Las mineralizaciones de  barita  se encuentran en una secuencia  de materiales fundamentalmente  carbonatados  del Cámbrico  inferior,   correspondientes  a  la  Fm. Campoallá (Simon; 1951) del Dominio de Zafra - Alanís - Córdoba. En este área,  la secuencia estratigráfica manifiesta ciertas características singulares respecto a otras series similares de  la Zona de Ossa-Morena.  En primer  lugar el enorme desarrollo de los tramos carbonatados,  que pueden alcanzar más de 120 m de potencia, y que caracterizan, junto con  el  resto  de  la  serie,  una  unidad  de  tipo  "cubeta" (Liñán,  1984) bastante subsidente,  con un cierto parecido a la Unidad de Alconera (Liñán y Perejón,  1981).

        En segundo lugar,  la existencia de una disconformidad en  el  seno  de  los  materiales  cámbricos,   sellada  por  depósitos que parecen  corresponder al       desarrollo  de       un paleosuelo de tipo  fersialítico  o       ferruginoso,   que se encuentra  sobre  ciertas  estructuras  de karstificación  que presentan  los  materiales  carbonatados,  y  bajo  las  capas pizarrosas  con  trilobites  del  Marianiense  inferior-medio (Liñán,  com.  personal).  Desde  el  punto  de  vista  estructural,  el  Cerro  del Hierro  constituye  la  parte  oriental  de  un  sinclinal  de flancos  muy  desiguales, cuyo  plano  axial  de  dirección general  hercínica,   forma  una  inflexión  bastante  marcada según N-S.

        La  secuencia  estratigráfica  establecida  por  nosotros consta de cuatro formaciones:

-Los materiales más antiguos de esta zona constituyen una serie de tipo flyschoide, que comienza con un paquete basal conglomerático, formado por cantos cuarcíticos orientados (N 100º-110º E), sobre los cuales descansa un potente tramo rítmico de pizarras alternantes con areniscas.  En la parte superior de la serie pueden aparecer algunas intercalaciones vulcanoclásticas  (tobas y aglomerados), estando marcado el techo por un paquete carbonatado masivo que aflora de manera discontinua.

-Sobre  los  materiales  anteriores descansa  discordantemente  un tramo de areniscas cuarcíticas y arcosas blanquecinas,  que han sido asimiladas a la Fm. Torreárboles (Liñán,  1978). Estas rocas presentan una textura blastopsamítica heterogranular, con granos de cuarzo,  plagioclasa,  feldespato potásico,  micas y óxidos de hierro (hematites), en una matriz sericítica .

        Ambas formaciones han sido referidas en la bibliografía regional  como  una sola secuencia conocida  como "Capas  del Tambor"  (Simon,  1951),  o Serie Detrítica  Inferior  (García Vélez,  1975).

        En contacto cartográficamente discordante sobre las anteriores formaciones,  aparece un potente tramo de pizarras con niveles calizos discontinuos (pizarras con calizas), que presenta marcados cambios laterales de facies,  manifestando en general una mayor proporción de carbonatos hacia el Oeste y hacia techo de la serie (calizas con pizarras).

        La parte superior de esta formación esta constituida por un tramo de calizas masivas, parcialmente dolomíticas, que forman el paraje  denominado Cerro del Hierro.  Este  conjunto  detrítico-carbonatado es conocido como Fm. Campoallá (Simon, 1951).

        Se han podido observar en algunos niveles carbonatados de la base  de esta  formación,  estructuras  "kramenzel"  o calizas de facies  rizadas,  que  forman  delgados  lechos  carbonatados  en relación   con   niveles   políticos   centimétricos   alternantes, manifestándose una foliación replegada que se adapta a la forma de los bancos carbonatados (ondulaciones).

        Los bancos de calizas más potentes (varias decenas de metros) corresponden a rocas bioconstruidas,  con abundantes restos de arqueociatos, y con facies de algas.

        En la base del tramo carbonatado más potente, que constituye el Cerro  del  Hierro,  aparecen  localmente  unos  delgados  niveles estromatoliticos muy espectaculares,  formados por estructuras de crecimiento de algas y bacterias finamente laminadas (mallas de algas).

        También existen algunos  bancos de calizas dolomíticas y de calizas con nódulos de sílex, cuya posición en la serie no se ha podido precisar. El estudio en lámina delgada de algunas muestras carbonatadas con abundantes oxi-hidróxidos de Fe,  ha mostrado la existencia, asimismo, de microfacies pseudo-oolíticas ferruginosas formadas por restos de Arqueociatos.

        -El  conjunto  más  superior  ocupa  el  núcleo  de  la  estructura sinclinal,  y  está  formado  exclusivamente  por  pizarras  verde-amarillentas y moradas,  que suelen presentar una característica disyunción   astillosa,   y   abundantes   restos   de   trilobites (Strenuella sp.,  Delgadella sp.  y Ellipsocephallus sp.  (según Liñán  com.   personal)  correspondientes  al  tránsito  entre  el Marianense  inferior  y  medio. Esta Formación es conocida  como "Capas de Alanís" (Simon,  1951) o Fm. Detrítica Superior (García Vélez, 1975).

        -Las capas de este último conjunto descansan subparalelas a los materiales   detrítico-carbonatados,    fosilizando   además   un paleokarst sobre el que se desarrolló probablemente un potente suelo de tipo fersialítico-ferruginoso, que aunque erosionado, se conserva parcialmente en algunos puntos. El sellado de   este   paleorrelieve   pone   de   manifiesto   una   evidente disconformidad entre las dos formaciones.

        -Localmente pueden aparecer pequeños diques de diabasas intruyendo en la secuencia estratigráfica. Estas rocas están formadas por un entramado de cristales idiomorfos de plagioclasa muy sericitizada, entre  los  que  se  disponen  cristales  de  piroxeno y/o anfíbol totalmente  transformados  en  epidota,  clorita  y  leucoxeno.  El cuarzo es minoritario y se encuentra intersticial . Estas rocas han sido invocadas como portadoras del hierro de los yacimientos del área, aunque nuestras observaciones han puesto de  manifiesto  que  su  presencia  no  es  significativa,  y  sólo producen aureolas de reacción centimétricas.

     La  mayor  parte  de  los  materiales  carbonatados  de  la zona  presentan  algún  tipo  de  estructura  en  relación  con procesos  kársticos  más  o  menos  recientes,  aunque  también pueden  observarse  en  determinados  puntos  en  los  que  los materiales   carbonatados   han   estado   cubiertos   por   las pizarras  superiores,   diversos  rasgos  geomorfológicos  que evidencian una etapa de karstificación desarrollada durante el Marianiense inferior .

      Los  principales  rasgos  que  pueden  reconocerse,   en relación con esta etapa de karstificación son:  

a)  Desarrollo de  un  kryptokarst  con  modelados  de  chicot  redondeados.

b)  Profundas  depresiones  rodeadas  de  torrecillas.

c)   Pseudoscallops,  oquedades  o  balmas  basales y 

d)  Otros tipos  de  morfologías  de  superficies  curvas  y  redondeadas (Miras y Rodríguez Vidal,  1990).

        Estos  caracteres  indican  una  génesis  en  un  medio tropical  muy  húmedo,  bajo  una  potente  cobertera  de  suelo (fersialítico-ferruginoso),  y abundante vegetación.  

        Las   relaciones   estratigráficas   con   la   cobertera ferruginosa y las pizarras superiores son significativas de un periodo relativamente prolongado de actividad corrosiva, capaz de generar desniveles de varias decenas de metros.  

        La  Orogenia  Hercínica  dio  lugar  al  plegamiento  y posterior    fracturación    de    todos    estos    materiales, condicionando el desarrollo del desmantelamiento y de nuevos procesos de karstificación,  que son los que se evidencian hoy día,  de una forma más espectacular.  El  aspecto  de  esta  nueva  karstificación  ha  sido inducido en gran parte por la morfología kárstica previa. Los  rasgos  más  significativos  que  pueden  observarse  son:

a)  Descenso  espectacular  de nivel  de  base,  que  origina profundas excavaciones.   

b)  Desarrollo de formas con aristas y bordes angulosos.

c)   Estructuras de disolución y colapso, en relación con las cuales se hallan las mineralizaciones de barita más  importantes  de  esta  zona  y   

d)  Formación  de estalagmitas y/o pequeñas cortinas de calcita,  en zonas muy locales (Miras y Rodríguez Vidal,  1990).

          Se carece por ahora de datos fiables que nos marquen la edad de esta karstificación.  El único rasgo significativo que puede observarse está vinculado al  desarrollo de una superficie de aplanamiento regional (680-670 m) y otra local (650-640  m), generadas en calizas bajo procesos de cryptocorrosión durante el Neógeno (Delanoy et al., 1989). Además de las estructuras de plegamiento ya comentadas, son patentes otras características ligadas a las deformaciones   hercínicas.    En   los   materiales   pizarrosos   se manifiesta una esquistosidad de fractura que forma muy pocos grados con la estratificación,  mientras que en las calizas se produce una recristalización generalizada,  y una ligera esquistosidad de flujo,  que localmente se observa asociada a pliegues en esparita.