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Información
Inventario Andaluz de Georrecursos. Provincia de Málaga.
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

Malaga

Peridotitas de Los Reales-Sierra Bermeja

Superficie
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Peridotitas de Los Reales-Sierra Bermeja
Paraje Natural Los Reales de Sierra Bermeja
Vista general de las perodotitas de Sierra Bermeja
Afloramineto de las peridotitas de Los Reales-Sierra Bermeja, en la proximidades del Puerto de Peñas Blancas.
Lherzolitas con plagioclasa en la Sierra de las Apretaderas
Localidad representativa del conjunto de macizos ultramáficos de la Serrania de Ronda, incluida en el macizo conocido como "peridotita de Ronda" y como "ultrabásico de Ronda". El interés de este macizo peridotítico es que representa una porción del m
anto litosférico subcontinental y que, con extensión de algo más de 300 kilómetros cuadrados, constituye uno de los afloramientos del manto terrestre de mayor envergadura en nuestro planeta. El espesor se ha estimado de unos 4,5 km y su emplazamiento
se produjo durante la orogenia alpina. Petrológicamente el macizo se compone de cuatro facies: a) lherzolitas con granate; b) lherzolitas con espinela; c) lherzolitas con plagioclasa y d) serpentinas de origen interno. En general se trata de un r
elieve áspero, abrupto y pesado, que genera uno de los mayores desniveles de la costa andaluza al alzarse casi 1.500 m en solo 8 km de distancia desde el nivel del mar, lo cual posibilita el desarrollo generalizado de fuertes pendientes que superan e
n numerosas ocasiones el 50%. .Además de su agreste orografía, el modelado está dominado por las formas elaboradas por la erosión química e hídrica. Desde el punto de vista químico, lo primero que destaca en el paisaje es el color pardo-rojizo de las
rocas y el suelo que varia en función de las facies anteriormente descritas. El macizo peridotítico presenta un grado generalizado de serpentinización que en algunos casos ha transformado por completo la peridotita. La roja costra de serpentina gene
rada por la peridotita alterada está cargada de oxido de hierro y recubre el verde original de la roca de forma continuada por todo el afloramiento, ya que la peridotita es fácilmente alterable por los agentes atmosféricos. Por su parte, el sistema f
luvial debido a la homogeneidad litológica está condicionado por el sistema de pendientes. La red fluvial que drena este macizo es densa, como corresponde a rocas de baja permeabilidad, y posee numerosos tramos rectilíneos quebrados por bruscos codos
. Esto se debe a que la red hidrográfica ha aprovechado para instalarse líneas débiles del sistema de diaclasas y fallas, y en algunos casos el límite entre facies, tal y como ocurre con el río Guadalmansa. Por otro lado, las fuertes pendientes y los
frecuentes cortes y quebrados que caracterizan la orografía del afloramiento peridotítico propician una espectacular red de cascadas y saltos de agua que se activan en los meses más lluviosos. Las diaclasas y fisuras de estas rocas en general pueden
almacenar pequeños volúmenes de agua retenidos por la presencia de zonas impermeables (acuíferos colgados) que rezuma por modestos manantiales. El agua, libre de cal, está enriquecida en magnesia y hierro. De la conjunción de esta especial litología
, de la alteración química, de las características tectonometamórficas y del fuerte encajamiento de la red hidrográfica, obtenemos las claves generales del actual relieve de Sierra Bermeja, un relieve de color rojizo caracterizado por dos grandes dom
os topográficos en los extremos (Los Reales y Sierra del Real), una línea de cumbres isoaltitudinales en torno a los 1.100 metros en la parte occidental y tres grandes y altas cumbres piramidales en la zona Noreste (Palmitera, Abanto y Cerro del Duqu
e). El conjunto se completa con una serie de grandes espigones paralelos entre sí que bajan perpendicularmente con altitudes decrecientes desde la línea de cumbres hasta la costa. Los suaves perfiles y cerros levemente redondeados en torno a los 1.10
0 metros contrastan bruscamente con la festoneada cresta de los Reales o las cumbres de perfil más agudo, como el Cerro Abanto o la Sierra de la Palmitera.
Carretera local al vértice de los Reales

Sima Peñon de El Berrueco

Sima Peñon de El Berrueco
Descenso de pozos en el Complejo del Peñón del Berrueco
Afloramiento montañoso subcircular de algo más de 1 km2, 900 m de altitud y unos 200 m de desnivel sobre su entorno meridional. Geológicamente está constituido por materiales carbonatados (dolomías, calizas y margas) del Jurásico y Cretácico de la zo
na Penibética o Subbético interno que afloran, en ventana tectónica, bajo los materiales del Flysch del Campo de Gibraltar.El desmantelamiento fluvial de esta cobertera arcillo-areniscosa, durante el Cuaternario, ha dejado al descubierto el karst del
Berrueco, con una gran variedad de fenómenos endokársticos escalonados topográficamente. En su interior se conservan depósitos aluviales de antiguos ríos subterráneos, que nos cuentan la historia de su evolución cuaternaria.

Garganta de Buitreras

Garganta de Buitreras
Parque Natural Los Alcornocales y Parque Natural Sierra de Grazalema
Calizas jurásicas, en la zona más angosta
Calizas jurásicas y "capas rojas", zona sifón Buitreras
El cañón en la zona que transcurre por las "capas rojas"
Cañón fluvio-kárstico en el río Guadiaro , con marcado control estructural condicionado por una charnela de anticlinal asimétrico (conocido como anticlinal del cerro del Panderón), de dirección N-S. Además del fuerte encajamiento del río Guadiaro y
de sus afluentes en este sector, aparecen pozas, cascadas, surgencias en lecho, marmitas de gigante, etc. Se pueden observar las calizas jurásicas y, sobre ellas, las "capas rojas" (Cretácico superior - Eoceno), compuestas por margocalizas y margas
blancas y rojas. En estos últimos materiales, de estructura compleja, se observan numerosos pliegues irregulares disimétricos. Se pone de manifiesto una laguna estratigráfica que abarca todo el Cretácico inferior. La parte más espectacular, conocida
como "La Grieta", presenta paredes, sobre las calizas jurásicas, de hasta 200 metros de altura y de muy escasa anchura en algunos puntos (unos pocos metros), durante cerca de 1,5 km. A la salida de este espectacular encajamiento, aguas abajo, el r
ío se infiltra y desaparece, para ir ganando en anchura. Reaparece 500 metros aguas abajo a través de la surgencia kárstica de tipo "vauclusiano" denominada Sifón de Buitreras.
Desde Estación de Gaucín, camino asfaltada hasta la Central Eléctrica de Buitreras. Se pasa la valla de entrada a pie y se toma un sendero a media ladera.

Polje de los Llanos de Líbar

Polje de los Llanos de Líbar
Vista generaln del polje de los Llanos de líbar. A la izqda la Sª del Palo y a la dcha la Sº de Líbar
Lapiaz sobre relieve residual. Al fondo una vista de la Sª del Palo
Vista parcial del polje, donde se incluyen el cortijo de Líbar y la Sª del Palo
Es el polje más importante de la Sierra de Líbar, con una longitud de unos 4,5 km y una anchura máxima de 1,5 km. En su mayor extensión, corresponde a una semifosa tectónica situada en un sinclinal disimétrico, a su vez localizado en el seno de un
pliegue mayor (anticlinal) en cofre. Se encuentra drenado por un pequeño curso de agua que se pierde a través de varias simas. Las paredes del polje están constituidas por calizas jurásicas, mientras que en el fondo se conservan margocalizas cretácic
as. Lapiaces, hums y ponors son otras morfologías destacadas presentes. Los ponors presentan un importante desarrollo vertical y aparecen a favor del contacto de las margocalizas cretácicas del polje y las calizas jurásicas de sus paredes. A un par d
e kilómetros al NE de este polje, se encuentra el denominado polje del Pozuelo, de dimensiones más reducidas, en continuación estructural.
Desde Montejaque, camino hacia el Cortijo de Líbar

Sima Karst

Sima Karst
Vista aérea
La cavidad se abre a favor de una estrecha fractura vertical abierta al exterior a través de un pequeño orificio que se encontraba completamente obstruido por piedras. Un primer pozo de cinco metros nos sitúa en el fondo de una pequeña diaclasa que s
e ensancha en el fondo . Desde aquí accedemos a un resalte que nos sitúa en una fractura perpendicular y de mayores dimensiones. Al lado derecho la fractura desciende unos metros hasta taponarse por un caos de bloques Al frente, un estrecho paso ver
tical nos permite descender unos cinco metros en oposición hasta que el ensanchamiento de las paredes nos obliga a instalar una cuerda para descender los últimos ocho metros. Al lado opuesto del descenso, la diaclasa gana dimensiones y desciende unos
metros hasta conectar con un estrecho meandro impenetrable. Volviendo a la base del pozo y siguiendo el sentido opuesto de la diaclasa la sima continua a través de un laminador de unos 40 cm de altura con un molesto charco de agua. Superado este pas
o accedemos a una nueva fractura vertical reexcavada por el agua que tras un resalte se desfonda en un pozo de siete metros (Pozo de la cuña) . En la cabe cera del pozo se abre una estrecha ventana impenetrable que funciona como aporte y que como se
comprobó conecta con la vía abandonada anteriormente. Desde la base del pozo se accede a un meandro descendente que se va estrechando y recubriendo de formaciones hasta convertirse en un estrecho túnel abierto artificialmente, de unos tres metros de
longitud y apenas 40 cm. de sección. Superado este paso se abre un nuevo pozo de 15 metros,(Pozo del generador) que nos deja en la base de una pequeña sala con un aporte en el techo. Al frente se abre un nuevo paso forzado artificialmente que nos si
túa en la cabecera de una vertical de nueve metros. En el fondo, y esquivando un gran charco de agua deberemos de penetrar por un estrecho paso entre formaciones para acceder a una nueva serie de verticales formadas por tres resaltes consecutivos de
8, 7 y 15 metros fraccionados en dos grandes repisas. Estos pozos se abren a favor de una única fractura vertical fuertemente reexcavada por el agua con paredes muy lisas y secciones ojivales.
Desde Montejaque hasta Los Hoyos de Cortes por el carril que accede al Polje de Líbar

Hoyo de Cortes

Hoyo de Cortes
Descenso de la Sima del Hoyo de Cortes
El Hoyo de Cortes tiene una profundidad cercana a los 80 metros. Se trata de dos pozos de 40 metros unidos sin que existan galerías significativas conocidas. El primer pozo se desciende sin contacto con las paredes. Debido a su amplitud la luz entra
generosamente hasta el fondo, dando lugar a la formación de cobertura vegetal en las paredes hasta una gran profundidad. El fondo está cubierto de bloques de piedra que se escalonan de forma un tanto inestable en una rampa que lleva a la boca del seg
undo pozo.
La segunda vertical se desciende en principio junto a la pared para quedar lejos de ella al final. Se trata de una ámplia sala cuya base tiene un diámetro importante. La oscuridad no es completa ya que se filtra algo de luz del pozo super
ior.
Las concreciones calcáreas son de gran tamaño y abundantes en ciertas zonas. El suelo está cubierto por un cono de materiales clásticos que a veces siguen cayendo de la base del pozo anterior por lo que hay que ser muy cuidadosos al moverse si
Por la carretera local que parte de Cortes de la Frontera dirección Ronda

Sima del Flaco

Sima del Flaco
Vista aérea
La cavidad se abre al exterior a través de un pequeño pozo de sección circular situado por encima de un sumidero por el que descendemos en oposición hasta la cabecera de una vertical de 10 metros, abierta a favor de una diaclasa inclinada. La sima es
un sumidero estacionalmente activo que se desarrolla a favor de juntas de estratos sub-verticales reexcavados por el agua. En el fondo se abre un colector donde se unen dos nuevos aportes y en el que se produce un taponamiento por derrumbe que impid
e la continuidad. Las esperanzas de continuación se centran en la superación del tapón de bloques final o en el acceso a alguna galería colgada por encima del colector.
Desde Montejaque hasta la Fuente de Líbar por el carril que accede al Polje de Líbar

Cueva de Chapi

Cueva de Chapi
Vista aérea
La cavidad es una importante surgencia kárstica estacionalmente activa que se desarrolla en tres niveles visibles. Un nivel profundo completamente inundado, un nivel intermedio parcialmente sifonado y unos niveles superiores de circulación badosa que
es donde se desarrolla la mayor parte de la cavidad. Las galerías superiores contactan con fallas verticales que conectan con el nivel inundado . La subida de este nivel por aportes de agua de lluvia provoca la descarga del sistema . La cavidad resu
lta impenetrable en invierno al sifonarse algunos puntos de la galería principal . Las posibilidades de continuación se centran en la exploración de sifones y en la posibilidad de acceder a galerías colgadas por encima del nivel freático.
Carretera Montejaque-Cortes hasta el cruce de la Estación de Jimera, a pie remontando por el barranco hasta la la boca de la surgencia

Sima del Pozuelo (I)

Sima del Pozuelo (I)
Pozo de entrada a la Sima del Pozuelo I
La cavidad se abre a favor de una fractura abierta por la acción del agua de unos 10 metros de longitud en su radio más ancho que constituye el primer pozo de la sima. Se trata de un gran sumiderio karstico estacionalmente activo estructurado según l
a secuencia típica de la zona , es decir , pozos verticales a favor de fracturas y meandros excavados a presión, con mucha uniformidad en los estratos, sin presencia evidente de niveles primitivos, tan sólo un taponamiento por derrumbe con poca reexc
avación que ha sido el punto que ha detenido la exploración durante tantos años. La presencia de un nivel freático se hace evidente en el último meandro de la sima, sin embargo, la existencia de alguna formación en el techo del meandro y la poca fluc
tuación que experimenta el nivel del agua en épocas de carga en contra de lo que sucede el La EK-1 nos induce a pensar que pueda ser un sifón colgado sobre el nivel freático que se situaría , por equivalencia con la EK-1, a una cota superior a tresci
Pista desde Montejaque a los Llanos del Pozuelo y Cortijo del Pozuelo

Sima del Pozuelo (II)

Sima del Pozuelo (II)
El acceso a la cavidad se realiza a través de una pequeña gatera que tras un destrepe nos sitúa en una sala cubierta por un caos de bloques y desde la que parten dos vías ascendentes que conducen al exterior.Al igual que las anteriores cavidades se t
rata de un importante sumidero estacionalmente activo abierto por la acción del agua a través de una serie sucesiva de diaclasas verticales de dirección N-E que adoptan una curiosa forma de espiral en planta propiciada por la disposición enrejada de
las fracturas, dándose la existencia de dos vías paralelas. La zona profunda del sumidero esta generada por estrechos meandros donde desaparece la tectónica y se presenta la excavación forzada a través de juntas de estratos. Estando igualmente presen
tes importantes fenómenos de reconstrucción parietal que denotan un estado de poca actividad en el presente.
Pista desde Montejaque a los Llanos del Pozuelo y Cortijo del Pozuelo (200 m al NW de la Sima de Pozuelo I)

Sima de Manuel Pérez

Sima de Manuel Pérez
Vista del polje de Los Pozuelos
Coladas en la Sima de Manuel Pérez
Se trata de gran sumidero kárstico excavado a favor de una secuencia típica de fallas de dirección preferente NE-SW, en las que destaca la presencia de niveles fósiles (Sala de los Macarrones) y de grandes salas de derrumbe (Sala de Pedroche) que del
atan etapas seniles de la cavidad, seguidas de estadios recientes que han modelado la morfología actual. La estratigrafía de todo el paquete calizo es muy uniforme no evidenciándose niveles visibles de margas. Destaca La presencia de un claro nivel f
reático con una gran capacidad de carga.
Pista desde Montejaque a los Llanos del Pozuelo y Cortijo del Pozuelo

Polje del Pozuelo

Polje del Pozuelo
Vista parcial del polje del Pozuelo, con la Sª del Palo al fondo
Otra vista parcial del polje, y al fondo la Sª de Juan Diego
Polje de unos 2 km de largo y anchura máxima de unos 0,7 km, situado en prolongación estructural del Polje de los Llanos de Líbar, del que se encuentra a un par de kilómetros hacia el noreste. Su origen corresponde a una semifosa, y está ligeramente
desplazado hacia el noroeste del de Líbar por una falla de salto en dirección transversal, responsable de su escalonamiento. El polje no está drenado por ningún curso de agua. Las fuentes, que brotan de las margocalizas cretácicas situadas en su fon
do, al norte de la depresión, se pierden rápidamente, de forma difusa, en el fondo del polje, pese a la existencia de una profunda cavidad (la Sima del Pozuelo, de 170 m de profundidad).
Desde Montejaque, camino a los Llanos de Líbar

Cueva de la Pileta

Cueva de la Pileta
Una de las entradas a la Cueva de la Pileta
Pez en la Cueva de la Pileta
Descubierta por José Bullón en 1.905. Declarada en 1.924 Monumento Nacional como la estación de arte rupestre más importante del sur de España.
La longitud de sus galerías alcanza un total superior a los 2000 metros repartidos en diversas galeria
s y a varios niveles: sala de los Murciélagos, sima de las Grajas, sala de la Arcilla, el Salón del Coro, Sala del Castillo, llamada así por un conjunto estalagmítico que asemeja esta forma. En sus galerías Bajas se recoge un importante conjunto con
pinturas rupestres y bellas formaciones estalactíticas. En las llamadas Galerias Nuevas se conserva intacto el esqueleto de una mujer joven que se atribuye a época Neolítica. Los restos humanos localizados en el fondo de la Gran Sima, sin cronología
precisa pero atribuibles a un período Paleolítico, se consideran consecuencia de ritos religiosos. Los registros paleontológicos cuentan con bovidos, equidos y cervidos, entre otros. El yacimiento abarca una secuencia cultural desde el Paleolítico a
la Edad del Bronce, destacando la importancia de la pinturas rupestres paleolíticas y la ocupación como lugar de hábitat y enterramiento durante la época neolítica. Actualmente está declarada BIC con categoría de Monumento.

Polje de Benaoján

Polje de Benaoján
Vista aérea del polje de Benaoján
Vista aérea del polje y la población de Benaoján
Polje semiabierto o semipolje, abierto por el norte. En él, las aguas del arroyo Montejaque se pierden e infiltran de forma difusa, pero tras lluvias abundantes, la escorrentía excede la capacidad de infiltración y no sólo queda invadido el fondo de
la depresión, sino que un emisario temporal se derrama por encima del umbral que cierra el polje por el sur. El polje se aloja en un corredor de hundimiento entre la vertiente oriental de la Sierra de Líbar (Sierra de Juan Diego), con estructura anti
clinal (en cuyo eje de dirección NE-SO afloran las calizas jurásicas y en los flancos margocalizas del Cretácico inferior) y una falla oblicua de dirección NNE-SSO que hace surgir en semi-horst las calizas jurásicas. Recientemente, cerca del borde
nororiental, se ha encontrado industria lítica (canto tallado con factura clásica del Achelense Ibérico), atribuida al Paleolítico inferior.

Complejo Hundidero-Gato

Complejo Hundidero-Gato
Interior del Sistema Hundidero-Gato
Sala de los gours en el Sistema Hundidero-Gato
Salida de la cueva del Gato
Esta gran caverna, una de las de mayor interés espeleológico de Andalucía, es el curso subterráneo del río Guadares que se sumerge en la garganta del Hundidero para reaparecer tras 4,5 kilómetros de curso hipogeo por la boca de la Cueva del Gato. Con
ocida desde siempre por las grandes proporciones de sus dos entradas, es citada desde antiguo por viajeros ingleses. El prehistoriador francés Henri Breuil en su visita a la zona en 1.912 exploró el primer tramo de Gato en donde recogió restos de ce
rámica Neolítica y observó algunos signos en sus paredes. El auténtico lanzamiento al mundo espeleológico vino en 1.971 con la celebración del IV Campamento Nacional de Espeleología que tuvo como eje principal esta caverna.
La galería principal está
formada por el cauce subterráneo del río Gaduares, que se ha abierto paso a través del macizo de calizas jurásicas siguiendo principalmente la estructura del diaclasado y planos de estratificación. El carácter torrencial de las aguas ha dado origen
a una morfología de grandes cañones y salas que en algunos puntos alcanzan hasta 70 metros de altura.
Gato: desde Benaojan a la Estación FF.CC. Carretera a Ronda.
Hundidero: desde Benaojan hasta la pérdida del embalse del Guadares. Carretera a Montejaque

Diques anatécticos del Puerto de Peñas Blancas

Diques anatécticos del Puerto de Peñas Blancas
Paraje Natural Los Reales de Sierra Bermeja
Peridotitas (izqda) y dique de leucogranito (fondo,dcha.)
Detalle dique leucogranito
Dique (martillo) inyectado en la peridotita (arriba, oscuro)
Diques de material granitoide (leucogranitos) inyectados en fracturas del macizo peridotítico de Ronda ("Peridotita de Ronda"). En este punto se aprecian muy bien las características tanto de los leucogranitos, como de las peridotitas y la relación
entre ambos tipos de rocas. El macizo de Ronda está atravesado por numerosos diques, habitualmente subverticales, con espesores de entre unos pocos centímetros a unos 10 metros. Estos leucogranitos representan fundidos generados por la anatexia de
los metasedimentos situados bajo la peridotita. Esta anatexia está probablemente asociada a la alta temperatura de emplazamiento del cuerpo ultamáfico. El material fundido intruyó a la peridotita en forma de diques. Es también interesante observar la
serpentinización de las peridotitas, que ha podido ser favorecida por el efecto de la alteración hidrotermal asociada a los fluidos liberados por el magma leucogranítico durante su ascenso. Uno de estos leucograníticos ha sido datado por el método
Rb-Sr, obteniéndose una edad de unos 22 millones de años (Priem et al., 1979, en Acosta et al., 1997), por lo que se ha atribuido al Neógeno la formación de estos diques.

Migmatitas de Estepona

Migmatitas de Estepona
Loma de la Portezuela - Ctra. Estepona - Jubrique
Afloramiento migmatitas, en el primer plano y los mármoles al fondo
Detalle de las migmatitas
Semidetalle de los mármoles
Afloramiento de migmatitas, que han sido también denominadas como "gneises granitoides" . Forman parte, en este área, de la llamada Unidad de Blanca, junto con los mármoles que se pueden ver en este mismo afloramiento (e igualmente con alto grado de
metamorfismo). Estos mármoles aparecen intercalados en los movilizados anatécticos (migmatitas) de la Unidad de Blanca. La Unidad se sitúa en este sector entre las rocas ultrabásicas ("Peridotitas de Ronda") y los materiales del Complejo Maláguide.
Se pueden observar las estructuras fluidales y los numerosos enclaves hiperaluminosos incluidos. La edad atribuida (Triásico) a esta Unidad es de carácter dudoso, tanto por la ausencia de fauna como por la presencia de contactos mecánicos a techo d

Rocas cataclásticas de Estepona

Rocas cataclásticas de Estepona
Loma de la Portezuela - Ctra. Estepona - Jubrique
Metapelitas del C. Maláguide(dcha.) y rocas cataclásticas
Detalle de las peridotitas cataclastizadas
Este afloramiento de material cataclastizado (rocas trituradas, de tipo milonítico) ultramáfico constituye una banda que representa el contacto entre la Unidad de Blanca (Complejo Alpujárride) y los materiales del Complejo Maláguide. Estos últimos
se superponen en cabalgamiento, a través de esta banda milonítica, a la Unidad de Blanca. Una de las hipótesis más probable es que el manto cabalgante del Complejo Maláguide arrastró y laminó, triturándolos, asomos de peridotita aflorantes a través
del Complejo Alpujárride. Siguiendo la carretera hacia el sureste (dirección Estepona), se observa el plano de cabalgamiento y los materiales del Complejo Maláguide : se trata fundamentalmente de una serie metapelítica , con esquistos, filitas, algu
nos niveles más arenosos igualmente metamorfizados, etc., así como abundantes niveles de cuarzo blanco de exudación.

Tajo de Ronda

Tajo de Ronda
Vista aérea del Tajo de Ronda.
Vista más próxima del tajo
Conglomerados estratificados pasando a areniscas
Tajo (hoz, foz o garganta) formado por el río Guadalevín, sobre sedimentos miocenos. El Tajo presenta una profundidad de 120 metros y una anchura de unos 70 metros. Los sedimentos que forman el Tajo de Ronda ("Formación Tajo") corresponden a una faci
es conglomerática (de edad Tortoniense-Messiniense, Mioceno superior), de carácter fundamentalmente calcárea. En la parte inferior, se observan cantos que contactan entre sí, de varios centímetros a medio metro de diámetro, con los huecos rellenos
de arenisca, formando bancos masivos y de aspecto compacto. Ascendiendo en el corte de la pared del Tajo, los conglomerados se presentan estratificados, con menos cantidad de cantos en contacto y de menor tamaño y una matriz amarillenta formada po
r fragmentos de fósiles marinos. En la parte superior, cerca de las cimentaciones de los edificios, los cantos ya no contactan entre ellos, están bien redondeados y son más uniformes y pequeños de tamaño, mientras que la matriz se ha ido haciendo c
ada vez más abundante, con laminaciones horizontales a ligeramente inclinadas (lo que indica que el fondo del mar en que se depositó estaba movido por olas y corrientes). En la parte más alta, se pasa a arenicas calcáreas bioclásticas ("Formación Se
tenil"). Esta serie estratigráfica muestra un excelente ejemplo de cuerpo conglomerático de morfología deltaica, con una secuencia de estratos decreciente en tamaño de grano y espesor hacia la parte alta y de Sur hacia Norte, dirección principal de
Centro histórico del núcleo urbano de Ronda

Yacimiento Plioceno El Padrón

Yacimiento Plioceno El Padrón
Aspecto del afloramiento
Conglomerados con bioclastos y fósiles
Areniscas con abundantes señales de bioactividad
Los yacimientos del área de Estepona son los más importantes del Plioceno de Málaga, por su abundancia faunística, estado de conservación y diversidad específica. Son considerados los más ricos, a nivel específico, de todo el Mediterráneo. Se han ide
ntificado hasta la fecha más de 1.000 especies, de las cuales sólo 247 han pervivido hasta la actualidad en el mar de Alborán. Entre los moluscos, cabe destacar una serie de familias de gasterópodos (Ficidae, Terebridae, Olividae y Amathinidae), biva
lvos (Isognomonidae, Plicatulidae y Myidae) y escafópodos (Gadilinidae), porque ya no habitan en el Mediterráneo, restringiéndose su distribución actual a las regiones tropicales de los océanos Atlántico, principalmente, e Indopacífico. Ello apunta
a unas condiciones bastante más cálidas para el las aguas del Mediterráneo durante el Plioceno que las actuales.Otros grupos fósiles son: lofoforados, artrópodos, cnidarios, equinodermos, foraminíferos, etc. En esta localidad la base de la formación
está compuesta por unas arenas más clasificadas y compactas con abundantes marcas de bioactividad, depositadas en un medio litoral o de plataforma somera, del Plioceno inferior.
Carretera a Puerto Romano desde la N-340 a la altura de Torre Padrón, un camino hacia el Oeste a la altura de la fabrica de cementos.

Surgencia del río Genal

Surgencia del río Genal
vista general del punto de surgencia del río Gergal
Vista parcial del área adecuada alrededor del manantial
Detalle del agua en un pequeño escalón artificial
Manantial kárstico que da origen al río Genal. Se sitúa en el sector occidental de la Sierra de las Nieves (o Sierra de Tolox) y desagua parte de lo infiltrado en el semipolje de los Llanos de la Nava. La surgencia se localiza sobre calizas y dolomía
s de tipo carniola, de la denominada "Brecha de la Nava". El acuífero que drena, permeable por fisuración y karstificación, está constituido por materiales carbonatados de la Unidad de las Nieves.
Desde la ctra. Ronda - San Pedro de Alcántara (A-376), desvío a Igualeja por la ctra. MA-526. El manantial está a la entrada a Igualeja.

Yacimiento Plioceno de Velerín

Yacimiento Plioceno de Velerín
Vista general del afloramiento
Conglomerados bioclásticos
Vista de detalle de los bioclastos
Los yacimientos del área de Estepona son los más importantes del Plioceno de Málaga, por su abundancia faunística, estado de conservación y diversidad específica. Son considerados los más ricos, a nivel específico, de todo el Mediterráneo. Se han ide
ntificado hasta la fecha más de 1.000 especies, de las cuales sólo 247 han pervivido hasta la actualidad en el mar de Alborán. Entre los moluscos, cabe destacar una serie de familias de gasterópodos (Ficidae, Terebridae, Olividae y Amathinidae), biva
lvos (Isognomonidae, Plicatulidae y Myidae) y escafópodos (Gadilinidae), porque ya no habitan en el Mediterráneo, restringiéndose su distribución actual a las regiones tropicales de los océanos Atlántico, principalmente, e Indopacífico. Ello apunta
a unas condiciones bastante más cálidas para el las aguas del Mediterráneo durante el Plioceno que las actuales.Otros grupos fósiles son: lofoforados, artrópodos, cnidarios, equinodermos, foraminíferos, etc. En esta localidad los materiales donde s
e sitúan los fósiles son arenas, microconglomerados y arenas conglomeráticas originadas por abanicos deltaicos, del Plioceno medio. Los fósiles se encuentran bien dispersos y fragmentados dentro de las arenas, en la base de niveles granodecrecientes,
bien como niveles conglomeráticos bioclásticos en gran acumulación.
Carretera hacia la sierra desde la N-340 a la altura de los Llanos de Velerín.

Areniscas calcáreas del Mioceno de Ronda

Areniscas calcáreas del Mioceno de Ronda
Vista del afloramiento y estratificación cruzada
Laminación bimodal ("herring bone", espina de pez)
Cicatriz de playa y laminación bimodal
Afloramiento de areniscas calcáreas del Mioceno de la Cuenca de Ronda, con una gran profusión de estructuras sedimentarias: estratificaciones bimodales ("herring bones", en espina de pez), "slumpings", cicatrices de playa tapizadas de conchas, estrat
ificaciones cruzadas de gran tamaño, etc. En este afloramiento se puede constatar la evolución en el tiempo de un medio supramareal (cicatrices de playa) a un medio inframareal (grandes barras y canales de marea), con episodios intermareales (estrat
ificaciones cruzadas reactivadas). La edad de las areniscas calcáreas es Tortoniense superior - Messiniense.
Carretera de Ronda a Campillos (A- 367), p.k. 6+800 a 7+000, talud derecho de la carretera en dirección a Cuevas del Becerro y Campillos desde Ronda

Layering de peridotitas del Puerto del Madroño

Layering de peridotitas del Puerto del Madroño
Vista general del afloramiento
Detalle del "layering"
Peridotitas y su alteración a serpentina (niveles claros)
En las peridotitas del macizo ultrabásico de Ronda aparece este "layering" (bandeado), determinado por pequeñas diferencias en la composición mineralógica entre pequeños niveles adyacentes, generalmente del orden de uno a varios centímetros. Es perc
eptible a causa de la mayor facilidad de meteorización de los niveles más ricos en olivino. En el mismo talud, unos 50 metros más al sur (dirección San Pedro de Alcántara), se observan muy bien las peridotitas y su alteración a serpentinas, a favor d
e planos expuestos y diaclasas. En esta zona central del macizo ultrabásico de Ronda, la roca dominante es una lerzolita con espinela o plagioclasa. El macizo ultrabásico de Ronda ( también llamado "macizo ultramáfico de Ronda" y "peridotita de
Ronda") es el mayor del conjunto de los macizos ultramáficos aflorantes en el sector occidental de las zonas internas de la Cordillera Bética, conjunto conocido como "peridotitas de la Serranía de Ronda" y "macizos ultramáficos de la Serranía de Rond
a", del que forman también parte otros macizos como el de Ojén y Carratraca. Por otra parte, el interés de este macizo peridotítico es que representa una porción del manto litosférico subcontinental, emplazado tectónicamente durante la orogenia alpin
a (posiblemente post-Paleógeno y pre-Mioceno medio o bien, según otros autores, cerca del límite Eoceno superior - Oligoceno inferior) sobre un conjunto de rocas metasedimentarias. Con una extensión superficial de algo más de 300 km2, es uno de los
afloramientos de material del manto terrestre de mayor envergadura en nuestro planeta. El espesor máximo del cuerpo peridotítico se ha estimado en unos 4,5 km.
Carretera de Ronda a San Pedro de Alcántara (A-376), p.k. 151+800. Talud de desmonte de la carretera.

Paleokarst del Puerto del Viento

Paleokarst del Puerto del Viento
Contacto Jurásico (dcha.) - Cretácico superior (izqda)
Bolsada rellena de sedimentos pelágicos
Rellenos brechoides
El techo del último paquete de la sucesión jurásica del Subbético Interno (calizas compactas, gruesamente estratificadas) aparece aquí constituido por una superficie karstificada, sobre el que se depositan directamente, en la mayoría de los casos, m
ateriales del Cretácico superior. Los huecos del paleokarst aparecen rellenos de materiales de litología diversa (brechas en matriz margosa y bolsadas de sedimentos pelágicos cretácicos). Se interpreta que la facies marina somera del Jurásico
llegó a constituir un alto paleogeográfico que emergió en algunos puntos, sufriendo en ellos procesos de karstificación, dando lugar a una paleogeomorfología irregular. Este tipo de fenómenos ha sido descrito en en distintos sectores de la Cordiller
a, especialmente en la Zona Subbética, coincidentes - como en este caso- con amplias lagunas estratigráficas. La dificultad de observación de este tipo de antiguos procesos se debe tanto a la degradación por erosión de las formas originales como a u
Carretera A-366 (Ronda - El Burgo - Alhaurín de la Torre)

Manantial de El Carrizal (Nacimiento)

Manantial de El Carrizal (Nacimiento)
Vista parcial del área recreativa
Instalaciones de captación
Detalle del travertino de Cuevas del Becerro
Manantial ligado a las calizas del Jurásico superior - Cretácico inferior del Cerro del Castillón. El manantial está captado para abastecimiento. Se ha adecuado un área recreativa con varios caños provenientes del manantial y mesas en las proximidade
s. En las inmediaciones, se pueden observar los materiales travertínicos, formación sobre la que está edificada la localidad de Cuevas del Becerro, disectada al norte de la localidad por el arroyo de las Cuevas. El travertino fue datado por el métod
o del Carbono 14 en una edad de 26.005 +-1.224 años antes del presente (Pleistoceno superior).
A la entrada a Cuevas del Becerro, se sigue la calle principal durante unos 300m y se gira a la derecha, en dirección al albergue juvenil siguiendo hasta el área recreativa.

Dolinas Hoyos de los Pilones

Dolinas Hoyos de los Pilones
Hoyos de los Pilones(E. del Puerto de los Pilones)
Dolinas con material arcillo-gravoso ( pie de Cerro Alto)
Dolina de fondo cubierto, extremo suroccidental
En la zona central de la meseta somital del macizo kárstico de las Nieves (entre las líneas de crestas del Puerto de los Pilones y Cerro Alto), incluido en la denominada geológicamente Unidad de las Nieves, aparece este conjunto de dolinas dispuesta
s en una fila de depresiones separadas por umbrales calcáreos aplanados, de una decena de metros de envergadura. Este rosario de depresiones corresponde a un antiguo polje , en el que se encuentran embutidas las dolinas. La morfología del conjunto p
arece responder a un antiguo valle en U ocupado por una depresión kárstica, que ha sido posteriormente abierta hacia sus extremos (SO y NE) por incisiones fluviales. El fondo de la depresión está tapizado por arcillas y gravas. La circulación hídrica
se pierde en ponors (en el contacto de las dolinas con los umbrales calcáreos aplanados). El paleovalle inicial habría sido sobreexcavado por erosión remontante (descenso del nivel de base y/o elevación del macizo), posteriormente desconectado de l
a red hidrográfica y evolucionado finalmente como asiento de una karstificación activa. El relleno provendría de la alteración inicial del relieve (formaciones arcillo-silíceas amarillentas) y del desmantelamiento de lapiaces por procesos de gelifra
cción. Constituye un muy buen ejemplo de evolución poligénica y de ayuda para el establecimiento de las grandes etapas de karstificación de la Sierra, ligadas a los episodios tectónicos y a las variaciones climáticas que ha conocido la Cordillera.
Desde el actual p.k. 136 de la carretera A-376 (Ronda - S. Pedro de Alcántara), pista hacia el interior del P.N. Sª de las Nieves. A los 9 km de iniciada la pista, está la desviación al Puerto de los Pilones, unos 700m antes de llegar al área recreat

Sima GESM

Sima GESM
(Hoyos del Pilar, La Torrecilla) S. de las Nieves
Pozo de entrada a Sima GESM
Sala de la Colada de la Sima GESM
Es la única cavidad andaluza que figura en el "Atlas de Grands-gouffres du monde", que publicó el francés Paul Courbon en 1.979, como resumen de las exploraciones más importantes llevadas a cabo en los cinco continentes. Descubierta en 1972 por el GE
S de Málaga. Explorada en numerosas campañas durante 7 años, llegó a alcanzar -1098 m de profundidad, siendo en su momento una de las cavidades más profundas del mundo. La pequeña boca de entrada da acceso a grandes pozos sucesivos (Gran Pozo-115 m,
Paco de la Torre-159 m, etc..) hasta alcanzar las galerías inundadas. Se investigarón unos 200 metros de galerías inundadas con 21 metros de desnivel, quedando detenida la exploración en este punto, en la cota -1098 metros. En la campaña de 1990 se c
ompleta la exploración del sifón y se alcanza una nueva cota de -1101 metros y lo que es más importante se confirma la continuidad de la caverna, tras el sifón, lo que abre nuevas perspectivas de exploraciones futuras. Las exploraciones de la campaña
del año 1994 (G.E.S. de la S.E.M.) pusieron de manifiesto una importante red de galerías superiores, meandros y galerías fósiles, en la cabecera del Gran Pozo que sin haber incrementado el desnivel han contribuido al desarrollo de la topografía de l
a caverna y que en estos momentos supera los tres kilómetros de galerías.
.
Acceso al Parque Natural Sierra de las Nieves. Pista forestal hasta el Puerto de los Pilones. 3 km andando hasta la boca de la sima

Sima del Aire

Sima del Aire
Meandro en el interior de la Sima del Aire
Estrechez en el interior de la Sima del Aire
Sima del Aire, Tolox : - 750 de desnivel y 3000 metros de desarrollo (en exploración) Descubierta en 1994 durante una campaña de prospección sistemática de la zona. Su morfología, en la zona vertical, recuerda bastante a la de la Sima GESM. Su cerc
ania a esta cavidad hace que pensemos que la pertenencia a este mismo complejo es obvia. Ahora el problema técnico será la unión de este sistema con el de sima GESM y con la surgencia de Zarzalones, la galería inundada más larga y profunda de la Pení
nsula que ha sido explorada hasta hoy. Bueno lo del problema es una forma de hablar por que para los espeleólogos implicados en esta exploración esta unión sería el sueño de sus vidas. Estaríamos hablando de una cavidad con casi 1500 metros de desniv
el, enormes galerias con formaciones de lo más variado y la posibilidad de encontrar ríos subterráneos y muchos kilómetros de recorrido.
.

Conglomerados de Marbella

Conglomerados de Marbella
Vista parcial del afloramiento
Aspecto de los conglomerados
Vista de detalle de los conglomerados donde se observan los cantos de litología granítica
El "Conglomerado de Marbella" fue descrito por Blumenthal en 1930 y le dio el nombre de esta localidad por estar magníficamente representado en sus cercanías. Se encuentra coronando la columna paleozoica del Complejo Maláguide y es muy representativo
de la geología de la región, ya que es un conglomerado poligénico que permite reconocerlo rápidamente, además de porque proporciona resaltes morfológicos que contrastan con la topografía suave proporcionada por los elementos pizarrosos de la columna
litológica maláguide. Se le atribuye una edad pos-Viseense, debido a que incluye fragmentos de calizas con corales de edad Viseense. El conglomerado de Marbella es fuertemente heterométrico y de carácter poligénico. Contiene clastos angulosos de las
filitas, pizarras y grauwacas infrayacentes, junto con otros redondeados y de menor tamaño de naturaleza granítica o gneísica, de origen desconocido. La base del conglomerado de Marbella es una superficie erosiva, aunque se discute si es discordante
o no. Por encima, se encuentran los materiales permotriásicos, cuya base suele estar formada por conglomerados y areniscas rojas.
Carretera de Marbella a Istán (MA-427) , 600 m al norte una vez pasada la desviación a la Estación de Tratamiento de Agua Potable Río Verde

Cueva de Zarzalones

Cueva de Zarzalones
Entrada al sifón del manantial de Zarzalones
Al Norte de la Sierra de las Nieves nace el río Grande en la cueva de Zarzalones. En exploración, es el mayor sifón explorado en la actualidad en toda Andalucía, donde han participado espeleobuceadores de todo el país, los trabajos de topografía los
lleva acabo el GES de la SEM. La cavidad tiene dos entradas que se sifonan a escasos metros de la entrada; ambas dan acceso a una primera galería sifonada con varias burbujas. En la margen izquierda arranca la galería seca, al fondo se bifurca y a la
derecha nos conduce a la galería de la punta a una cota de -67 m por la que continúa en forma descendente; a la izquierda se llega a la otra entrada de la galería seca, y un poco más adelante a la plazoleta donde se bifurca de nuevo en varias galerí
as de grandes secciones que se unen entre sí por otros conductos, alcanzando la red conocida rnás de un kilómetro de recorrido, no topografiados en su totalidad, pero medido por la cuerda guía extendida en la exploración.Está constatado por medio de
trazadores la interconexión del curso subterráneo de la Sima GESM con la Surgencia de Zarzalones, lo que daría al sistema, si se conectase, un desnivel superior a los 1.300 m.
Desde Yunquera al Nacimiento del Río Grande

Serie Jurásico Superior de Teba

Serie Jurásico Superior de Teba
Calizas nodulosas del Malm
Calizas brechoides del Malm
Calizas pisolíticas y oolíticas del Lías - Dogger
El corte de la carretera, en la subida a Teba por el Cerro de la Camorra, en las inmediaciones de la localidad, permite observar las calizas oolíticas y pisolíticas del Lías medio-superior y Dogger y su contacto con las calizas nodulosas y brechoides
del Malm (Oxfordiense medio a Kimmeridgiense inferior). El conjunto buza hacia el noroeste. Los pisolitos son partículas esféricas, que aquí alcanzan con frecuencia los 5 mm de diámetro, posiblemente de origen algal (tipo "algal balls" u oncolitos)
y, por tanto, biogénico; los oolitos son más pequeños (menos de 2 mm) y su origen no es claro, pareciendo que los hay tanto de origen inorgánico como orgánico. Las calizas nodulosas y brechoides sugieren erosión y redepósito submarino, habiéndose t
ambién interpretadas como el resultado de una rápida sedimentación pelágica con cementación sinsedimentaria diferencial, en la que posteriormente es removilizada la fracción fina.
Carretera de subida al núcleo de Teba, desde el Apeadero o desde Campillos.

Balneario de Tolox

Balneario de Tolox
Vista exterior del balneario
Instalaciones en el interior del balneario
Afloramiento de peridotitas en el interior del balneario
Balneario que aprovecha aguas con facies característica bicarbonatada-clorurada magnésica-sódica. Son aguas blandas y frías (en el punto de surgencia: 18,5ºC según IGME y 21ºC según la empresa explotadora). Una de sus características más sobresalie
ntes es el elevado pH (9,3), propio de aguas predominantemente magnésicas. Otras características (IGME, 2001) son : conductividad 352 uS/cm, residuo seco 216 mg/l y dureza 93,3 mg/l de carbonato cálcico; no se detectaron en la fecha de análisis (199
8) nitratos ni nitritos en disolución. El manantial (Fuente Amargosa) fue descubierto en 1867 y declarado de utilidad pública en 1871. Dispone de perímetro de protección. El uso del agua es tópico e hidropínico, siendo fundamental para el tratamient
En la localidad de Tolox, al sur de la misma.

Manantial de Jorox

Manantial de Jorox
Manantial y estación de aforo
Vista del travertino, muy cubierto por masa vegetal
Esquistos,filitas y mármoles cabalgantes sobre dolomías grises
En este lugar destacan el manantial de Jorox, que drena las dolomías y mármoles dolomíticos triásicos y otros materiales carbonatados de la Unidad de las Nieves; el cabalgamiento de los materiales de la Unidad de Yunquera sobre éstos (junto a la car
retera) y el travertino, que alcanza una superficie del orden de 1 km2. El edificio travertínico está fuertemente endurecido y presenta facies de cascadas enriquecidas con estructuras algares, con restos de hojas vegetales, datado como Pleistocen
o inferior-medio. El manantial se capta para abastecimiento y está dotado con estación de aforos, surgiendo debajo del cauce, a menudo seco, de la garganta del río Jorox. Los materiales de la Unidad de Yunquera son mármoles, filitas y esquistos, que
se ponen en contacto con los materiales carbonatados a través de un cabalgamiento.
Carretera A-366 entre Alozaina y Yunquera, junto a la localidad de Jorox

Serie Cretácico superior del río de la Venta

Serie Cretácico superior del río de la Venta
Calizas del Jurásico superior del río de la Venta
Margas arcillosas del Cenomanense
Capas rojas del Coniaciense, con "slumps"
Corte proporcionado por la carretera y la garganta del río de la Venta, que permite observar el Jurásico superior y, sobre todo, la serie del Cretácico superior (desde el Albiense) hasta el Paleógeno. Aparecen los materiales calizos jurásicos más r
ecientes (desde el Kimmeridgiense superior, Malm), un último nivel calizo Tithoniense superior - Berriasiense (Jurásico final y Cretácico inferior) y la serie del Cretácico superior: margas blanco - verdosas del Albiense (final del Cretácico inferior
), margo - calizas y margas del Cenomaniense (inicio del Cretácico superior) y una alternancia de calizas margosas y margas y margocalizas rosadas del Coniaciense al Santoniense (inicio del Senoniense, Cretácico superior). Fuera del área señalada, a
l sur del puente, se puede seguir la serie de "capas rojas" sin cambios sustanciales de facies hasta el Eoceno inferior. Cabe destacar, además, los niveles de "slumping" en el Coniaciense (al Este del puente sobre el río de la Venta) y el corte natur
al proporcionado por la garganta, que permite la observación del potente tramo calizo, de más de 100 m., del Kimmeridgiense superior - Tithoniense inferior, así como la ausencia de materiales de prácticamente todo el Cretácico inferior, rasgo muy car
Carretera C-341 (Teba a la A- 357, Campillos - Málaga), p.k. 13+700 a p.k. 14+200

Travertinos del Castillo de Casarabonela

Travertinos del Castillo de Casarabonela
Casarabonela, edificado sobre travertinos
Entrada al Castillo
Facies de cascada
La localidad de Casarabonela está construida sobre este edificio travertínico, que culmina en una plataforma que enrasa con los niveles pliocuaternarios de piedemonte provenientes de Sierra Prieta. El depósito está fuertemente endurecido y presenta f
acies de cascadas enriquecidas con estructuras algares, con restos de hojas vegetales. La plataforma está , a su vez, karstificada y aparecen espeleotemas internos. Está datado como Pleistoceno inferior-medio. Su posición es entre los materiales ca
rbonatados jurásicos de la Unidad de las Nieves (a cuyo pie se encuentra) y los materiales flyschoides de la Unidad de Aljibe. Aunque en todo el pueblo son observables, en el Castillo (Alcazaba) se aprecia el travertino y sus facies con gran nitidez.
La Alcazaba está declarada Bien de Interés Cultural del Patrimonio Histórico Español, con la categoría de Monumento, existiendo en su interior un mirador y un recorrido con paneles explicativos de carácter histórico.
Al pueblo de Casarabonela se accede desde la ctra. Málaga - Campillos por la ctra. MA-403 o desde El Burgo por la MA-445. Al Castillo, desde desde el centro del pueblo.

Lagunas de Campillos

Lagunas de Campillos
Laguna Dulce
Laguna Salada
Laguna Redonda
Conjunto de lagunas instaladas sobre el sustrato del Trías subbético (arcillas, yesos y sales), sustrato recubierto parcialmente por margas y areniscas calcáreas bioclásticas (Paleógeno) y, sobre todo, por materiales post-orogénicos: areniscas calcá
reas (Mioceno) y formaciones superficiales (depósitos aluviales y de terraza, glacis arcillo-arenosos, encostramientos carbonatados, coluviones, etc., todas ellas del Cuaternario). Las lagunas presentan un origen kárstico, por disolución y subsidenci
a de los materiales evaporíticos triásicos. El área endorreica incluye las lagunas Dulce, Salada, Cerero, Camuñas, Capacete (todas estas forman parte de la Reserva Natural Lagunas de Campillos), así como Redonda, Lobón, la Marcela y las del Cortijo d
el Toro y del Llano de Farján. Las aguas de las lagunas son sulfatadas cálcicas, aunque con distinto grado de salinidad.
Carretera Campillos a autovía A92 y carretera local de Campillos al embalse del Guadalhorce-Guadalteba.

Mina de cromo - niquel la Gallega

Mina de cromo - niquel la Gallega
Galería principal, escombreras y viviendas de la Mina de la Gallega
Galería principal de la mina la Gallega
La Mina de la Gallega representa una de las pocas explotaciones existentes en Andalucía de minerales de níquel asociada a Rocas Ultrabásicas. La mineralogía de la mineralización está integrada por dos asociaciones de minerales, una constituida por cr
omita, niquelina y ortopiroxeno, y otra formada por cromita, niquelina y cordierita.
Desde Ojén hacia el este por una pista forestal que conduce al río Ojén, a 2Km desvio al sur desde el Puerto de los carreros por una pista hasta la mina a 1Km.

Cueva de Doña Trinidad

Cueva de Doña Trinidad
Entrada a la Cueva de Doña Trinidad
Interior de la cueva
Injustamente abandonada a su suerte durante décadas esta joya del patrimonio espeleológico malagueño fue accesible gracias a un terremoto acaecido en 1821. Alberga un buen numero de pinturas y grabados de época paleolítica de bella factura. El recorr
ido de la cavidad es prácticamente horizontal alternando grandes salas con pequeñas galerías que las unen entre si. Este conjunto, que alcanza los 1577 metros, se desarrolla en dos niveles denominados Galerías Altas y Galerías Bajas, respectivamente.
Desde la accidental apertura de la cueva se puso de manifiesto la presencia de restos prehistóricos. En los primeros momentos del descubrimiento se encontraron dos cadáveres "de un hombre y un niño perfectamente cristalizados" según relata Pascual M
adoz. Más tarde Breuil en compañía de arqueólogos malagueños descubre las primeras pinturas y grabados que publica en Francia. Hoy son más de doscientas las manifestaciones artísticas localizadas entre pinturas y grabados en paredes techos e incluso
suelo de la cueva. Tres cuartas partes de las representaciones son símbolos y esquemas y más de cincuenta lo son de representaciones faunísticas que se reparten entre cérvidos, équidos, cápridos y peces. Son representaciones de trazo simple en colore
s ocre o negro y la mayoría de ellos en color rojo. Los grabados por su parte representan un conjunto de técnicas muy variadas. En su conjunto el arte de la Cueva de Doña Trinidad se atribuye al Paleolítico superior en los períodos Solutrense y Magda
leniense. Los restos más importantes sin embargo han sido los descubiertos en las Galerías Altas y abarcan enterramientos, construcciones de muros para facilitar el hábitat, restos de cerámicas y sílex lo que permite asegurar lapresencia humana en es
ta zona durante un largo periodo de tiempo que comprende el Paleolítico superior, Neolítico medio-final y Calcolítico. Esta cavidad presenta un potencial faunístico entomológico muy grande. Sin embargo, hasta el presente no se ha efectuado un estudio
Desde Ardales, 3 km hasta la entrada de la cavidad

Balneario de Carratraca

Balneario de Carratraca
Antigua fachada del balneario, actualmente en fase de restauración
Vista lateral y pared natural al fondo
Balneario que capta un manantial. Declarado de utilidad pública en 1869. La facies hidroquímica del agua es bicarbonatada-sulfatada cálcico magnésica. Es un agua de mineralización media y muy dura. La temperatura de surgencia es de 18ºC, situándose d
entro de la clasificación como agua fría. El pH es neutro (7,0). Otros datos, a partir igualmente de análisis realizados por el IGME en 1997, son: conductividad 813 uS/cm; residuo seco 738,9 mg/l; dureza 478,3 mg/l de carbonato cálcico. El manantial
es uno de los que drenan el acuífero carbonatado de la Serrezuela de Carratraca, formado dicho acuífero por calizas y mármoles dolomíticos de las Formaciones Carratraca y Capellan. Es un acuífero libre, permeable por fracturación y karstificación,
estando constituido su límite impermeable por peridotitas, gneises, micaesquistos y flysh.
Carretera Álora - Carratraca, acceso desde el propio núcleo urbano, muy próximo al Ayuntamiento

Minas de níquel de Carratraca

Minas de níquel de Carratraca
Galería de la mina de los Pobres
Restos del lavadero de separación de los minerales de níquel de la mina del Sapo y los Jarales
En el macizo ultrabásico de Carratraca existen un conjunto de minas antiguas que beneficiaron filones ricos en minerales de níquel. Las minas de la zona se agrupan en torno a la denominada Mina el Sapo, Los Jarales, San Agustín y el Inglés. La minera
logía de la mineralización está integrada por dos asociaciones de minerales, una constituida por cromita, niquelina y ortopiroxeno, y otra formada por cromita, niquelina y cordierita.
Desde Carratraca por la A-357 en dirección Málaga desvio al sur por la pista del Camino de Casarabonela a 1Km al sur de la A-357.

Minas de vermiculitas de Ojén

Minas de vermiculitas de Ojén
Cerro del Laurel, Cerro de los Linarejos
Cantera de talco abandonada
Explotación de vermiculitas
Una explotación antigua de vermiculitas en Andalucía. Asociación espacial con minas abandonadas de talcos asociados a las rocas ultrabásicas del macizo de Ojén. Las vermiculitas son micas expansivas que se generan en contacto con rocas ultrabásicas e
n diferenciados ácidos cerca de las rocas ultrabásicas o dentro de ellas. En el caso de los yacimientos de Ojén se encuentran asociados a rocas ultrabásicas muy serpentinizadas. Las explotaciones tuvieron escaso interés y se abandonaron en la década
Desde Ojén hacia el este por una pista forestal que conduce al río Ojén, recorridos 5Km y entre el arrroyo de la Parra y al arroyo del majar se encuentran las mineralizaciones al norte de la pista.

Sedimentos Miocenos de El Chorro

Sedimentos Miocenos de El Chorro
El Chorro - Sierra de Pizarra - Arroyo del Granado
Paraje Natural Desfiladero de los Gaitanes
Discordancia con paleorrelieve sobre el Jurásico
Estratificación cruzada de bajo ángulo en las arenas basales
Tafonización y morfología general. En la parte superior, se observa la estratificación cruzada a gran escala
Sedimentos detríticos (areniscas y conglomerados) de origen marino del Mioceno (Messiniense), con una potencia del orden de 400 m. Es un conjunto postorogénico, discordante sobre el paleorrelieve proporcionado por las calizas y dolomías jurásicas su
bverticales sobre las que se apoya. Su interés radica en que constituye el afloramiento más potente y mejor preservado del conjunto de depósitos del estrecho o pasillo messiniense del Guadalhorce, que fue la última conexión bética entre el Atlántico
y el Mediterráneo. Este estrecho fue un importante elemento de control de la circulación oceánica pre-evaporítica del Messiniense. La parte basal y media del afloramiento expuesto, de areniscas y microconglomerados, muestra espectaculares estructuras
sedimentarias a gran escala: en la parte inferior, estratificación cruzada festoneada ("trough-cross-beds") en sets de 10 a 20 m de espesor y más de 100 m de largo; en la zona superior, aparece estratificación cruzada planar en sets de más de 800 m
de longitud y 30 m de espesor. Las determinaciones de paleocorrientes en ambos tramos indican un flujo paralelo a las márgenes del estrecho. Es además muy espectacular la "tafonización" (erosión en forma de nichos y alveolos, especialmente en parede
s verticales o de fuerte pendiente, por descamación y/o desagregación de rocas, principalmente en rocas detríticas de grano medio) que se observa en distintos puntos. Su origen podría estar relacionado con la percolación del agua de lluvia por los p
oros y fisuras y su consecuente carga de iones en disolución: al aflorar ese agua en los taludes se produce una rápida evaporación, cristalizando las sales como eflorescencias y costras, provocando la desagregación y descamación.
Carretera de Ardales a El Chorro (MA-444), en el tramo comprendido entre el Puerto de las Atalayas y el río Guadalhorce

Laguna de Fuente de Piedra

Laguna de Fuente de Piedra
Reserva Natural Laguna de Fuente de Piedra
Vista desde su límite nororiental
Vista desde el mirador Cerro del Palo
Laguna estacional de aguas salobres, que ocupa el sector más deprimido de una cuenca endorreica de 150 km2, a través de la que descargan los acuíferos de la zona. Es la laguna de mayor superficie de Andalucía (13 km2) y, junto con la de Gallocanta,
el complejo salino-lagunar más grande de España. La laguna es de forma elíptica, fondo prácticamente horizontal y la lámina de agua raramente alcanza 1,5 m de altura, incluso en las condiciones de recarga más favorables. Su agua presenta un alto cont
enido en cloruro sódico, lo que propició su explotación salinera, al menos desde la época romana hasta 1951. La laguna se interpreta como una zona de descarga de un sistema hidrogeológico (en gran parte coincidente con la cuenca superficial), que inc
luye los acuíferos carbonatados jurásicos de las sierras de Humilladero y Camorra, así como las areniscas calcáreas del Mioceno y los depósitos aluviales cuaternarios, siendo el Trías evaporítico el sustrato de la cuenca hidrogeológica y el responsab
le de la elevada mineralización del agua de la laguna y de los acuíferos de la cuenca. La génesis obedece a procesos kársticos de disolución y subsidencia.

Desfiladero de los Gaitanes

Desfiladero de los Gaitanes
Paraje Natural Desfiladero de los Gaitanes
Vista de la finalización del desfiladero, desde el SE
Vista parcial del desfiladero con el caminito del Rey al fondo del delfiladero,
Vista parcial del defiladero en la zona de mayor interés para los escaladores
Espectacular garganta (desfiladero o cañón) formada por el río Guadalhorce al cortar las calizas y dolomías jurásicas subverticales. La incisión llega a superar los 300 m de desnivel, con anchuras de menos de 10 m en algunos de sus tramos. La parte m
ás espectacular del desfiladero tiene una longitud de unos 400m, abriéndose suavemente hacia aguas arriba; aguas abajo (hacia el sureste), la estrechez del desfiladero se interrumpe bruscamente, por lo que presenta unas vistas muy llamativas. Al cor
tar el río perpendicularmente a los estratos subverticales de caliza, aparece un extraordinario corte natural de estos materiales, en los que se puede apreciar las características de la serie carbonatada. La secuencia abarca el Jurásico (desde el
Lías al Malm), con unos 700 metros de espesor. Sobre las calizas se disponen, en discordancia erosiva, las arenas marinas miocenas. En el desfiladero se aprecia la existencia de cuevas y abrigos, colgados sobre el nivel de base actual.
Por carretera, desde Ardales o desde Álora hasta El Chorro, núcleo situado entre los embalses de Gaitanejo y del Tajo de la Encantada.

Sima del Águila I

Sima del Águila I
Gran sala (brecha yesífera) en la Sima del Águila I
Pozo en la Sima del Águila I
Conocida tambien con el nombre de Sima de los Gours. Se localiza en el karst en yeso de Gobantes, en el Cerro del Aguila, a una altitud de 470 m.
Es descubierta a principios de los años 70. Sin duda alguna es una de las cavidades más sorprendentes d
el subsuelo andaluz, su boca se abre en el fondo de una barranquera (Arroyo del Aguila); tras recorrer sus primeros resaltes, un P-17 deja en la base de una fuerte rampa totalmente concrecionada y recorrida por un arroyo; aguas abajo, nuevos resaltes
y un P-32 llevan a alcanzar la máxima profundidad. Aguas arriba la cavidad presenta una sucesión de grandes gours inundados que ganan en altura para acceder a la entrada del primer pseudosifón, superado éste, la Galería del Tiritón, un segundo pseud
osifón y la Galería Granada, todo ello recorrido por el cauce del río. (24), (25), (26). La Sima del Águila y en general el karst de Gobantes están relacionados con el manantial de Meliones, el manantial más salino de Andalucía con más de 200.00 micr
oS/cm (5 veces la salinadad del Mediterráneo).
Antequera hasta Estación de Bobadilla, carril hasta las inmediaciones del Cerro del Águila

Lagunas de La Ratosa

Lagunas de La Ratosa
Laguna de la Castañuela
Laguna de la Ratosa
Lagunas desarrolladas sobre el Trías evaporítico subbético, generadas por procesos de origen kárstico, por disolución y subsidencia. Incluye dos lagunas: la de La Ratosa y la de La Castañuela. La primera representa, al menos parcialmente, la descarga
del acuífero constituido por las areniscas bioclásticas y conglomerados miocenos y por los materiales cuaternarios de la depresión en que se encuentra, así como de los materiales carbonatados jurásicos de la Sierra de la Camorra. La Castañuela, sin
embargo, está alimentada prácticamente sólo por precipitaciones, con lo que su carácter estacional es mucho más acentuado, presentándose seca en el periodo estival. Ambas, de fondo plano, presentan fondo fangoso con corteza salina. La Ratosa es de co
Desde la carretera Alameda - Los Pérez - La Roda de Andalucía (MA-705), camino de tierra hacia el sur (señalizado), a unos 3km al oeste de Alameda.

Sima del Soldado

Sima del Soldado
Conocida también con el nombre de Capuchina I; se localiza en el flanco Este de la Sierra de la Camorra. Las primeras exploraciones datan de 1973 llevadas a cabo por miembros del Grupo Espel. de Campillos, Málaga. Posteriormente el G.E.S. de la Soc.
Exc. de Málaga, en el año 1981 comienza el plano de la cavidad. Se caracteriza por una sucesión de verticales y corredores dentro de una gran fractura que conforme gana en profundidad aumentan sus dimensiones, rebasada la cota 100 m. comienzan a apar
ecer espectaculares formaciones yesíferas. Antes del último pozo explorado y tras rebasar un paso estrecho se abre una galería excavada en yeso
Carretera de Mollina a Alhameda, carril hasta el flanco sur de la Sierra de Mollina (Camorra)

Torcal de Antequera

Torcal de Antequera
Morfología ruiniforme típica
Modelado en dos tipos diferentes de calizas
Brechas periglaciares
Sierra caliza, en cuya parte superior se localiza uno de los paisajes kársticos más espectaculares de España. Las formas más llamativas se desarrollan sobre esta gran meseta de calizas subhorizontales bien estratificadas, que recoge y absorbe las a
guas de precipitación. La intensa fracturación de las calizas (diaclasas y fallas, de escalas muy variadas) condiciona la circulación de las aguas y el desarrollo de las formas de absorción y transmisión. El exokarst se presenta muy accidentado, pla
gado de dolinas y torcas (localmente llamados" hoyos" y "corralones"), corredores o bogaces ("callejones"), amontonamientos caóticos de bloques ("agrios"), kamenitzas ("marmitas de pastor"), piedras caballeras y otras formas residuales, lapiaces, etc
. Hay asimismo numerosas cavidades, esencialmente verticales (simas ;la mayor es Sima Rasca, con 240 m de profundidad). La estructura general es la de un gran pliegue en cofre o champiñón, con una charnela muy desarrollada y unos flancos abruptos de
estratificación subvertical o incluso invertida, que conforman las abruptas pendientes del macizo. Se pueden distinguir dos grandes tipos de calizas : las de la Formación Endrinal (Jurásico inferior y medio, calizas oolíticas masivas o en bancos muy
gruesos, que aparecen en los flancos y grandes farallones) y las de la Formación Torcal (Oxfordiense a Berriasiense, es decir, Malm a base del Cretácico, bien estratificadas en tablas o bancos de unos centímetros a 3-4 m, que proporcionan el peculia
r modelado kárstico). En éstas últimas, se puede distinguir un conjunto inferior de calizas nodulosas y otro superior de calizas oolíticas. Hay que destacar los depósitos periglaciares (derrubios ordenados", "grèzes litées" o "stratified slope depos
its"), adosados a las vertientes del Torcal, sobre todo en la parte oriental y central del macizo.La neotectónica se manifiesta por fracturas que afectan directamente a depósitos de ladera cuaternarios.
Desde Antequera, ctra. A-343 hacia Álora y Pizarra; a 1,5 km desviación hacia Villanueva de la Concepción, por carretera C-3310.

Sima Rasca

Sima Rasca
Es hasta el momento la cavidad de mayor profundidad y espectacularidad del macizo kárstico del Torcal de Antequera. Su descubrimiento se produjo de forma casual al ser clavada una estaca de madera para señalizar la Ruta Roja; este pequeño orificio fu
e ampliado por espeleólogos del Grupo Tupécaras de Antequera. En sucesivas fases fue explorada hasta conseguir la profundidad de -225 metros, donde una estrechez muy concrecionada impide la progresión por medios convencionales. Las características ge
ológicas de esta cavidad difieren de la tónica general de las existentes en este macizo, pues si bien su génesis es básicamente tectónica, la importancia, de los procesos químicos y mecánicos del agua es más patente que en ninguna otra. El pozo de en
trada es muy espectacular, tanto por su profundidad como por su anchura (- 91 metros). Su génesis obedece al paralelismo de dos husos, de los cuales el izquierdo llega a obstruirse, y el derecho en el sentido del descenso es accesible mediante un pén
dulo que nos sitúa en la cabecera de una rampa de fuerte inclinación, que sin lugar a dudas es la continuación del huso derecho, por tanto estamos en un gran pozo único de 136 metros, separado por una repisa en forma de rampa. El fondo de este pozo d
a acceso a un estrecho meandro ocupado por bloques. Al desfondarse forma un pozo de 54 metros de espectacular belleza, compuesto por sucesivos anillos consecutivos que señalan los distintos niveles de ocupación hídrica. Asimismo presenta varias incóg
nitas que podrían acceder a nuevas cotas. Al final del descenso se encuentra una sala muy concrecionada regada por un aporte hídrico del techo. Un paso estrecho pero superable nos lleva hasta una pequeña salita en cuyo suelo se abre un orificio alar
gado con una corriente de aire, y tan estrecho, que impide la continuación, sólo franqueable con medios de desobstrucción. Este paso ha sido forzado por miembros del GE Tupécaras hasta llegar a la cota -230 m.
Siguiendo la ruta roja del Paraje Natural hasta el Puerto de la Chispa

Pliegues de la carretera de Casabermeja

Pliegues de la carretera de Casabermeja
Vista parcial del afloramiento donde se observan los pliegues superpuestos
Detalle de los pliegues superpuestos
Vista parcial del afloramiento donde se localizan los pliegues superpuestos
En esta zona se observan numerosas figuras de interferencia de pliegues de tipo 3 (según Ramsay) en los materiales del Complejo Maláguide, debido a la superposición de dos familias de pliegues, con sus respectivas foliaciones, que tienen ejes paralel
Carretera local MA-431, desde la autovía N-331 a Casabermeja.

Diques basálticos del Guadalmedina

Diques basálticos del Guadalmedina
Intrusión de diques basálticos
Aspecto de detalle de los basaltos
Enjambres de diques de composición basáltica calcoalcalina, que atraviesan las estructuras penetrativas de las metapelitas y metagrauvacas del Paleozoico del Complejo Maláguide.
Carretera local MA-431, desde la autovía N-331 a Casabermeja, pasado el embalse del Agujero, justo al sur de los Gamez.

Ofitas de Archidona

Ofitas de Archidona
Aspecto de las ofitas de Archidona
Facies microporfídica de las ofitas de Archidona
Las ofitas constituyen cuerpos de rocas ígneas básicas incluidos en el Trías Subbético, donde aparecen numerosos afloramientos habitualmente de pequeñas dimensiones. Sus características estructurales y texturales permiten clasificar estas manifestac
iones ígneas como de intrusiones subvolcánicas, procedentes de magmas correspondientes a una serie transicional entre alcalino-sódica a toleítico, que atravesaron la corteza continental adelgazada en un ambiente tectónico de "rifting". Los magmas ge
neradores de las ofitas presentan origen del manto subcontinental, como consecuencia de intumescencias de la astenosfera en relación con límites divergentes de placas tectónicas. Estos magmas se generaron entre el Trias superior y el Jurásico inferio
r, como consecuencia del ambiente distensivo que en esa época inició la apertura del Atlántico central
Carretera MA-222, Villanueva del Trabuco a Archidona, a 2 kilómetros al sureste de la población de Archidona.

Permotrías Maláguide en el Arroyo del Cantal

Permotrías Maláguide en el Arroyo del Cantal
Vista general de los afloramientos del Permotrías
Aspecto de los conglomerados
Capas de areniscas entre los conglomerados
En el afloramiento aquí descrito se trata de una serie formada de muro a techo por tres tramos: uno inferior con predominio de niveles conglomeráticos, otro intermedio donde abundan las areniscas y otro superior donde aparecen niveles lutíticos entre
las areniscas. Todos estos materiales presentan como rasgo común uma marcada tonalidad roja intensa (los niveles de lutitas pueden ser de color verdoso), lo que los hace claramente distinguibles en el paisaje circundante de las pizarras paleozoicas
Camino de acceso a la EDAR del Peñón del Cuervo, desde la N-340 a la altura de Torre Paloma.

Complejo de la Araña

Complejo de la Araña
Algunas de sus bocas, de conocimiento popular, fueron exploradas por el GES de la SEM entre 1.975 y 1.981. Esta cavidad, en principio de pequeñas dimensiones por la obstrucción de los sedimentos bien arqueológicos o litoquímicos, no permitía acceder
a zonas más internas. La apertura de la cantera Navarro y su posterior avance permitió acceder a la red interna, y si bien el avance destruyo parte de ella, en 1.979 en la Cueva Navarro IV se descubrió un santuario de arte rupestre, con representacio
nes paleolítica de la época Solutrense. No obstante es una red de extremo interés espeleológico y arqueológico, y actualmente está protegida por las instalaciones de la fábrica de Cemento.
Desde Málaga hasta la Cantera Navarro (en dirección a Rincón de la Victoria por la costa).

Deslizamiento de Colmenar

Deslizamiento de Colmenar
Panorámica del deslizamiento
Aspecto de la zona frontal del deslizamiento
Aspecto de los bloques deslizados
Deslizamiento de materiales carbonatados, margas y arcillas (procedentes en su mayoría de las zonas más elevadas de la Sierra Camarolos), sobre la ladera sur, que tuvo lugar entre enero y mayo de 1970. El deslizamiento afectó a la carretera MA-115 (a
ntigua carretera de Málaga a Granada). Las dimensiones máximas de la masa deslizada fueron de unos 2.800 metros de longitud por unos 500 metros de anchura (unas 75 hectáreas de superficie). En las proximidades, existen numerosas manifestaciones de in
estabilidades de ladera (flujos, deslizamientos, desprendimientos y reptaciones)
Carretera local MA-115, desde la comarcal C-340 a Alfarnate.

Cuaternario marino de los Cantales

Cuaternario marino de los Cantales
Grietas rellenas con depósitos marinos del nivel superior
Vista parcial del afloramiento de los depositos marinos
Hueco kárstico relleno por un conglomerado marino
En los acantilados entre Cala del Moral y Rincón de la Victoria es donde mejor quedan expuestos y preservados los restos de depósitos de playas fósiles rellenando las cavidades y fisuras generadas en los materiales calcáreos de la cobertera maláguide
. Se observan 4 niveles principales. El nivel más antiguo se sitúa a unos 10-12 m sobre el nivel del mar actual y corresponde a unos depósitos de playa, que rellenan antiguas fisuras y paleocavidades, compuestos por arenas y gravas con abundante fa
una marina, quizás correspondientes a dos episodios marinos (datados por Torio / Uranio con edades de 360.000+-41.000 años y 240.000+-5.000 años). El segundo nivel, a unos 5 m por encima del nivel del mar, no tiene depósito asociado, aunque sí restos
de perforaciones realizadas por litófagos, corresponde a una microplataforma marina de hace 180.000 años. El tercer nivel, entre 1 y 3 m por encima del nivel del mar, corresponde a dos subniveles de playa: uno de arenas y gravas de cantos calcáreos
y de cuarzo poco cementados, con Strombus bubonius y Glycymeris sp., mientras que el otro es un conglomerado lumaquélico, con abundancia de Strombus bubonius y otra fauna, como Cantharus viverratus, que indican un clima cálido correspondiente a las s
ubidas del nivel del mar ocurridas entre 130.000 y 95.000 años. El nivel más reciente es una plataforma bioconstruida, situada entre el nivel actual del mar y 0,5 m, con una potencia de 10 a 20 cm; está asociada al momento de estabilidad posterior a
la última subida del nivel del mar, hace unos 6.000 años.
Paseo marítimo desde el extremo este de la Playa de la Cala del Moral al extremo Oeste de la Playa del Rincón de la Victoria.

Cueva del Tesoro

Cueva del Tesoro
Interior de la Cueva del Tesoro
De conocimiento popular con el nombre de cueva del Higuerón, se le atribuyen numerosas leyendas, entre ellas la del Tesoro de los Cinco Reyes, que promovió la habilitación turística de la cavidad con la denominación actual de la Cueva del Tesoro. La
última topografía fue realizada por el GES de la SEM en 1.986. La cueva se compone de un amplio volumen subterráneo formado por la coalescencia de varias cavidades naturales, unidas artificialmente y ampliadas por medio de la excavación y vaciado de
salas y galerías así como la realización adicional de túneles artificiales como consecuencia de los esfuerzos por localizar el pretendido tesoro. Posee siete entradas, todas ellas cerradas con construcciones y verjas, quedando el antiguo pozo del Sui
zo habilitado incluso con ascensor para su visita turística. La cavidad es predominantemente horizontal, con su particular morfología en forma de gruyére. En la galería del Higuerón existen interesantes pinturas paleolíticas. Su interés geoarqueológi
co se centra en la aparición de restos antropoformos correspondientes a dos cráneos asociados a cerámicas cardiales del Neolótico, junto a restos fósiles de bóvidos, cervicos y équidos. También se han localizado piezas de silex y puntas de flecha jun
to a restos de un bisón del Paleolítico superior. La ocupación de la Cueva como hábitat se inicia en el Solutrense (Paleolítico superior), Declarada BIC, pertenece a la zona arqueológica del Complejo del Cantar, junto a la Cueva de la Victoria.
En el caso urbano de El Rincón de la Victoria

Delta del río Vélez

Delta del río Vélez
Panorámica del delta
Es un ejemplo histórico de evolución de un estuario hacia un delta. Se tiene constancia que en tiempos fenicios (2750 años antes del presente) y hasta finales del siglo XV el río Velez desembocaba mediante un estuario, navegable hasta la ciudad de Vé
lez-Málaga, produciéndose con posterioridad un rápido incremento de la erosión en las tierras del interior y la colmatación de extensas zonas en la desembocadura, llegando a alejarse la línea de costa cerca de dos kilómetros, con la formación del del
ta actual. La espectacular colmatación tiene su origen, presumiblemente, en la erosión producida por la masiva deforestación y abandono de las tradicionales prácticas agrícolas que siguieron a la expulsión de los árabes.
Carretera N-340a (costa), entre Almayate y Torre del Mar

Formación de la Viñuela

Formación de la Viñuela
Tramo inferior de brechas
Detalle del tramo inferior de brechas
Tramo superior margoso
La Formación de la Viñuela se encuentra entre las zonas internas de las Cordilleras Béticas (Alpujárride y Maláguide) y las formaciones flyschoides del Complejo Colmenar - Periana (Unidades del Campo de Gibraltar). Es una formación transgresiva, de e
dad Aquitaniense - Burdigaliense, que reposa en discordancia sobre los Alpujárrides y el Bético de Málaga; sobre ella, tectónicamente, están los materiales del complejo Colmenar - Periana. Esta formación aporta un dato muy importante desde el punto d
e vista estructural: los cabalgamientos de las unidades béticas (Zonas internas) acaban entre el Oligoceno terminal y el Burdigaliense, mientras que la siguiente gran etapa tectónica ocurre inmediatamente después del depósito de la Formación y está o
casionada por la colisión entre las Zonas internas y externas, de modo que afecta al conjunto de la Cordillera. La Formación presenta dos tramos bien diferenciados, estratigáficamente superpuestos: un tramo inferior de brechas, pobremente seleccionad
a, con cantos y bloques en abundante matriz arenosa (depósitos de ladera) y un tramo superior de margas y margocalizas, con abundante microfauna planctónica(ambiente marino). La secuencia se formó en una cuenca sinorogénica extensional, asociada con
el primer episodio de rifting del Neógeno en las Cordilleras Béticas.
Ctra. Vélez - Málaga a Ventas de Zafarraya (C-335), p.k. 66+000, junto a la localidad de Viñuela

Garganta del Guadalhorce

Garganta del Guadalhorce
Vista general de la Garganta del Guadalhorce en las proximidades de Huertas del Río (Archidona)
Detalle de un escarpe de cañón kárstico que forma la garganta
Microlapiaz en un afloramiento de yeso
El río Guadalhorce discurre, en su tramo alto, por la Comarca Nororiental de Málaga, naciendo en las estribaciones nororientales de las sierras Penibéticas. Desde allí, recorre el sur de la comarca por la depresión del Guadalhorce formada en los mate
riales postorogénicos de la depresión de Antequera – Archidona y el flysch del Campo de Gibraltar. Al salir de esta depresión, comienza su transcurso por los materiales del Trías de Antequera, provocando una acción fluviokárstica. Es por ello que se
forma una estrecha y pronunciada garganta en forma de cañón kárstico sobre materiales yesíferos. Las características genéticas que presenta esta garganta son similares a las de la Hoz del arroyo Marín, sin embargo, los relieves que ofrece, siendo amb
os valles encajonados, difieren en cuanto a su trazado en planta y los paisajes que forman. La garganta del Guadalhorce se presenta en una disposición general más rectilínea, con laderas pronunciadas de similar desnivel próximo a los 80 metros y que,
en determinadas zonas, pueden llegar a presentar mayores desniveles. Sin embargo, el trazado sobre estos materiales del Guadalhorce, aunque presente una disposición general recta, su discurrir es sinuoso originando multitud de recodos y cambios de d
irección. La amplitud del valle, o cañón kárstico es menor, con presencia de numerosas paredes verticales originadas por el desprendimiento de rocas y materiales producto de la disolución. Además de las paredes verticales, aun se aprecian los restos
de rocas desprendidas y las grietas que provocarán en un futuro nuevos desprendimientos. La actividad fluviokárstica que ha provocado la creación de esta garganta continúa su labor modeladora del terreno ayudada por la fácil disolución de los materi
ales kársticos que la forman y la fácil erosión de las demás rocas, entre las que abundan formaciones arcillosas y margosas, la cual destaca sobretodo en su tramo inicial y final. En su tramo inicial el río discurre por la llanura elevada que forman
los materiales del Trías y se va encajando hasta formar la garganta. En las inmediaciones de este paraje encontramos importantes masas de rocas carbonatadas de edad Jurásica correspondiente al Alto de la Breña y pertenecientes al municipio de Anteque
ra. Aquí también pueden apreciarse los frentes de cabalgamientos afectados, a su vez, por una estructura en pliegues anticlinales. La salida del río Guadalhorce a la vega de Antequera provoca un paisaje espectacular en el que se puede observar perfec
tamente el perfil en los materiales triásicos. En este paraje existen otros elementos destacables como formas kársticas, es numerosa la presencia de surgencias, de muy variados tamaños, que dan salida al agua, de facies sulfatadas, contenida en el co
mplejo hidrogeológico existente en los materiales yesíferos. De todas ellas, la surgencia de agua más relevante es la que a dado lugar a la formación de la conocida como Cueva del Agua. Situada a media ladera en la salida hacia la Vega de Archidona d
el río Guadalhorce, se trata de una gruta de aproximadamente 150 metros de longitud ocupada parcialmente por agua. Puede accederse a ella por una pequeña entrada de poco más de 50 cm de altura que pasa a una serie de cavidades de mayor altitud conect
adas por diversos saltos de agua y pasos estrechos. Esta es una de las cavidades más importantes situadas sobre los terrenos que conforman el Trías de Antequera. La Cueva del Agua es la representación más importante de las formas endokársticas en yes
os de la comarca y del complejo hidrogeológico presente en este paraje. Desde el punto de vista geomorfológico también destaca la presencia puntual de materiales triásicos carbonatados correspondientes a la facie Muschelkalk, formada por calizas y do
lomías. Estos materiales, debido a su diferente velocidad y facilidad de disolución, así como a su mayor dureza y resistencia a la erosión, provocan la existencia de una serie de elementos muy característicos dentro del relieve de la Garganta del Gua
dalhorce. De todos ellos destaca el Peñón del Mediodía, que se eleva a modo de torreón calizo sobre la Garganta del Guadalhorce al situarse en el punto más alto de dicha garganta. Este peñón puede observarse desde cualquier punto de la Vega de Archid
ona aportando una gran riqueza visual al paisaje de la zona.
Por un camino que parte de la carreera de acceso a Antequera desde la autovia A-92

Cueva de la Fájara

Cueva de la Fájara
Parque Natural Sierras de Tejeda, Almijara y Alhama
De conocimiento popular, ya hay constancia escrita en el diccionario de Madoz en 1.845 y recopilada en 1.896 por Puig y Larraz en el Catálogo de Cuevas y Simas de España. Sólo era conocido un tramo inicial hasta que en 1.976 el GES de la SEM fuerza u
n laminador ascendente y descubre la continuación de la cavidad, deteniéndola una galería sifonada. A finales del verano del mismo año, en una nueva visita, comprueban que el lago se había secado, permitiendo la continuación. La topografía integral s
e culminó en 1.979. De forma esquemática, la cueva de la Fájara posee tres pisos o niveles de cavernamiento, que acogen a un curso de agua que circula por una red activa no transitable y que mana en el manantial de la Fájara, que en épocas de lluvias
se activa y sifona la totalidad de la cavidad.
Desde Canillas de Aceituno hasta el Nacimiento del río Bermuza

Gneises de Torrox

Gneises de Torrox
Aspecto de los gneises ocelares de Torrox
Aspecto de los gneises bandeados de Torrox
El macizo gneísico de Torrox está constituido por gneises ocelares (augengneises) y gneises bandeados y leucocráticos. Su caracter más llamativo es la presencia de megacristales de feldespato potásico (de hasta 10 cm), en rocas de tipo granítico con
un notable grado de deformación. Los megablastos de ortoclasa son frecuentemente idiomorfos y, a veces, presentan planos de Carlsbad deformados . Son habituales también los megablastos de turmalina. El complejo gneísico de Torrox tiene una cierta es
tructura domal, localizándose en la base de una potente serie pelito-samítica, fuertemente metamorfizada; no se observa el contacto inferior. Presentan tres fases visibles de esquistosidad. Queda incluido este macizo gneísico en la denominada Unidad
de Sayalonga (Manto de los Guájares). Es importante destacar que cualquiera de los dos modelos petrogenéticos avanzados para explicar su génesis constituyen casos únicos en esta región: ortogneis formado a partir de un granito de megacristales por u
na fuerte deformación heterogénea, o bien gneis anatéctico, resultado de una fuerte deformación y metamorfismo con moderadas cantidades de fusión parcial.
Camino rural al este del río Torrox; se accede al camino desde la carretera MA-9012 (Torrox-Frigiliana) una vez pasado el puente sobre el río.

Fases de deformación en los esquistos de Calaceite

Fases de deformación en los esquistos de Calaceite
S1(esquistosidad de flujo) y S2 (esquist. de plano axial)
S3 (lineación de crenulación)
Micropliegues disármonicos de flujo
Los esquistos de Calaceite (término intermedio de de la Secuencia de la Unidad de Sayalonga , también denominados como metapelitas del zócalo de la Unidad de Torrox) afloran claramente entre los ríos Seco y Torrox, con una potencia de entre 100 y m
ás de 500 metros. Son esquistos negros grafitosos (con estaurolita y andalucita), provenientes del metamorfismo de grado medio-alto de materiales de origen principalmente lutítico y areniscoso. En el afloramiento cartografiado, se aprecia claramente
la superposición de tres episodios deformacionales penetrativos, coétaneos del metamorfismo. Durante cada una de las tres fases principales de deformación (alpinas), se generaron esquistosidades (S1, S2 y S3), todas ellas asociadas a pliegues. La es
quistosidad S1, correspondiente a una esquistosidad de flujo, aparece aquí bien representada por la orientación de filosilicatos de talla pequeña subparalelos a presumibles trazados de estratificación y con venas de cuarzo paralelas. La S2 correspond
e a una esquistosidad de plano axial. La S3 se manifiesta por una lineación de crenulación.
Antigua carretera nacional N-340, entre p.k. 286+000 y p.k. 286+150, entre la Punta de Torrox y Nerja (lado izquierdo de la ctra., en dirección Nerja)

Yacimiento Plioceno de Burriana

Yacimiento Plioceno de Burriana
Afloramiento, con dos niveles fosilíferos
Detalle nivel fosilífero inferior
Yacimiento en acantilado de fósiles del Plioceno inferior, principalmente moluscos (especialmente bivalvos - con abundantes pectínidos y ostreidos-, así como escafópodos y gasterópodos). Los niveles más fosilíferos se encuentran en la parte baja de
l acantilado, siendo destacable especialmente un paquete situado entre 3,5 y 4,5 metros desde la base. La sucesión en la pared del acantilado es de arenas microconglomeráticas, arenas con cantos y algunos fósiles, arenas con abundantes fósiles y el
paquete más fosilífero (de 1 a 1,5 m de potencia). La sedimentación corresponde a un medio marino somero (litoral o plataforma somera). El oleaje retrabajó las conchas después de la muerte de los organismos, lo que implica que se muestren deteriorad
Carretera de Nerja a la playa de Burriana. El acantilado se localiza bajando hacia la izquierda, enfrente de los apartamentos "Nerja Bahía", a unos 50 m de la playa.

Yacimiento Plioceno del Barranco de Maro

Yacimiento Plioceno del Barranco de Maro
Vista parcial del afloramiento
Detalle del nivel fosilífero
Yacimiento en pared subvertical de fósiles del Plioceno inferior, principalmente moluscos (especialmente bivalvos -pectínidos y ostreidos-, así como escafópodos y gasterópodos). Los niveles fosilíferos, con abundante fauna, se sitúan en arenas (entre
unos 10 y 20 metros por encima del nivel del mar), que corresponden a un medio marino somero (litoral o plataforma somera) . Se apoyan sobre una facies detrítica brechoide y por encima evolucionan a un tramo de conglomerados de cantos redondeados
de cuarcita, con algún esquisto y matriz arenosa. El oleaje retrabajó las conchas después de la muerte de los organismos, lo que implica que se muestren deterioradas, fragmentadas y desarticuladas
Desde el antiguo puente de la carretera (para llegar a él, tomar camino asfaltado hacia el sur, que sale del p.k. 295+000 de la antigua N-340), sendero por la margen derecha del barranco de Maro, hasta llegar prácticamente a su desembocadura.

Cueva de Nerja

Cueva de Nerja
Parque Natural Sierras de Tejeda, Almijara y Alhama
Sala de la Montaña en la zona no turística de la Cueva de Nerja
Espeleotemas en la zona no turística de la Cueva de Nerja
La Cueva de Nerja, una de las más emblemáticas y conocidas de España y abierta al uso turístico, es una cavidad kárstica modelada en mármoles dolomíticos del Manto de Almijara, unidad tectónica del Complejo Alpujárride perteneciente a las Zonas Inter
nas de la Cordillera Bética. Los depósitos de carbonato cálcico, que dan lugar a los espeleotemas (estalactitas, estalagmitas, columnas, tapizados, etc.), se han producido predominantemente durante los periodos cálidos del Cuaternario. Las edades obt
enidas de los espeleotemas datan del Pleistoceno Superior (principalmente entre 800.000 y 66.000 años).
La Cueva tiene también gran interés desde el punto de vista arqueológico y de la geología del Cuaternario reciente, pues contiene un registro se
dimentario bastante completo, al menos desde el Paleolítico Superior, con abundantes restos de actividad antrópica. El interés geoarqueológico radica en los registros antropomorfos del periodo Solutrense (Paleolítico superior), con una cronología ent
re 18.000 y 14.000 años. Los registros paleontológicos pertenecen a fauna doméstica silvestre y malacofauna. Los periodos de ocupación de esta cavidad abarcan una secuencia cultural y cronológica entorno a los 25.000 años. Son numerosos los restos cu
lturales, esencialmente las pinturas rupestres. Declarada Bien de Interés Cultural con categoría de Monumento.
Autovía de Nerja-Málaga, salida Cueva de Nerja

Acantilados de Maro-Cerro Gordo

Acantilados de Maro-Cerro Gordo
Paraje Natural Acantilados de Maro-Cerro Gordo
Vista de la bahía de La Herradura, con Cerro Gordo al fondo
Vista de los acantilados
Sector costero en que aparecen acantilados (sobre mármoles), con pequeñas calas y playas (sobre esquistos), sedimentos pliocenos y cuaternarios. Además del interés de la morfología costera, los cortes, tanto naturales como artificiales, permiten apre
ciar los distintos materiales presentes: esquistos y cuarzoesquistos oscuros con estaurolita, esquistos con biotita y granate y mármoles del Complejo Alpujárride, así como otros correspondientes a materiales postorogénicos: unidades pliocenas, abani
cos aluviales pleistocenos y otros depósitos menores cuaternarios, como son el travertino de Maro (posiblemente de edad Pleistoceno), depósitos de playa, etc. Por otra parte, el basculamiento de la unidad inferior pliocena, la existencia de abanicos
aluviales encajados (pleistocenos) y la existencia de fallas que afectan, al menos, a la unidad superior pliocena, indican una importante actividad neotectónica en el sector, al menos hasta el Pleistoceno superior.
Desde la antigua carretera de Almuñecar a Nerja, por distintos caminos que conducen a la parte superior o a la base del acantilado.

Cabalgamientos y tajos de la Sierra de Camarolos

Cabalgamientos y tajos de la Sierra de Camarolos
Vista general de la sucesión de cabalgamientos
Escarpe kárstificado
Vista general de una laguna temporal
La Sierra de Camarolos muestra claramente una sucesión de cabalgamientos en sus laderas que han dado lugar a espectaculares tajos, como el de la Madera, entre otros. Los cabalgamientos tienen pinzamientos de materiales flysch, que al ser de naturalez
a más blanda, conforman en el paisaje depresiones intramontañosas. Sobre estas el agua aprovecha para kárstificar los materiales calizos y dolomíticos , originando escarpes por kárstificación, dolinas y lagunas estacionales. Desde el punto de vista e
structural la dirección de los cabalgamientos es de componente sur en contra de la dinámica general de toda la cadena bética.
Desde Villanueva del Rosario, tomar el camino que asciende a la Ermita de Ntra. Sra. del Rosario. Desde aquí, seguir por el carril de tierra indicado como camino de Hondonero. Una vez en el paraje de Hondonero (indicado con paneles informativos) pued
e verse el Tajo de la Madera y siguiendo el carril hasta su finalización (en el conocido como Alto de Hondonero), llegaremos a una pequeña explanada que ofrece unas vistas inmejorables de la tectónica de Camarolos.

Nacimiento de El Chorro del río Cerezo

Nacimiento de El Chorro del río Cerezo
Cascada de agua generada a la salida del manantial
Río Cerezo a escasos metros del manantial que lo alimenta
Sendero que finaliza al pie de manantial
El nacimiento de El Chorro representa una de las surgencias kársticas del acuífero de la Sierra de Camarolos. Situado en la base del relieve, este manantial es considerado el origen del río Cerezo, un importante afluente del río Guadalhorce. El agua
mana a través de una serie de grietas en la ladera de la sierra y se distribuyen en tres zonas preferenciales, cada una de las cuales cobra vida dependiendo del nivel freático del acuífero,
Desde Villanueva del Rosario, tomar el camino que asciende a la Ermita de Ntra. Sra. Del Rosario. Una vez en ella, descender por una cuesta pronunciada hasta el nacimiento de El Chorro.

Dunas de Artola o Cabopino

Dunas de Artola o Cabopino
Monumento Natural Dunas de Artola y Cabopino
Vista general del cordón de dunas
Vista general de cordón dunar
Las Dunas de Artola o Cabopino representa los últimos reductos del sistema dunar de la costa malagueña en este sector. El origen de estos depósitos se debe a la influencia de vientos del NO que se han encargado de transportar material detrítico junto
las derivas litorales. Ambos dieron origen a la formación de un cordón dunar que se extendió hasta la desembocadura del río Real. Hoy parte de este cordón ha desaparecido por la presión urbanística que sufre el litoral malagueño a lo largo de toda s

Falla de la Sierra del Camorro

Falla de la Sierra del Camorro
Monumento Natural Falla de la Sierra del Camorro
Vista general del relieve carbonatado
La sierra de Camorro es un relieve constituido por calizas y dolomías del Jurásico inferior y medio. Estas rocas, de tonalidad blanquecina, están muy alteradas y fisuradas. También han sufrido meteorización física y química y cuyo resultado ha dado l
ugar a un relieve karstico. Entre las formas más característica destacan la abundancia de cavidades, espeleotemas (estalactitas y estalagmitas), tours, pasillos y grandes salas en las que se acumula el agua subterránea formando lagos. Además, es frec
uente reconcoer grandes estructuras geológicas como fracturas y grandes pliegues que acontecieron durante la formación de la Cordillera Bética.
A través de una pista que parte de la población de Cuevas de San Marcos

Cahorros del río Castor

Cahorros del río Castor
Marmita de gigante en el lecho del río.
Acumulación de bolos peridotíticos sobre el lecho marmóreo.
Cañón fluviokárstico generado por el río Castor sobre mármoles con diopsido y forsferita del Complejo Alpujárride. Preseta paredes verticales y el lecho rocoso está salpicadob por numerosas marmitas de gigante donde se forman pozas y cascadas. Los má
rmoles están muy pulidos debido a la acción erosiva de las aguas que arrastran grandes bolos de peridotitas de Sierra Bermeja.

Peñón de los Enamorados

Peñón de los Enamorados
Vista general del peñón desde el núcleo de Antequera
Ejemplo de relieve constituido por una secuencia estratigráfica invertida, con las unidades más modernas (margas y margocalizas rosadas, Cretácico y Paleógeno) sobre las más antiguas (calizas nodulosas rojas, oolíticas y tableadas del Jurásico). Est
a secuencia se eleva sobre materiales triásicos. Rodeando el relieve se depositan extensos coluviales y canchales compuestos de arcillas, bloques y cantos).
Desde Antequera tomar la carretera A-7282 en dirección al NE. Esta pasa justo por el margen de la peña.

Mármoles del contacto de las Unidad de las Nieves

Mármoles del contacto de las Unidad de las Nieves
Vista general del contacto desde la carretera A-397.
Estructuras de plegamiento en los mármoles de contacto
Los mármoles pertenecen a la Unidad de las Nieves incluida en las Zonas Internas de la Cordillera Bética. Esta unidad se encuentra cabalgada por la unidad Alpujárride que aflora claramente en las sierras peridotíticas, formando una clara línea que
delimita las sierras blancas de las sierras pardas, como son los parajes de Río Seco, la Fuenfría, el Barranco Blanco o el existente entre el Torrecilla y el Cerro Corona, donde pueden observarse el cabalgamiento de las peridotitas ultrabásicas del A
lpujárride, que pueden alcanzar hasta 300 m. de potencia. En estos puntos se observan los mármoles procedentes de la metamorfización de contacto de las calizas y dolomías de las Nieves.
Por la carretera de San Pedro de Alcántara a Ronda, A-397.

Karst de la Sierra de Utrera

Karst de la Sierra de Utrera
Modelado kárstico de la Sierra de la Utrera
Paredes del cañón fluviokárstico conocido como Canuto Grande
Detalle de una de las formas kársticas
La Sierra de la Utrera presenta un relieve encastillado que apenas resalta topográficamente del entorno, siendo en conjunto una pesada mole entre las suaves colinas y llanos circundantes. El macizo tiene una altitud máxima de 354 m y un desnivel que
supera los 300 m entre la cima y el río Manilva, y está dividida en dos partes por un cañón denominado Canuto Grande, que contrasta con el carácter tabular del resto de la Sierra, la cual da una impresión morfológica más suave a pesar de estar muy fr
agmentada.
Tanto la disolución como la erosión superficial han actuado de forma diferencial sobre una columna estratigráfica desigual de las calizas del Jurásico que ha propiciado el desarrollo de un modelado en capas horizontales y escalones, por l
o que el tipo de caliza, así como el tipo de estratificación en bancos poco potentes, son determinantes en el comportamiento de los materiales ante la erosión y la morfología resultante . En este sentido, el anticlinal esta constituido por tres unid
ades geomorfológicas diferentes, de las cuales la primera es la que mayor desarrollo de formas kársticas presenta: se trata del núcleo “amesetado” de la Sierra y parte de los bordes inclinados de la misma está compuesto por la alternancia de caliza
oolíticas y calizas nodulosas rojas y amarillentas. En las primeras se desarrolla un lapiaz intenso. Por su parte, las calizas nodulosas rojas con intercalaciones margosas propician una zona de resalte (calizas nodulosas) y entalladura (calizas nodu
losas ligeramente más margosas) típica de este tipo de karst. La estratificación de niveles calizos genera formas lenticulares y apiladas características del centro de la Sierra, que dan un aspecto ruiniforme al conjunto, conocido como Canchos de la
Utrera. En el flanco Este se encuentran un extenso lapiaz abarrancado, conocido como Rampa de las Hediondas. Las formas exokársticas más representativas son los lapiaces, las dolinas, los pilones o cubetas de disolución, los callejones, agrios (zonas
fracturadas y formadas por grandes bloques) y otras formas de disolución en pequeñas cubetas llamadas kamenitzas. También se indentifican cinco cañones fluviocársticos importantes, un elevado número para lo que es el volumen del macizo, entre los q
ue destacan el Canuto Grande y el Canuto Chico. El primero de ellos es una "cluse" de unos 1000 metros de longitud y 110 metros de anchura. Respecto al modelado endokárstico de la Sierra de la Utrera, se han inventariado más de cien cuevas, simas y a
brigos. Destacan en el flanco Este del macizo la Cueva Vieja o Cueva de la Hedionda I, con numerosos espeleotemas, la Sima de Pito Díaz o Hedionda II, la CRS.3 o Hedionda III y la Sima de los Baños, con más de 90 metros de desnivel. En el Canuto Gra
nde se encuentra la Cueva del Gran Duque y en el Canuto Chico se localiza el Pozo Ixodes, sima con la mayor vertical absoluta del karst de la Utrera con 36m. El macizo también juega un importante papel en relación con las surgencias de agua, gracias
al conocido manantial de los Baños de la Hedionda que aporta 60 l/s de agua sulfurosa.

Acantilados de Punta de la Chullera

Acantilados de Punta de la Chullera
Vista general de los acantilados y playa de la Chullera
Detalle de las areniscas con estructuras de tafoni
Afloramiento de areniscas del Unidad del Aljibe, de Flysch del Campo de Gibraltar, modeladas por la acción del oleaje y corrientes marinas. Se observan formas tales como acantilados, plataformas de abrasión, calas, playas cerradas y numerosas microfo
rmas como alveolos o picaduras de abrasión y taffoni. Estos materiales se interpretan como depósitos de corrientes de turbidez.

Los Riscos de Cartajima

Los Riscos de Cartajima
Una de las ltorrenteras que se generan en la Cancha de Almola, en el Paraje de los Ricos
Pequeño torcal ubicado en el paraje serrano de Los Riscos
En la Serranía de Ronda, concretamente en las sierras de Almola y del Jarastepar, la caliza ha sufrido un fuerte proceso de erosión que ha provocado la aparición de torcales, estos tienen su máxima expresión en los Riscos. Esta zona, que se encuentra
a caballo entre los municipios de Júzcar y Cartajima, es sin lugar a dudas, después del Torcal de Antequera, la formación más impresionante del paisaje Kárstico de Málaga. Al igual que en el Torcal de Antequera la presencia de flora y fauna de espec
ial singularidad es muy significativa. Podemos distinguir diferentes unidades: a) El cerro o Cancha de Almola, al Este. Se trata de un impresionante cerro instalado sobre una antigua zona de erosión, con grandes dolinas al norte. Tiene una altura de
1.406 metros y se caracteriza por la presencia de grandes paredes verticales de más de 300 metros; b) Los Riscos que supone un excelente museo de formas kársticas; c) Jarastepar: donde predominan los grandes campos de dolinas; d) Tajos, cerros y lade
ras, delimitan perimetralmente el territorio que entendemos debe protegerse, en el lado sur es donde aparecen los elementos más relevantes, como cerro Redondo. Es la suma de estos elementos es lo que da la verdadera identidad al paisaje. Las caracter
ísticas de la roca da lugar, además, a formaciones que recuerdan figuras animales y humanas; así, El Águila de Júzcar, el Camello de Cartajima, etc.

Angosturas de Benahavís

Angosturas de Benahavís
Vista general del cañón desde la carretera
Poza excavada en los mármoles alpujárrides
Cañón fluviokárstico generado por el río Guadalmina sobre mármoles con diopsido y forsferita del Complejo Alpujárride. Preseta paredes verticales y el lecho rocoso está salpicadob por numerosas marmitas de gigante donde se forman pozas y cascadas. Lo
s mármoles están muy pulidos debido a la acción erosiva de las aguas que arrastran grandes bolos de peridotitas de Sierra Bermeja.
Por la carretera A-7175 en dirección a Benahavís.

Hoz del arroyo Marín

Hoz del arroyo Marín
Hoz de Arroyo Marín
Cañón kárstico en la Hoz del arroyo Marín
Microlapiaces generados sobre el yeso
La Hoz del arroyo Marín o Pilatos o la Hoz del Ciervo se sitúa en las inmediaciones de la localidad de Archidona, concretamente al sur de la misma. Además de la presencia de ofitas en la misma zona, ya reconocidas en el inventario andaluz de georrecu
rsos, existen otros muchos elementos geológicos dignos de reconocimiento como georrecursos de importancia. El paraje está dominado por la presencia de rocas de naturaleza yesífera y demás rocas evaporíticas, el discurrir del arroyo Marín ha ocasionad
o la formación de espectaculares cañones kársticos por disolución de estos materiales, encajándose a lo largo de los años. A pesar de las características poco consolidadas de estas rocas, se han creado laderas de pendientes muy acusadas y gran desniv
el, que otorgan a la zona de una importantísima belleza visual y un espectacular valor paisajístico. A este hecho contribuye el trazado en planta del arroyo Marín en forma de media luna asemejándose a una hoz, característica que es origen de su denom
inación. Sin embargo, la sinuosidad del trazado no es una peculiaridad propia de esta zona sino que es constante a lo largo de todo el discurrir del arroyo por los materiales triásicos. Esto origina la existencia de una importante red de valles encaj
ados o cañones kársticos que se ven culminados con la presencia en el último tramo del Marín con esta Hoz. Fruto de la actividad kárstica podemos encontrar una gran diversidad de formas exokársticas y endokársticas, además de los, ya nombrados, cañon
es fluviokársticos. Por tanto, podemos encontrar interesantes microlapiaces en yesos, localizados en los afloramientos de estos materiales más expuestos a la escorrentía superficial y presentes en los propios cañones. Estos microlapiaces, debido a la
gran solubilidad que presentan los yesos, son de muy pequeño tamaño, ubicándose concretamente en los afloramientos de rocas yesíferas. De igual forma, aunque en la propia Hoz no se encuentren dolinas o elementos exokársticos de filtración, pues aquí
predomina la escorrentía y las surgencias de agua hacia el arroyo, sí que son comunes encontrar estas dolinas en las inmediaciones de este paraje, tanto en las Lagunillas como en la Saucedilla. En cuanto a las formas endokársticas encontramos numero
sas grutas y cuevas en el entorno del arroyo Marín. Ejemplo de ello es la Gruta del Agua, situada en el propio curso del arroyo y producida por la disolución de la base de una gran pared vertical formada de materiales yesíferos, originando una abertu
ra horizontal de varios metros de anchura y escasos centímetros de altura por la que penetra el agua del arroyo. Otro de los elementos destacables cercano al paraje de la Hoz de Marín es la zona conocida como Las Lagunillas. El área de Las Lagunillas
se encuentra encerrado por el trazado del Marín, presentando un perímetro prácticamente circular a 100 metros de altura con respecto a la base del arroyo. Este hecho, unido al tipo de materiales del Triásico que se extienden también por esta zona, p
ropicia que los yesos se hidraten fácilmente, dando lugar a la estructura diapírica que domina toda la extensión de Las Lagunillas. Al igual que ocurre en el karst de Salinas – Fuente Camacho, esta estructura diapírica además de originar un destacado
desarrollo hidrogeológico, propicia la aparición de diferentes formas kársticas. Es por ello que sea abundante la presencia de dolinas y escarpes por karstificación que actúan como sumideros kársticos. En época de lluvias estas dolinas pueden quedar
cubiertas de agua, bien por subida del nivel freático o por colmatación temporal de los sumideros por el sedimento acumulado.
Por la carretera de Archidona a Villanueva del Trabuco

Karst yesífero de el Brosque

Karst yesífero de el Brosque
Vista de una dolina de grandes dimensiones en el Brosque
Dolina de forma redondeada actualmente cultivada
Detalle de uno de los sumideros localizados en la base de una dolina
En esta zona es de gran belleza e importancia ambiental no sólo por la existencia de destacados elementos geológicos sino también por la presencia de formaciones vegetales y poblaciones animales relevantes para la comarca y la provincia de Málaga. De
sde el punto de vista geológico su importancia reside sobre todo en su morfología kárstica que se ha desarrollado sobre los yesos del Trías. La ausencia de una red hidrográfica de importancia en la zona y desniveles acusados, así como la propia natur
aleza de los materiales, ha propiciado la creación de un karst de considerables dimensiones en el que predominan los procesos de filtración de aguas hacia el interior de los materiales triásicos. Debido a esta acción de disolución y filtración se han
creado numerosas dolinas y sumideros kársticos, ya sean en forma de ponors o bien como simas. Las surgencias de agua más importantes del complejo hidrogeológico situado en los materiales que componen la zona del Brosque se sitúan al norte de este pa
raje, apareciendo la mayoría en el tramo final de la ladera Este de la Garganta del Guadalhorce. De todas estas formas se acentúa la profusa presencia de dolinas en toda la superficie del Brosque. Las dolinas existentes son de variados tamaños y form
as, llegando a adoptar tamaños semejantes a uvalas y formas similares a valles ciegos, donde los pequeños arroyos que discurren por la zona terminan en un ponor o sima. Esta sucesión de suaves escarpes por disolución de los yesos origina un relieve c
aracterístico alomado propio de los campos de dolinas.
Desde cualquier pista que salga en dirección norte desde el camino de servicio de la autovia A-92M

Nacimiento de los Cien Caños

Nacimiento de los Cien Caños
Vista lateral de la construcción delante del macizo
Vista de detalle de los caños de agua
Vista parcial de una de las fisuras por donde emana el agua
El nacimiento de los cien caños representa el manantial kárstico que emana el agua del acuífero carbonatado de la Sierra de San Jorge. Este manantial es el principal portador de agua del río Guadalhorce en su tramo alto, lo que lleva a considerse com
o el origen oficiosos de este río. A su salida del macizo kárstico existe una construcción de origen antrópica que canaliza el profuso caudal que mana de las grietas y fisuras de la roca. Es un espacio muy naturalizado que es muy visitado por los lug
Desde Villanueva del Trabuco tomar la carretera conocida como de Los Alazores (MA-4100) hasta llegar a un carril de tierra que se abre a la derecha indicando la dirección de la Fuente de los 100 Caños.