordante del valle del Arroyo de las Truchas controlado por un espectacular sinclinal. Como ejemplo de anticlinal, el mejor pliegue se encuentra en el Puente de Los Caracolillos
A través de la carretera N-322 desviándonos en Torreperogil, en dirección Cazorla por la C-328 y desde Cazorla por la carretera de la Sierra desviándonos en el empalme del Valle hasta llegar a la Torre del Vinagre. También podemos acceder desviándono
s en la N-322 a la altura de Villanueva del Arzobispo, un kilómetro antes de llegar a ésta población, en dirección al embalse del Tranco y una vez en éste, por encima de la presa, tomar la carretera transversal del Tranco hasta la Torre del Vinagre.
De la Torre del Vinagre sale una carretera que, tras cruzar un vado sobre el Guadalquivir y recorrer un par de kilómetros, nos llevará hasta la Piscifactoría del río Borosa. Después de atravesar un puente sobre este río se encuentra una pista cerrada

Cerrada de Elías

Cerrada de Elías
Vista de la Cerrada de Elías del cauce del Río Borosa.
La incisión fluvial del río Borosa en las calizas cretácicas de facies urgonianas produce el fuerte encajamiento del cauce en este paraje, generando un estrecho valle cárstico con paredes verticales de más de 10 m de altura y unos 400 m de longitud.
Esta espectacular garganta conocida como la Cerrada de Elías puede recorrerse sobre una pasarela colgante a varios metros sobre el río, que se encuentra suspendida sobre las paredes verticales de la Cerrada.
A través de la carretera N-322 desviándonos en Torreperogil, en dirección Cazorla por la C-328 y desde Cazorla por la carretera de la Sierra desviándonos en el empalme del Valle hasta llegar a la Torre del Vinagre. También podemos acceder desviándono
s en la N-322 a la altura de Villanueva del Arzobispo, un kilómetro antes de llegar a ésta población, en dirección, al embalse del Tranco y una vez en éste, por encima de la presa, tomar la carretera transversal del Tranco hasta la Torre del Vinagre.
De la Torre del Vinagre sale una carretera que, tras cruzar un vado sobre el Guadalquivir y recorrer un par de kilómetros, nos llevará hasta la Piscifactoría del río Borosa. Después de atravesar un puente sobre este río se encuentra una pista cerrad
a al tráfico por la que hay que recorrer aproximadamente 4 km.

Travertinos del Río Borosa

Travertinos del Río Borosa
Travertinos del Río Borosa con espectaculares morfologías de calcita botroidal.
Facies de cascada de los Travertinos del Río Borosa.
La parte superior del cauce del río Borosa, presenta un perfil escalonado por el desarrollo de pozas y cascadas en las que se forman terrazas de travertinos con espectaculares morfologías de calcita botroidal que fueron precipitadas durante los perio
dos más húmedos y cálidos del Cuaternario. Aunque aparecen travertinos a lo largo del todo el cauce del río, la mayor concentración se localiza en el sector situado entre el Salto del los Órganos y la Central Eléctrica. Su formación es debida a la pr
ecipitación de calcita causada por la desgasificación de las aguas del río que produce el régimen turbulento de los saltos de agua en las zonas de mayor pendiente. Esta precipitación se produce en zonas de vegetación densa recreciendo elementos de la
s plantas y produciendo láminas subverticales conocidas como facies de cascada.
A través de la carretera N-322 desviándonos en Torreperogil, en dirección Cazorla por la C-328 y desde Cazorla por la carretera de la Sierra desviándonos en el empalme del Valle hasta llegar a la Torre del Vinagre. También podemos acceder desviándono
s en la N-322 a la altura de Villanueva del Arzobispo, un kilómetro antes de llegar a ésta población, en dirección, al embalse del Tranco y una vez en éste, por encima de la presa, tomar la carretera transversal del Tranco hasta la Torre del Vinagre.
De la Torre del Vinagre sale una carretera que, tras cruzar un vado sobre el Guadalquivir y recorrer un par de kilómetros, nos llevará hasta la Piscifactoría del río Borosa. Después de atravesar un puente sobre este río se encuentra una pista cerrad
a al tráfico. A unos 6.5 km aparecen las primeras cascadas de travertinos.

Sima de Pinar Negro

Sima de Pinar Negro
Calar del Pinar Negro y dolina de acceso
Descenso del pozo de Pinar Negro
Es la sima más importante del Karst de Pinar Negro. Localiza a escasos metros de "La Casa de la Sima" en la vertiente E de la Sierra de las Baderillas. Boca de grandes dimensiones (8x2 m) que accede a un gran pozo (1x16 m) que desciende directamente
a cota -106 m desde la boca. Tras superar otro segundo pozo (-40 m.) se llega al final de la sima (-105 m). La sima constituye el sumidero de una gran dolina que recoje la escorrentía superficial y el deshielo de la nieve (López-Limia,1987).
Es una
de las cavidades más signidicativas de Andalucía desde el punto de vista espeleológico-deportivo.
Extremo meridional de la Sierra de Segura. Desde Pontones - Nacimiento del Segura hasta los altos de la Sierra de las Banerillas

Manantial de Mata-Begid

Manantial de Mata-Begid
Fotografía que muestra la zona de descarga del acuífero de Sierra Mágina hacia el sur, en el denominado manantial de Mata-Bejid.
Detalle de la surgencia de Mata-Bejid, con un caudal constante durante todo el año.
Al sur de del Parque Natural de Sierra Mágina aparece el manantial de Mata Begid, como principal surgencia natural que drena el acuífero de Sierra Mágina hacia el sur y cuyo nivel piezométrico está controlado en esta zona por este manantial, a una co
ta de unos 1020 m. Este acuífero está formado por calizas y dolomías del Lías, de las Unidades Intermedias. El sustrato impermeable del acuífero corresponde a materiales arcillosos y terciarios que se apoyan sobre el Triásico, que puede llegar a ser
Se toma la carretera A-324 en direccion hacia Huelma, una vez pasado el pueblo de Cambil, a unos 5 kilómetros se encuentra la zona recreativa del manantial de Mata Begid, a pocos metros de la propia carretera

Manantial de la Fuenmayor

Manantial de la Fuenmayor
Panorámica del acuífero del Almadén en contacto con los materiales margosos de la Depresión del Guadalquivir.
Detalle de surgencia de la Fuenmayor, con un importante caudal a lo largo de todo el año, y del área recreativa realizada en el entorno.
Dentro del Parque Natural de Sierra Mágina aparece el manantial de Fuenmayor. Esta surgencia natural está drenando el sector septentrional del acuífero del Almadén, cuyo nivel piezométrico está controlado por la surgencia de este manantial a una cota
de unos 1200 m. Este acuífero está formado por calizas y dolomías del Lías, de las Unidades Intermedias, cuyos límites impermeables corresponden a materiales margosos miocenos de la Depresión del Guadalquivir y margas cretácicas prebéticas. Esta zon
a presenta un enorme interés hidrogeológico, didáctico y turístico. Desde este último punto de vista, es de destacar que el área aparece acondicionada para el recreo.
Desde la zona norte del Parque Natural de Sierra Mágina, saliendo desde Torres, se toma la carretera JV-3221 hasta llegar a la zona del manantial del Chorrillo Alto, en donde se toma un camino que va hacia el sur adentrándose en el Parque y a unos 4
km. (unos 7 km del pueblo) nos encontramos el área recreativa de Fuenmayor. El acceso se puede hacer con turismos.

Los Órganos de Despeñaperros

Los Órganos de Despeñaperros
Parque Natural Despeñaperros Y Monumento Natural Los Órganos
Panorámica hacia el norte desde el mirador de la carretera nacional IV.
Detalle de los órganos con los estratos de cuarcita sobresaliento en posición prácticamente vertical.
Conjunto de estratos verticales de cuarcitas del Ordovícico de potencia considerable (casi 500 metros) entre los que localmente se intercalan pizarras. Constituyen la formación más destacada de una serie estratigráfica de edad Ordovícico que se sitú
a discordantemente sobre una alternancia de grauvacas y pizarras del Precámbrico. El relieve denominado Los Órganos constituye el bloque meridional de una falla en el que los estratos se encuentran en posición vertical. En su borde meridional está li
mitado, a su vez, por otra falla que se ha denominado falla frontal de Despeñaperros o falla de Los Órganos. La erosión diferencial de las cuarcitas y las pizarras, unida a la disposición vertical de los estratos y la resistencia a la erosión de las
cuarcitas, proporciona un paisaje de fuertes contrastes, laderas muy pronunciadas y muy accidentado, en el que los sobresalientes estratos de cuarcitas recuerdan las trompas de los órganos de las catedrales.
Por la autovía de Andalucía N-IV (E-05) en el término municipal de Santa Elena, sentido Cádiz, en el punto kilométrico 48.5, antes de acceder al tunel existente en las inmediaciones, se dispone de un mirador para poder contemplar la bella panorámica
al otro lado (occidental) del barranco por el que discurre el río Despeñaperros en sus primeros tramos de cabecera. A partir del kilómetro 4 de la carretera a Aldeaquemada, J-6110, sale un carril por el que se puede acceder a distintos puntos del pun

Serie Triásica de Vilches-Jarabancil

Serie Triásica de Vilches-Jarabancil
Vista panorámica del cerro Jarabancil desde Vilches.
Cerro Donceles, al sur de Arquillos. Arcillitas y areniscas del Triásico Superior y en la parte más alta del cerro dolomías del Jurásico Inferior.
Destacan las arcillitas y areniscas de colores rojos del Triásico Superior. Sobre estas facies se disponen en la parte más alta del cerro Jarabancil las dolomías del Jurásico Inferior. Estas dolomías, por su mayor resistencia han protegido de la ero
sión a las capas más blandas triásicas fundamentalmente arcillosas. De este modo el Cerro Jarabancil con un desnivel de más de 220 m respecto a su base constituye un buen ejemplo de cerro testigo. Al este y sureste se observa el embalse del Guadalén
y la localidad de Arquillos. Todos estos materiales mesozoicos fundamentalmente del Triásico corresponden a la cobertera tabular de la meseta que se dispone horizontalmente y discordantemente sobre las pizarras y cuarcitas paleozoicas de la Zona Cen
tro Ibérica del Macizo Ibérico, cuyos relieves alomados típicos destacan al norte en Sierra Morena.
Carretera A-301 a Vilches desde La Carolina en la N-IV. Se asciende hasta la iglesia de la Virgen del Castillo en la parte más alta del pueblo

Karst de Sierra Mágina

Karst de Sierra Mágina
Vista general de una dolina , en este caso ocupada por nieve, en Sierra Mágina
Panorámica de Sierra Mágina con las formas kársticas rellenas de nieve lo que acentúa el desarrollo del proceso de disolución.
El afloramiento del macizo de Mágina constituye un enclave carbonatado de singular interés geomorfológico, debido a su altitud de más de 2000 metros, que nos permite contemplar un karst supraforestal, con mezcla de procesos kársticos y periglaciares.
Los materiales que conforman este afloramiento son básicamente calizas y dolomías de edad Triásico superior-Lías inferior del Subbético Externo de las Zonas Externas de la Cordillera Bética. Desde el punto de vista geomorfológico, se trata de karst
muy desarrollado que debe su originalidad de formas a la actuación conjunta de procesos de disolución y periglaciares, apareciendo formas exokársticas destructivas mayores, principalmente dolinas, clasificadas como estructurales, litológicas y climát
icas, que constituyen el rasgo esencial del karst, además de formas menores, básicamente un espectacular lapiaz. Las principales zonas de desarrollo se localizan en el área desde el Pico Mágina siguiendo la cuerda del Cerro de Mágina hacia el Pico Si
Por la zona sur del Parque Natural de Sierra Mágina: desde la carretera A-324, entre los pueblos de Cambil y Huelma a la altura de Mata Bejid, sale un camino que sube hacia la sierra, accesible sólo con vehículos todo terreno. Este camino atraviesa e
l P.N. de Sierra Mágina de sur a norte y llega hasta Torres, pasando por el Cortijo en ruinas de los Prados. Desde el cortijo sale un camino para acceder a pie hacia el pico Mágina. Por la zona norte del Parque: desde Torres coger el camino de tierra
comentado anteriormente, para continuar a pie desde las ruinas del cortijo de los Prados.

Cascada de la Cimbarra

Cascada de la Cimbarra
Vista aérea de la Cascada de Cimbarra
Ripples de corriente (asimétricos) en el techo de un nivel de cuarcitas
El río Guarrizas se encaja en las cuarcitas armoricanas (Ordovícico) que forman una suave estructura anticlinal limitada por una falla en su borde meridional, a favor de la cual se ha originado un llamativo salto de agua. La sección del barranco perm
ite ver el pliegue en las cuarcitas en la margen occidental del río, a la vez que en su margen oriental la superficie topográfica es una superficie estructural que coincide con el techo de algunos bancos de cuarcitas. En estas superficies aparecen ma
gníficos ejemplos de ripples de corrientes, a partir de los cuales se puede deducir la dirección de las corrientes (oleaje en este caso) que modelaron las primitivas arenas, en medios marinos someros o litorales, a partir de las que proceden las cuar
Desde el núcleo urbano de Aldeaquemada, por el camino de La Cimbarra, que sale hacia el sur cerca de la entrada al pueblo por la carretera de Aldeaquemada (J-6110) que viene de la nacional IV (E-05), de donde sale a la altura del paso de Despeñape

Sierra de la Golondrina

Sierra de la Golondrina
Panorámica de la Sierra de la Golondrina. Se observan entre otros aspectos las morfologías en hog-back y un contacto por falla normal.
Depósitos coluviales ligados a los distintos episodios de levantamiento-erosión del escarpe.
La Sierra de la Golondrina está asociada a una estructura de un pliegue anticlinal tumbado sobre las calizas y margocalizas prebéticas alternantes, que hacen que el relieve esté controlado litológica y estructuralmente. Estos materiales cretácicos af
loran discordantes sobre los sedimentos margosos miocenos. Los estratos carbonatados se presentan en el afloramiento con fuertes buzamientos, llegando a ser incluso verticales, lo que unido al diferente grado de karstificación entre calizas y margoca
lizas, provoca la aparición de formas del relieve de tipo crestones o hog-backs bastante espectaculares. Al suroeste de la sierra hay una falla normal (N140E) que lo separa de las arcillas, margas y areniscas del Triásico. Esta falla, en la que es po
sible distinguir, en ocasiones, el escarpe con estrías espejos de falla, ha sufrido distintas fases de movimiento durante el Cuaternario. Así, asociados a estos distintos pulsos de movimiento de la falla aparecen diferentes fases de calcretas, de gra
n interés científico para deducir la evolución del clima durante el Cuaternario.
En la carretera A-401, a 1 kilómetro del cruce con la carretera A-320 en dirección Sur.

Serie volcanosedimentaria del Cerro Cabeza Montosa

Serie volcanosedimentaria del Cerro Cabeza Montosa
Cabeza Montosa: guyot del Jurásico. Las lavas submarinas (en primer término) formaban edificios volcánicos sobre los que se depositaron calizas.
Lavas almohadilladas o pillow-lavas entre las cuales se disponen sedimentos marinos pelágicos calizos de color rosado
Durante el Jurásico Medio-Superior en el Margen Continental Sudibérico existió en amplios sectores del área con sedimentación pelágica (Subbético Medio), una actividad subvolcánica submarina de composición basáltica, que dio lugar a elevaciones morfo
lógicas en el fondo marino que controlaron gran parte de la sedimentación. La estructura más característica de las efusiones volcánicas submarinas son las lavas almohadilladas o pillow-lavas. Entre las almohadillas de lava se pueden disponer sediment
os marinos pelágicos en distinta proporción lo que va a generar distintos tipos de relaciones entre los sedimentos y la roca volcánica. Las coladas de lava formaban localmente acumulaciones a modo de grandes edificios volcánicos. Sobre algunos de es
tos edificios se originaron plataformas carbonatadas someras aisladas en medio del océano de tipo guyots. La formación de guyots se produjo en un contexto geodinámico muy especial de margen continental pasivo, en el que tuvo una gran influencia la ac
tividad volcánica, que controló básicamente la distribución de las facies sedimentarias a lo largo del Jurásico Medio-Superior. Uno de los mejores ejemp`los se encuentra en el cerro de cabeza Montosa, donde sobre las rocas volcánicas submarinas se en
cuentran calizas oolíticas del Jurásico Medio (Formación Camarena)
Carretera de Úbeda a Guadahortuna (A-301), desvío por la JV-3217 hacia la Estación de ferrocarril de Huelma, al noroeste de la ual se encuentra el cerro de Cabeza Montosa.

Turbiditas calcáreas de Cabra del Santo Cristo

Turbiditas calcáreas de Cabra del Santo Cristo
Vista parcial de la sección del barranco donde se localiza el principal afloramiento. Se puede apreciar la organización cíclica de las capas.
Lecho de brecha calcárea que se acuña lateralmente. Corresponde al borde lateral del relleno de un canal submarino del Jurásico terminal.
La Formación Toril está constituida en gran parte por turbiditas calcáreas del Jurásico Superior. En la sección de Cabra del Santo Cristo afloran brechas, conglomerados y areniscas calcáreas organizadas en secuencias de relleno de canal,con una organ
ización vertical de las secuencias de estratos, estructuras sedimentarias y facies realmente espectaculares. Es posible identificar con relativa facilidad las facies propias de relleno de los canales, brechas, conglomerados y areniscas calcáreas de g
ranos grueso, las facies de margen de canal (diques o “levees”), constituidas por turbiditas de estrtificación delgada que consisten básicamente en un tren de ripples, y las facies de intercanal. Además, otras estructuras, como la laminación horizont
al, o diversos modelos de estructuras de bioturbación son muy frecuentes y fácilmente identificables.
Se accede desde Cabra del Santo Cristo por el camino que conduce al cortijo del Buitre y al vértice del mismo nombre, que sale de la parte alta del pueblo, junto a una fuente que alimenta un antiguo pilar-abrevadero. Una vez en el camino, y tras pasa
r una fractura que afecta a calizas jurásicas se desciende al barranco que discurre en paralelo al camino. En él se tiene una sección espectacular de las turbiditas calcáreas de la Fm Toril de edad Tithónico superior – Berriasiense inferior, en este

Fuente de la Corregidora

Fuente de la Corregidora
Panorámica del paraje con el contacto entre las areniscas bioclásticas del Messiniense y las margas grises azuladas del Tortoniense.
Formas de meteorización muy características de las areniscas bioclásticas del Messiniense ligadas a la erosión diferencial.
La Fuente de la Corregidora se encuentra en el Conjunto Autóctono de la Cuenca del Guadalquivir, en el contacto entre las areniscas bioclásticas del Messiniense que se superponen a margas grises o azules del Tortoniense. Las areniscas del Messiniense
constituyen un acuífero libre que recibe recarga desde arriba por infiltración superficial. Por el contrario las margas del Tortoniense, inmediatamente por debajo, funcionan hidrogeológicamente como un acuicludo. En estas areniscas que dan un escarp
e de unos 20 m de alto se encuentran estructuras de deformación sinsedimentaria (principalmente estructuras de escape de agua) y se han originado formas de meteorización muy características ligadas a la erosión diferencial provocada por las distintas
En la carretera de Sabiote a Torreperogil (JV-6011), a 1 km de Sabiote, a la izquierda, se toma una pista sin asfaltar y a unos 200 m se encuentra la Fuente de la Corregidora

Icnitas de vertebrados de Santisteban del Puerto

Icnitas de vertebrados de Santisteban del Puerto
Detalle de las icnitas
Detalle del techo del nivel de areniscas donde se encuentran las icnitas
El nivel donde aparecen las icnitas se sitúa a unos 50-60 m por encima del muro de una unidad litoestratigráfica constituida por areniscas y limos del Triásico de la Cobertera Tabular de la Meseta. Son unas 20 huellas de organismos tridáctilos, de 29
a 40 cm de ancho y de 22 a 36 cm de largo. Los dedos tienen anchuras medias de 7cm y destaca el hecho de que el central es más corto que los otros dos. Se disponen los tres dedos paralelamente y hay indicios de uñas. Las marcas son de mayor profundi
dad en su parte delantera. Se estima que pueden ser icnitas correspondientes a un marsupial.
Carretera de Linares-Navas de San Juan a Santisteban del Puerto, algunos metros después del kilómetro 44.

Picos del Guadiana Menor

Picos del Guadiana Menor
Vista panorámica de los Picos del Guadiana desde el sur
Detalle de las crestas generadas por los estratos verticales
Los Picos del Guadiana son unos relieves litológicos y estructurales. Los materiales que dan el fuerte relieve son unos potentes niveles de calizas de algas, calizas bioclásticas y areniscas calcáreas del Serravalliense, que contrastan litológicament
e con las margas-arcillosas en las que se encuentran embebidos. Desde el punto de vista estructural, estos materiales se disponen verticales. Desde un punto de vista genético constituyen un olistolito de la Unidad Olistostrómica del Guadiana Menor.
Se accede por la carretera que discurre paralela al río Guadiana Menor, que va desde Huesa hacia Pozo Alcón. El paraje de los Picos del Guadiana se encuentra a 6 km de Huesa, tomando una dirección hacia Pozo Alcón.

Badlands del Guadiana Menor

Badlands del Guadiana Menor
Panorámica en la que se muestra el paisaje árido del entorno del Guadiana Menor con las típicas morfologías erosivas.
Ejemplo del paisaje erosivo en la cuenca del Guadiana Menor, concretamente en el entorno de Hinojares
Detalle del paisaje intensamente acarcavado en las afueras del pueblo de Hinojares
El área al norte del Guadiana Menor, entre Hinojares y Cabra del Santo Cristo, forma parte de una de las zonas más desérticas de la provincia de Jaén, en donde se suman a la escasez de precipitaciones, una alta erosionabilidad litológica y el proceso
acelerado de erosión natural debido a la fase de adaptación de los cauces fluviales al cambio de nivel de base ocurrido durante el Cuaternario en la Depresión de Guadix-Baza. Todas estas circunstancias dan lugar a un paisaje acarcavado y altamente d
egradado que recibe el nombre de bad-land, de enorme belleza e interés geomorfológico. El área descrita corresponde a una gran extensión de terreno de la zona sureste de la provincia de Jaén, de la cual vamos a destacar el entorno del Cortijo Cherrín
, en cuyas inmediaciones, además, aparece un ejemplo magnífico de estructuras de deformación. Estas estructuras de deformación de escala métrica se encuentran en depósitos turbidíticos de edad Mioceno superior (Tortoniense), y se producen por la licu
efacción del sedimento debido a la sedimentación brusca de corrientes de turbidez. En concreto, se trata de estructuras de carga almohadilladas con morfología asimétrica, cuya vergencia indica el sentido de movimiento de la corriente de turbidez.
Siguiendo la carretera A-315, desde Pozo Alcón dirección a Quesada, se van cortando los afloramientos de bad-lands en el entorno del río Guadiana Menor, en la parte norte del PIG. Por la zona sur, desde Villanueva de las Torres (Granada) sale una car
retera local (NE-13) que accede por el este a Cortijo Nuevo y Cherrín y por el oeste hacia Cabra del Santo Cristo

Calizas de esponjas del camino del Chorro

Calizas de esponjas del camino del Chorro
Montículos de esponjas. Su morfología probablemente corresponde a la morfología deposicional
Detalle de la esponjas
En la parte más occidental de la sierra de Cazorla, escamas tectónicas de Cazorla y del Chorro, el Oxfordiense está representado además de por calizas nodulosas y ritmitas margoso-calcáreas, por bioconstrucciones de esponjas y estromatolitos, algunas
de las cuales conservan perfectamente la morfología deposicional, dando relieves a modo de montículos ("mounds") constituidos por esponjas y, mayoritariamente, por estromatolitos. Los espongiarios, esponjas silíceas epigenizadas a calcita, aparecen
sobre todo en la parte baja del biohermo, al principio desorganizadas y fragmentadas y después adaptadas a distintas superficies. Los estromatolitos constituyen por el contrario la mayor parte del cuerpo bioconstruido, y comienzan siendo planares par
a pasar posteriormente a formas columnares centrimétricas ue en su conjunto dan cúpulas de cai medio metro de diámetro. Algunos de estas morfologías deposicionales se pueden observar en el talud del camino que desde Cazorla conduce al Chorro, donde s
e sitúa este punto de interés geológico. Estos depósitos culminan la secuencia deposicional del Oxfordiense en la sierra de Cazorla, que es una secuencia de profundización, en respuesta a la transgresión oxfordiense que provocó la desaparición de la
plataforma del Lïas-Dogger, cuyos depósitos están coronados por un "hardground" sobre el que se dispone la secuencia Oxfordiense. A esta secuencia, a su vez, se le superpone otra de edad Kimmeridgiense inferior con la que de nuevo se inicia na somer
ización que va a culminar el ciclo jurásico.
Se puede acceder desde la localidad de Cazorla o desde la de Quesada. Desde Cazorla se accede por La Iruela, desde donde sale un camino hacia la ermita de la Virgen de la Cabeza y continúa hacia el Chorro y, posteriormente, hacia el Nacimiento del Gu
adalquivir. Desde Quesada: antes de llegar a esta localidad procedentes de Peal de Becerro sale un camino en dirección al cortijo de Santa Cruz que se adentra en la sierra y se une al anterior a los pies de cerro Gilillo.

Abanico de capas en Hinojares

Abanico de capas en Hinojares
Vista de conjunto del abanico de capas.
Detalle de la parte más proximal del abanico, con los mayores buzamientos.
En el Arroyo Turrillas aflora una potente unidad de conglomerados, limos, y arcillas con carbonatos de origen continental, que forman un espectacular abanico de capas. Este conjunto de capas configura una discordancia angular con solapamiento expansi
vo sobre materiales de edad triásica. Se trata de un ejemplo magnífico del relleno de un abanico aluvial, alimentado por los relieves prebéticos situados inmediatamente al norte.
Carretera C-323 de Pozo Alcón a Quesada, punto kilométrico 60; en el extremo occidental del puente sobre el arroyo Turrillas.

Sima LC-15 LC-28

Sima LC-15 LC-28
Entrada a la Sima LC-15
Interior del Sistema LC-15 LC-28
El complejo formado por la unión de estas dos cavidades, se localiza en la Loma de Cagasebo, a una altitud de unos 1890 m.; dentro del Parque Natural de Cazorla. El descubrimiento de esta cavidad se realiza durante las campañas de exploración que el
Club Universitario de Montaña de Valencia lleva realizando en esta zona desde el año 1987. Una sucesión de pozos intercalados con algunos pasos estrechos, cuyos exploradores tuvieron previamente que desobstruir, dan paso a un rosario de nuevas verti
cales, acompañadas por un pequeño curso de agua.
Desde Pozo Alcón a Hinojares, se toma el carril que asciende hasta la Sierra del Pozo

Nacimiento del Guadalquivir

Nacimiento del Guadalquivir
Detalle del sector del manantial canalizado hacia el río.
Calizas jurasicas del entorno del nacimiento del Guadalquivir.
Se trata de un conjunto de surgencias kársticas, entre las que destaca la localizada en una pared vertical de un cañon fluvial excavado en calizas jurasicas. Esta última es la que se considera históricamente como “Nacimiento del río Guadalquivir”. No
obstante el río es alimentado por todos los arroyos y nacimientos que se ubican algo más arriba en la denominada "Cañada de las Fuentes".
Desde la población de Cazorla se toma la carretera comarcal A-319 que se dirige a la Sierra de Cazorla, hasta el Km 12,500. En este punto se toma un desvío a la derecha por la pista asfaltada JV-7107 hacia el Puente de las Herrerías, y a partir de aq
uí continúa la pista sin asfaltar. En el Km 20,5 aproximadamente se encuentra el Nacimiento del Guadalquivir, y en el km 21 se localiza la Cañada de las Fuentes. Tanto el lugar como el acceso descrito se encuentran debidamente indicados en diversos p

Carbonatos del sector de Cabañas

Carbonatos del sector de Cabañas
Facies de micritas con grietas de desecación de ambientes supramareales.
areniscas con estratificación cruzada de facies de canales mareales.
La sección estratigráfica de Cabañas es una referencia obligada del tránsito Jurásico a Cretácico en la Zona Prebética. Los materiales que afloran son esencialmente carbonatos, en los que destacan los niveles mareales con marcada ciclicidad y magnífi
cos ejemplos de superficies con grietas de desecación. También se observan facies arrecifales, niveles de acumulación de oolitos ferruginosos, y calizas con espectaculares estructuras sedimentarias ocasionadas por corrientes de tracción. Además de la
propia sección, en la panorámica se contiene un ejemplo de discordancia angular entre los materiales del Jurásico y diversos términos cretácicos de elevado interés paleogeográfico.
Desde la población de Cazorla se toma la carretera comarcal A-319 que se dirige a la Sierra de Cazorla, hasta el Km 12,500. En este punto se toma un desvío a la derecha por la pista JV-7107 hacia el Nacimiento del Guadalquivir. Desde aquí se toma un
desvío a la izquierda que conduce a la pista forestal de Pozo Alcón. La sección estratigráfica se encuentra en los márgenes de esta pista, en los dos últimos kilómetros de ascenso al puerto denominado Puerto Llano, situado al pie del vértice Cabañas.

Travertinos y cascada de Chorrogil

Travertinos y cascada de Chorrogil
Vista panorámica del travertino y su entorno de calizas jurasicas.
Detalle del travertino con la cascada de Chorrogil activa.
Se trata de un travertino de dimensiones decamétricas, situado en la vertiente occidental del relieve de La Morra (1527 m). Es un travertino de gran belleza, desarrollado a partir de un salto de agua natural, que salva actualmente un desnivel de unos
60 metros en el curso del Arroyo de las Aguascebas del Chorrogil. El travertino tiene morfología alargada en la vertical, y está en la actualidad activo, con procesos de depósito de carbonato. Los materiales que afloran son esencialmente carbonatos
(calizas y dolomías) del Jurásico, que proporcionan el carbonato a las aguas para el crecimiento del travertino.
Desde Villacarrillo, en la carretera N-322, se toma la C-323 hasta Mogón, y desde esta población se toma una pista forestal que lleva al embalse de Aguascebas. Unos 100 metros antes de llegar al embalse parte una pista transitable con vehículo al pri
ncipio, y sólo a pie los últimos 200 metros, que lleva a la cascada de Chorrogil.

Cerrada de Utrero - Lanchar de Linarejos

Cerrada de Utrero - Lanchar de Linarejos
Salto de agua de la Cascada de Linarejos que desarrolla una masa travertínica con morfología de “cola de caballo” y facies de cascada.
Lanchar de Linarejos con una secuencia de lapiaces y callejones estructurales controlados por diaclasas conjugadas.
El sector de la Cerrada de Utrero-Lanchar de Linarejos se sitúa en materiales del Prebético de la Cordillera Bética. Concretamente, en la Cerrada de Utrero, el río Guadalquivir se encaja en calizas del Jurásico Superior frecuentemente dolomitizadas q
ue desarrollan formas kársticas constructivas y destructivas a diferentes escalas. El estrecho valle fluvio-kárstico fue labrado durante el cuaternario a lo largo del eje de un sinclinal de dirección N40E. El cañon kárstico de la cerrada tiene un km
de longitud y perfil escalonado por el desarrollo de travertinos y pozas. Las paredes del valle están jalonadas por formas karsticas menores de gran belleza y espectaculares lapiaces El encajamiento del río Guadalquivir ha dejado colgado el arroyo d
e Linarejos produciendo una impresionante cascada, conocida como la Cascada de Linarejos. Este salto de agua de varias decenas de metros desarrolla una masa travertínica con morfología de “cola de caballo” y facies de cascada. El Lanchar de Linarejos
se encuentra en el flanco SE del sinclinal y presenta una secuencia de lapiaces y callejones estructurales controlados por diaclasas conjugadas.
Por la carretera A-319 que circula por el Parque Natural podemos llegar desde Cazorla hasta el Empalme del Valle, desde donde parte la carretera JF-7091 en dirección a Vadillo-Castril. Antes de llegar a Vadillo sale un sendero a la izquierda de la ca
rretera que recorre una ruta circular que pasa por la Cerrada de Utrero. El sendero desciende suavemente para pasar primero por un mirador hacia la Cascada de Linarejos. Siguiendo el sendero se llega a la Cerrada de Utrero, para subir por unas escale
ras y volver a salir a la carretera JF-7091. El Lanchar de Linarejos se situa en las proximidades de la zona de acampada de Linarejos. Para llegar desde el poblado de Vadillo-Castril se toma el antiguo camino de Castril de la Peña hasta una curva muy
pronunciada, por encima de la Cerrada de Utrero, desde donde sale la pista forestal que lleva al Campamento de Linarejos

Sinclinal de los Poyos de la Mesa (Cazorla)

Sinclinal de los Poyos de la Mesa (Cazorla)
Vista de conjunto de la estructura sinclinal, con las calizas miocenas discordantes en sombra.
Vista de la Mesa, con el mirador actual en primer término.
El cerro de los Poyos de la Mesa es un relieve invertido en el que las dolomías del Cretácico Superior y las calizas del Mioceno discordantes sobre ellas están afectadas por un pliegue sinclinal perfectamente visible desde el norte. El pliegue es más
apretado en los materiales más antiguos (dolomías cretácicas), y es más abierto en los discordantes (calizas miocenas). Ambos conjuntos litológicos afloran en la parte superior, muy escarpada, del relieve. Entre ambos existe un canchal muy desarroll
ado, que marca aproximadamente el plano axial del pliegue.
Desde la población de Cazorla se toma la caretera comarcal A-319 que se dirige a la Sierra de Cazorla, hasta Vadillo Castril. En este punto se toma un desvío a la izquierda hacia la pista forestal (sin asfaltar) que conduce a la Nava de San Pedro. A
unos 5 kilómetros se tiene una magnífica vista del sinclinal desde la propia pista forestal (puntos kilométricos 17 a 18).

Cañón del río Guadalentín

Cañón del río Guadalentín
Panorámica del cañón desde el embalse de La Bolera
Vista del cañón desde el puente de la carretera a Castril
El cañón del río Guadalentín es una forma fluvial generada por el encajamiento del río del Guadalentín en las dolomías del Cretácico superior de la Sierra del Pozo. Este río aprovecha además una fractura de dirección media N-S. En la formación de est
a morfología han intervenido por lo tanto procesos fluviales, kársticos y tectónicos.
Se accede por la carretera C-330, que desde Pozo Alcón se dirige hacia el embalse de la Bolera. El cañón puede verse desde la presa del embalse.

Karst de Pinar Negro

Karst de Pinar Negro
Vista aérea del campo de dolinas del karst del Pinar Negro
Otra perspectiva aérea del campo de dolinas del karst del Pinar Negro
En la parte oriental de la Sierra de Segura aparece un espectacular paisaje kárstico, caracterizado por la presencia de un exokarst de excepcional belleza con un inmenso campo de dolinas y uvalas, salpicado de simas, de diferente escala. Este relieve
kárstico está controlado litológica y estructuralmente, y condicionado por un clima de alta montaña, con periodos nivales que acentúan la disolución en las cavidades kársticas. En esta zona, una altiplanicie carbonatada que comprende desde los Campo
s de Hernán Perea hasta los del Pinar Negro, destacan una serie de simas, dentro de dolinas y uvalas, entre las que sobresalen la del Campo del Espino, la del Hundimiento, la del Cortijo, y principalmente la sima del Pinar Negro. La morfología de est
as cavidades, con frecuentes chimeneas de equilibrio, usos y algunas galerías subhorizontales, con un claro control estructural, refleja la importancia de la disolución en la evolución geomorfológica de las mismas, existiendo pocos ejemplos de simas
tectónicas como éstos. La sima más importante en cuanto a su desarrollo es la del Pinar Negro que constituye el sumidero de una gran dolina de 105 x 130 m. En el área que rodea la boca discurre un pequeño cauce por donde circula temporalmente un curs
o de agua que penetra en la cavidad a modo de ponor. Presenta una boca de grandes dimensiones (8 x 2 m.) que comunica con un gran pozo inicial de 10 x 16 m. que desciende hasta 104 m., donde se inicia un segundo pozo de 40 m; llegándose al fondo de l
a vía principal de la sima. Quince metros por encima del segundo pozo se encuentra la vía lateral de dimensiones más reducidas, pero que alcanza mayor profundidad, llegando hasta más de 100 m.
Desde el poblado de Vadillo-Castril se toma la pista que va hacia los Campos de Hernán Perea (que en su primer tramo está asfaltado), la pista pasa por el Collado Verde, la Nava del Espino, la Nava de San Pedro, la Nava Ciazo, el Collado de la Fuente
Bermejo y el Control de Rambla Seca, y a unos 3 km de ésta sale un camino hacia el N, la Cañada del Rincón, que llega a la zona. También se puede acceder desde Santiago de la Espada por la misma pista, atravesando los poblados de Los Ruices, Huerta
del Manco, La Matea, Los Teatinos y Don Domingo, donde termina el tramo asfaltado y comienza la pista forestal que va hasta los Campos de Hernán Perea y la zona del Pinar Negro, en este caso el itinerario comienza unos 3 km después de pasar el Refugi

Granitos de La Puerta de Segura

Granitos de La Puerta de Segura
Afloramiento de granitos en el casco urbano.
Detalle de los granitos, con formas de erosión aborregadas.
Afloramiento de granitos paleozoicos rodeado de materiales prebéticos (triásicos) con los que guarda una relación de inconformidad. Parte del pueblo está edificada sobre los granitos, que fuerzan un meandro en el río Guadalimar. Se trata de granitos
de color rosado en afloramiento, en los que se distinguen grandes cristales de cuarzo y feldespato, en general poco meteorizados. Constituyen parte de un paleorelieve recientemente exhumado tras la erosión de las arcillas y areniscas triásicas que lo
s recubren regionalmente. Se trata del afloramiento granítico de la Zona Cetroibérica del Macizo Ibérico más meridional y más adentrado en las Zonas Externas Béticas.
La carretera comarcal C-321, que parte de la carretera N-322 (Jaén-Albacete) a la altura de Puente de Génave es el acceso más directo a La Puerta de Segura. El afloramiento se encuentra dentro del casco urbano, al este de la carretera, en el cruce de
las carreteras a Orcera y a Torres, junto al puente sobre el río Guadalimar.

Nacimiento del Segura

Nacimiento del Segura
Manantial de Fuentesegura
Detalle del sector del manantial canalizado hacia el río.
Se trata de una surgencia kárstica localizada en la entrada de una cavidad circular de varios metros de diámetro. Esta surgencia se asocia al acuífero de dolomías y calizas de edad Cretácico Superior. Se localiza en las proximidades del contacto por
falla inversa entre los carbonatos del Cretácico Superior y las margas impermeables del Mioceno medio. Es una cavidad que en origen podría corresponder con una pequeña dolina, desarrollada sobre capas subhorizontales.
El nacimiento del Río Segura es
un sifón penetrable, con una longitud explorada de 354 metros y un desnivel de 17 metros.
La exploración de esta cavidad, fue llevada a cabo por espeleobuceadores del Grupo Standard de Madrid, durante los años 1979 y 1980, realizando una importante
labor de desobstrucción dentro del sifón. (G.E. STANDARD, 1980) La surgencia se localiza en el fondo de un valle ciego en las estribaciones de la Sierra de Segura próximo a la población de Pontones. Se trata de una galería inundada en la que se loca
lizan tres burbujas de aire a unos 100, 160 y 255 m de la boca.
Desde la población de Santiago de la Espada, en el interior de la Sierra de Segura, se toma la carretera C-321 en dirección a Hornos de Segura, hasta la población de Pontones (Pontón Bajo). Desde esta localidad sale una pista asfaltada hacia el sur,
que lleva hasta el nacimiento del río Segura, a unos tres kilómetros de distancia. Es un lugar cuyos accesos están bien señalizados en todo el Parque Natural.

Serie Cretácica del sur del Yelmo

Serie Cretácica del sur del Yelmo
Facies de calizas con rudistas (requiénidos).
Alternancias de capas de calizas marinas con rudistas y niveles de paleosuelos.
La sección estratigráfica del Yelmo Sur constituye un ejemplo magnífico de los materiales del Aptiense-Albiense del Prebético. El Aptiense está representado esencialmente por calizas, de facies que varían entre lacustres/palustres (carbonosas) y de p
lataforma somera, tanto protegida (lagoon), como abierta (arrecife de coral). El Albiense está constituido por una alternancia de carbonatos (calizas y dolomías) y terrígenos (margas, arcillas y arenas), de ambientes litorales a marinos poco profundo
s. Las facies representadas son muy ricas y variadas, en determinados niveles con una ciclicidad muy bien desarrollada. El contenido en fósiles es extraordinariamente rico, tanto en fauna marina, como corales, lamelibranquios (rudistas y ostréidos),
foraminíferos (p. ej. orbitolínidos), como también de agua dulce (algas caráceas).
La carretera comarcal C-321, que parte de la carretera N-322 (Jaén-Albacete) a la altura de Puente de Génave es el principal acceso septentrional a la Sierra de Segura. La sección estratigráfica del Yelmo Sur coincide parcialmente con una parte del t
razado de la C-321, una vez pasada la población de Hornos de Segura, en el último tramo de ascenso al puerto de montaña que limita por el sur el relieve del Yelmo. La sección continúa por la pista (asfaltada) que lleva a Río Madera, al inicio del des

Serie Jurásico - Cretácico de El Yelmo

Serie Jurásico - Cretácico de El Yelmo
Mirador de Segura de la Sierra / El Yelmo
Panorámica del Yelmo.
Panorámica de la sección de Segura de la Sierra.
Desde el mirador de Segura de la Sierra se tiene una magnífica vista panorámica del relieve de El Yelmo (su ladera septentrional), uno de los más emblemáticos de la Sierra de Segura. Este relieve tiene una estructura sinclinal, con una rica sucesión
de rocas sedimentarias marinas y continentales de edad Jurásico-Cretácico. Además de la sucesión vertical, existen importantes cambios laterales en la arquitectura estratigráfica, observables en la panorámica, que consisten en notables cambios de pot
encias, que culminan con el acuñamiento de formaciones. Estas características excepcionales se deben a la posición paleogeográfica en el margen de una cuenca marina (paleomargen sudibérico) durante el Mesozoico. Las observaciones en la ladera septent
rional del Yelmo se complementan, desde el mismo mirador, con la del “Corte de Segura de la Sierra”, en el que se observa una sección que abarca el Jurásico y Cretácico, y que sí es accesible por la pista forestal asfaltada que conduce al interior d
e la sierra de Segura desde la población de Segura de la Sierra.
A la población de Segura de la Sierra se accede desde la carretera N-322 (Jaén-Albacete); a la altura de Puente de Génave se toma el desvio hacia el sur por la C-321, que pasa por la población de La Puerta de Segura. A 7 km se toma el desvío hacia S
egura por la JV-7031, pasando por Orcera. Unos 300 m antes de entrar en el casco urbano está señalizado el Mirador de Segura de la Sierra.

Serie Jurásico-Cretácico Inferior de Navalperal

Serie Jurásico-Cretácico Inferior de Navalperal
Vista panorámica de la sección estratigráfica
Detalle de algunos niveles del Aptiense superior
La potencia total de la sección es de más de 150 m. Sobre unas dolomías sacaroideas atribuidas al Jurásico inferior y medio encontramos materiales del Kimmeridgiense superior; son unas calizas con grandes gasterópodos y corales que terminan en una su
perficie erosiva con una costra de óxidos de hierro. A continuación aparecen unas calizas, localmente arenosas y margas, con diversos niveles de calcretas intercalados; estos materiales se van brechificando y dolomitizando, dando paso a unas dolomías
fétidas con abundantes restos carbonosos; todo este conjunto de materiales es de edad Hauteriviense-Barremiense. El Aptiense inferior se caracteriza por la presencia de arenas, areniscas calcáreas y calizas arenosas con laminaciones y estratificacio
nes cruzadas así como orbitolinas en diversos niveles. Los materiales del Aptiense superior tienen abundantes rudistas y orbitolinas. El Albiense está representado por unas dolomías con cantos negros y fantasmas de rudistas.
Se accede por la pista que desde Orcera va hacia Segura de la Sierra, bordeando la parte S y E del monte de Navalperal. Desde la cabecera del Arroyo de Rolamiel hasta el cerro de cota 1305.

Dolomías de la Piedra de los Agujeros

Dolomías de la Piedra de los Agujeros
Detalle del relieve ruiniforme desde la pista de Siles a Río Madera.
Panorámica del relieve con el agujero que le da nombre desde la pista de Orcera a Segura la Sierra.
Las dolomías del Cretácico superior del Prebético en la Sierra de Segura afloran extensamente, configurando buena parte de los principales relieves de la misma. En el sector de Siles existe una alineación montañosa norte-sur, cuyos principales reliev
es son Navalperal (1620 m) y Bucentaina (1395). Entre ambos se encuentra el pico denominado “Piedra de los Agujeros” (1290 m), que es un magnífico ejemplo de relieve ruiniforme en dolomías. Se trata de dolomías con estratificación subhorizontal con v
arias cuevas que atraviesan el pico, y con un relieve “dentado” muy bien desarrollado.
A la población de Siles se accede por la N-322; a la altura de Puente de Génave se toma la A-317 a La Puerta de Segura, y desde ahí la A-310. Desde Siles se toma la pista forestal asfaltada JF-7012 hacia el sur. A unos 5 km se encuentra La Fresnedil
la, punto más próximo a la Piedra de los Agujeros, y desde la que se tiene una buena panorámica. También se observa desde la pista forestal que une Orcera con Segura de la Sierra.

Aptiense de la Formación Arroyo de los Anchos

Aptiense de la Formación Arroyo de los Anchos
Niveles de areniscas y corales
Detalle de un nivel con rudistas
El Aptiense de la Fm Arroyo de los Anchos está constituido principalmente por carbonatos con un abundante contenido fosilífero. Además hay intercalaciones de margas, areniscas y arenas. La potencia total es de 93 m. Especialmente llamativos son los b
ancos con corales y los niveles de rudistas. El primero de los bancos con corales, se sitúa entre los metros 66 y 69 de la serie estratigráfica, a su base pueden encontrarse algunos niveles con pequeños requiénidos. Sobre este nivel hay calizas con a
bundantes orbitolinas y miliólidos; a techo de algunos bancos podemos encontrar grietas de desecación y rizocreciones. El segundo nivel de corales se sitúa entre los metros 109 y 116. En ambos niveles se trata de corales masivos, situados normalmente
en posición de vida. Sobre el segundo nivel de corales hay unas areniscas y arenas que tienen encima los primeros niveles de rudistas. Los mejores afloramientos de estos organismos se encuentran desde el metro 142 hasta el techo de la sección estrat
Se accede por la carretera que discurre paralela al río Madera. A la altura de la Venta de Rampías hay un camino que se dirige hacia el NE y que llega a la cortijada de los Anchos, situada a unos 5 km de la Venta de Rampías.

Travertinos de la Toba

Travertinos de la Toba
Travertino de La Toba, al pie de la sucesión cretácica sobre la que se ha desarrollado.
Detalle de la masa travertínica.
Se trata de un travertino de dimensiones hectométricas, situado en la vertiente meridional del valle del río Segura, en un sector muy encajado entre el Puntal de las Buitreras (1680 m) y el Calar del Pino (1567 m). El travertino, adosado a la escarpa
da ladera de carbonatos del Cretácico, presenta una morfología plana superior, sobre la que se asienta la pintoresca aldea de La Toba. En las paredes verticales del travertino existen varias surgencias kársticas con saltos de agua espectaculares y mo
rfologías de carbonatos de gran belleza. Estratigráficamente, las surgencias se encuentran a la base de las dolomías del Cretácico superior, que constituyen el acuífero, sobre los niveles impermeables que pertenecen al Cretácico inferior.
A la aldea de La Toba se accede desde Santiago de La Espada, en el interior de la Sierra de Segura, por la carretera comarcal que parte hacia el noreste, hacia Las Juntas de Miller y el embalse de Anchuricas. Desde el norte, se accede por la carreter
a comarcal C-321 desde La Puerta de Segura y Hornos; en el puerto de montaña al sur del Yelmo se toma el desvío hacia Río Madera. Por esta pista asfaltada se accede a la aldea de La Toba. Existe otro acceso por pista sin asfaltar desde Santiago de la
Espada, tomando la C-321 hasta la “Tiná de la Caña”, y desde ahí se toma una pista que desciende por la espectacular “Cuesta Despiernacaballos”.

Dolomías de la Presa de la Vieja

Dolomías de la Presa de la Vieja
Cresta de dolomías cretácicas con las aguas del embalse en primer término.
Presa de la Vieja, encajada en dolomías
Afloramiento de dolomías del Cretácico Superior, que forman un pequeño relieve ruiniforme, al estar en contacto con materiales margosos del Albiense (facies “utrillas”), por el este, y encajadas en un meandro del río Zumeta por el oeste. En este punt
o se encuentra una antigua presa, que confiere un especial encanto al lugar. El río Zumeta constituye el límite de la provincia de Jaén, y de Andalucía, con la provincia de Albacete en esa zona, de modo que la margen oriental de esta área pertenece y
Al embalse de La Vieja se accede desde Santiago de La Espada, en el interior de la Sierra de Segura, por la carretera comarcal que parte hacia el noreste, hacia Las Juntas de Miller. La carretera pasa junto a la presa.

Berrocal de El Piélago

Berrocal de El Piélago
Vista del encajamiento del río Guarrizas sobre el sustrato granítico
Vista general de un antiguo puente sobre el río
El río Guarrizas a su paso por el paraje del Piélago ha generado un cañón fluvial encajado sobre la formación de granitos que aflora en el contacto entre las estribaciones de Sierra Morena (Macizo Ibérico, Zona Centro Ibérica) y la depresión del Guad
alquivir. La resistencia a la erosión que presenta el granito le confiere al paisaje un aspecto agreste, desarrollándose a lo largo del cauce algunos saltos y cascadas de gran belleza.
Por la carretera A-312 que une la población de Linares y Santisteban del Puerto.

Calar del Mundo

Calar del Mundo
Superficie kárstica del entorno del Calar del Mundo
Lapiaces sobre la superficies rocosas
La sierra del Calar del Mundo representa un relieve carbonatado sobre el que se ha desarrollo un paisaje kárstico que se caracteriza por la variedad de formas kársticas superificiales. Entre ellas destacar la presencia de dolinas, que hacia la parte
alta de la sierra tienen mayores dimensiones, uvalas (producto de la unión de dos dolinas) y algunos pequeños poljes. Desde el punto de vista estructural la sierra del Calar del Mundo contituye un macropliegue de unos 23 km de largo y 5-6 km de ancho
con estructura de sinclinorio, extendiéndose fuera de los límites del Parque Natural, hacia las provincia de Albacete, concretamente a Riopar donde se localiza el nacimiento del río Mundo, muy conocido por su espectacularidad.
Por una pista que sale del pueblo de Siles a lo largo de unos 12 km.

Manantiales El Gargantón

Manantiales El Gargantón
Relieves calizos karstificados de "Frailes y Monjas"
Salto de agua en la subida al Gargantón
El valle del Gargatón constituye un valle fluviokárstico de paredes escarpadas y cumbre con ejemplos de “frailes y monjas” sobre dolomías que representan unas formas kársticas muy significativas que ponen de manifiesto el estado maduro del karst de S
ierra Mágina. En el barranco se sitúa el nacimiento del río Gargantón, ubicado en el contacto entre dichas formaciones carbonáticas del Jurásico y los materiales arcillosos del Trías situados a la base. El manantial de agua muy puras y de caudal abun
Por un camino transitable en coche que parte del pueblo de Belmez. Su trayecto es de unos 3 km.

Polje de la Cañada de la Cruz

Polje de la Cañada de la Cruz
Panorámica del polje de la Cruz
Dolina de fondo plano cubierto
Ejemplo de polje tectónico desarrollado en la planicie kársticas de Pinar Negro. El polje constituyó una cuenca endorreica (sin salida al mar), delimitada por fallas normales que posteriormente ha sido capturada por erosión remontante por el río Segu
ra, convirtiéndose en una cuenca exorreica (con salida al mar). Presenta una morfología alarga llegando a superar los 6 km. En el entorno otras de las formas kársticas muy abundantes son las dolinas que se concentran formando el campo de dolinas de P
Por la pista forestal que parte de la Fuente de Segura, a unos 4 km.

Plutón del Santuario de la Virgen de la Cabeza

Plutón del Santuario de la Virgen de la Cabeza
Santuario situado sobre la roca granítica
Plutón formado por rocas graníticas del Carbonífero. Pertenece a la Zona de Ossa Morena del Macizo Ibérico. La erosión de este tipo de roca ha dado lugar a un modelado de morfología suave que se denomina berrocal.
Por la carretera JV-5010 de Andújar hacia el santuario.

Olistolito del Cerro de las Cumbres

Olistolito del Cerro de las Cumbres
Vista general del afloramiento
Este sector de las Cordilleras Béticas se caracteriza por la presencia de grandes masas deslizadas desde una posición más al sur sobre los materiales de la Depresión de Guadalquivir. Las masas deslizadas están compuestas por segmentos de facies triás
icas, esencialmente de facies keuper donde predominan las margas versicolores y los yesos, localmente rocas de tipo subvolcánico, retazos de dolomías laminadas y estratificadas de edad triásico superior-Jurásico inferior y ocasionalmente margas cretá
cicas. La mineralización encaja en el contacto entre materiales margoyesíferos de facies Keuper y dolomías tableadas y laminadas de edad Triásico superior-Jurásico inferior. En este sector todo el conjunto anteriormente descrito superpone a un conjun
to de margas blanco amarillentas pertenecientes a los materiales de relleno de la Depresión del Guadalquivir. La dirección de las capas en el afloramiento mayor es N90º-100ºE buzando al sur en posición invertida.
Desde Jaén hacia Andújar por la carretera A-311 hasta el pk.4 donde parte al norte el Camino de los Palos. Pasado el Centro de Eliminación de Residuos tomar el primer camino al norte que conduce hasta el Cortijo de Marrache. Pasado el Cortijo y sigui
endo al norte 1Km al este del camino esta el cerro de las Cumbres donde al pie están las labores.