Geolodía 2022 

Este año no puedo participar en ninguna de las actividades programadas en el Geolodía, y he decidido hacer mi propio recorrido geológico en el lugar en que me encuentro, Las Palmas de Gran Canaria. En el año 2013 se celebró el Geolodía con el título "Un paseo geológico urbano: Las Palmas de Gran Canaria", con un buen tríptico divulgativo que podéis descargar en https://sge.usal.es/archivos_pdf/gdia13_gran_canaria_trip.pdf

 

Evolución geomorfológica de la Bahía de Las Palmas

 

En líneas generales, la actividad magmática y sedimentaria de Gran Canaria se desarrolló desde el Mioceno medio hasta la actualidad (unos 14,5 millones de años de historia) en varios episodios constructivos y destructivos que dieron lugar a distintas formaciones geológicas. Teniendo en cuenta la historia geológica de la isla, los elementos geológicos más destacados en la costa de Las Palmas de Gran Canaria, ordenados de más antiguos a más modernos, son los siguientes:

 

– Rocas y morfologías volcánicas explosivas (y en menor medida efusivas) de composición geoquímica intermedia, constituidas por varias ignimbritas (de cenizas y bloques, y de cenizas y pómez) y lavas pertenecientes a la Formación Fonolítica de Gran Canaria. Son resultado de la erupción del volcán de Tejeda, que durante cuatro millones de años expulsó ingentes cantidades de materiales. Entre 8 a 5 m.a. (Mioceno) la isla de Gran Canaria entró en una fase de inactividad volcánica.

Sobre los depósitos volcánicos fonolíticos se acumulan depósitos sedimentarios aluviales arrastrados por el agua en los barrancos que se van formando, que al llegar al NE de la isla forman grandes deltas que van ganando terreno al mar y da lugar a la siguiente formación geológica.

 

– Rocas y morfologías sedimentarias detríticas terrestres de carácter aluvial pertenecientes al Miembro inferior de la Formación Detrítica de Las Palmas -FDLP- y asociadas a la fase de inactividad volcánica de la isla (Mioceno superior).

Entre 5 a 4 m.a.(Plioceno) se produce un gran episodio transgresivo. El mar invade las costas y deposita a su paso sedimentos litorales, producido por cambios eustáticos globales e isostáticos insulares hacen que el nivel del mar suba muchos metros y da lugar a las Rocas y morfologías sedimentarias detríticas marinas del Miembro medio de la FDLP, con características submareales e intermareales.

A la vez que se formaba la FDLP, se iniciaba un nuevo ciclo volcánico, que dio lugar a una nueva formación geológica.

 

– Rocas y morfologías volcánicas efusivas de composición básica (lavas tabulares y almohadilladas, e hialoclastitas) y explosivas intermedias (ignimbritas de bloques y cenizas) asociadas al estratovolcán Roque Nublo, dentro de la fase de reactivación volcánica insular (Plioceno). Este volcán se supone llegó a una altura de unos 3000 metros. Hacia los 4 m.a, el estratovolcán Roque Nublo está en plena actividad y da lugar a numerosos flujos de lavas que se encauzan por los diferentes paleobarrancos de la época. En el sector NE de la isla alcanzan la costa y generan un delta de lavas que irá ganando terreno al mar (más de 25 km2) en poco tiempo.

Entre 3 a 1 m.a. (Plioceno-Pleistoceno) tienen lugar erupciones desde centros monogenéticos distribuidos a lo largo del sector N de la isla. Se empieza a construir La Isleta y en su costa se reflejan numerosas oscilaciones del nivel del mar, dando lugar a la siguiente formación geológica.

 

– Rocas y morfologías volcánicas ultrabásicas y básicas (conos volcánicos estrombolianos e hidromagmáticos, lavas tabulares y piroclastos de dispersión) asociadas al Grupo Post Roque Nublo de la etapa de reactivación volcánica de la isla (Pleistoceno).

 

La bahía del Confital

Se trata de la bahía situada entre el istmo de La Isleta y la costa norte de Gran Canaria, formando dos playas, la del Confital al norte y la de Las Canteras al sur. La playa de las Canteras se ve cerrada al oeste por una formación rocosa que se extiende a unos 250 metros de la orilla y durante unos 2 km, rota en varios tramos, conocida como La Barra.





Es obvio que la formación de esta bahía necesitó de la emersión de los volcanes de La Isleta, hace poco más de 1 millón de años, para poder formarse. Hacia los 110.000 años (último episodio transgresivo anterior al actual), La Isleta queda unida al resto de la isla mediante un tómbolo de arena. Esos sedimentos al litificar dan lugar al complejo sedimentario de Las Canteras. En la actualidad, la erosión del mar y los barrancos y, sobre todo, la actividad antrópica, configuran el paisaje actual y deja al descubierto los distintos materiales que se han ido formando en la evolución de esta bahía que, en cierta medida, sintetiza la evolución geológica de Gran Canaria.

 


Complejo sedimentario de Las Canteras

Estos materiales afloran de forma diseminada a lo largo de casi toda la playa de Las Canteras, y son señalados con banderas de aviso por los socorristas de la playa,



y aparecen de forma masiva fundamentalmente en los sectores comprendidos entre la Playa Chica y la calle Churruca, así como en todos los fragmentos de la barra. En la actualidad son casi los únicos vestigios de una extensa formación sedimentaria conocida como “Terraza baja de Las Palmas” que ocupó toda el área del istmo. Por su contenido fosilífero se le atribuye una edad de unos 110.000 años, siendo sedimentados en un periodo interglaciar con un nivel del mar similar al actual o un poco superior (unos 5 metros).


No se conoce con precisión cual es el sustrato geológico sobre el que se apoyan, pero la presencia de grandes bloques fonolíticos en la zona de Peña la Vieja, así como observaciones en algunas zanjas de obra a lo largo del istmo, permite suponer que se trataría de conglomerados del Miembro Inferior de la Formación Detrítica de las Palmas.





A lo largo de sus distintos afloramientos se observan una serie de unidades sedimentarias bien definidas que, de base a techo, son:




Unidad 1. Está formada por numerosas capas de unos 10-15 cm de potencia que se inclinan hacia el mar unos 10-15º y adquieren formas arqueadas en planta. Internamente presentan distintos tipos de laminaciones (paralela y cruzada) y están formadas por una calcarenita de grano fino a grueso, con disminución del tamaño de grano desde la barra hacia la playa. Los componentes de estas calcarenitas son fragmentos de algas rodofíceas, granos de minerales (principalmente olivinos, piroxenos, (basaltos y fonolitas). Otros restos fósiles presentes son fragmentos de moluscos, equinodermos y foraminíferos. Todos estos componentes están cementados por cristales de calcita (carbonato cálcico) que, no obstante, no rellenan todos los poros originales del sedimento, por lo que la roca mantiene aún una elevada porosidad.




Unidad 2. Forma capas con ligera inclinación hacia el mar (unos 5º) y potencia creciente en esa misma dirección, de forma que en todos los fragmentos de la barra se observan al menos dos capas de casi 1 m de espesor cada una de ellas. Internamente no muestra ningún tipo de laminación u ordenamiento de los granos y son de nuevo calcarenitas con características petrológicas muy similares a las de la unidad anterior.




Unidad 3. Recubre a la unidad masiva de forma irregular en el sector comprendido entre la Playa Chica y la calle Churruca, con espesores que no sobrepasan los 30 cm. Se trata de una limolita-calcarenita con abundantes rizocreciones (marcas de bioturbación vegetal) y gran contenido en gasterópodos terrestres (chuchangos).




Unidad 4. Aflora exclusivamente en las cercanías de la calle Churruca y generalmente aparece bastante cubierta por las arenas de la playa actual. Está formada por numerosas capas de poco espesor (5-10 cm) que se inclinan unos 20º hacia tierra, es decir, en dirección contraria a la inclinación de las unidades 1 y 2. Son calcarenitas similares a las de las unidades 1 y 2, pero con mayor presencia de fragmentos fósiles y tamaño de grano mejor seleccionado.




Unidad 5. Solamente se localiza a techo de la unidad 2 a lo largo de la Barra Grande. Son conglomerados constituidos por cantos redondeados de fonolitas y basaltos de 1 a 30 cm de diámetro. Los cantos están rodeados de una matriz calcarenítica similar a la de las unidades 1 y 2.




En base a las características sedimentarias y petrológicas de estas unidades, se interpreta que se generaron en un ambiente de playa, siendo cada una de ellas un reflejo de los distintos subambientes que en ella coexisten. Durante el Pleistoceno Superior sucedió la tercera transgresión marina cuaternaria (aproximadamente 110.000 años). Fruto de esta transgresión se formaron los depósitos calcareníticos y conglomeráticos marinos que constituyen la Terraza Baja de Las Palmas, siendo la barra de las Canteras un resto erosivo de la misma. Teniendo en cuenta algunas de las características descritas para los materiales de la barra (buzamiento débil hacia el mar, laminaciones paralelas, su textura, componentes deposicionales, cemento, restos fósiles, entre otros), se llega a la conclusión que la calcarenita se formó en un ambiente litoral de aguas someras, así, la unidad 1 es típica del foreshore (playa propiamente dicha, es decir, donde ponemos la sombrilla). La unidad 2 representa una barra o cordón litoral, la unidad 3 se sedimentó en un lagoon (charca tras-playa) y la unidad 4 representa dunas eólicas situadas en el backshore o tras-playa. Por último, el conglomerado de la unidad 5 estaría formada por la acción del oleaje semi-actual sobre la barra. El nivel conglomerático representaría un episodio particular en este ambiente: algún barranco, en un periodo de elevada pluviosidad, aportaría sedimentos gruesos que posteriormente serían retrabajados por el mar, redondeándolos y cementándolos.

El conjunto de los cementos carbonatados presentes en casi todas las capas de estas unidades precipitó en condiciones marinas, por lo que puede ser definido como un “beachrock”.

Con posterioridad a la transgresión citada, se produjo una regresión marina de casi 100 m correspondiente a la glaciación Würm (80.000 a 10.000 años), por lo que la barra estaría un tiempo por encima del nivel del mar produciéndose en ella ciertos tipos de alteraciones subaéreas (disolución parcial del cemento, estructuras de taffonis, etc.).

Durante el siguiente episodio interglaciar (menos de 10.000 años), se ha descrito una transgresión marina que llegó a alcanzar cotas de hasta 3 m por encima del nivel actual del mar. Estas últimas regresiones y transgresiones han generado la separación de la barra del resto de la Terraza Baja de Las Palmas, así como el depósito de materiales sedimentarios en el área del istmo (campo de dunas y playa actual).

Paseo geológico

Lo realizamos con marea baja, para poder caminar por la playa, unos 2,5 km, comenzando en el extremo norte, y realizando cuatro paradas.

 

Parada 1: La Puntilla

La Puntilla se asienta sobre las lavas más recientes de La Isleta, provenientes de la alineación de El Vigía. Desde este punto tenemos una excelente panorámica de la costa norte de Gran Canaria, desde la Bahía del Confital hasta la Montaña de Gáldar, pudiendo observar los distintos materiales geológicos que la conforman. Asimismo, podemos observar la fachada occidental de La isleta en la que destacan los volcanes de Montaña Colorada (parcialmente erosionado) y El Faro, junto con la plataforma de El Confital que marca una de las oscilaciones marinas en la que se formaron extensos depósitos marinos litorales con importante contenido paleontológico, muchos de ellos hoy desaparecidos.









Parada 2: Playa Chica

Desde la Puntilla hasta la Playa Chica podemos ir observando algunos restos de los “beachrocks” de Las Canteras parcialmente sepultados por las arenas actuales, pero es en esta parada donde mejor están preservados. Es la zona conocida como Los Lisos. A simple vista destaca la unidad 1, con sus capas inclinadas hacia el mar y dibujando arcos a modo de “olas”. Sobre ella se localizan las unidades 2 y 3, esta última bastante cubierta por la arena actual. Desde aquí tenemos también una buena perspectiva para ver las rocas de Peña la Vieja, muy diferentes a las sedimentarias que venimos estudiando. Se trata de un gran bloque de lava fonolítica mostrando la típica disyunción lajeada.








Parada 3:

En el tramo entre la calle Olof Palme y la calle Churruca podemos observar detalles de las unidades 3 y 4 . Especialmente llamativa es la unidad 4 con sus capas inclinadas en dirección contraria al mar, lo que es indicativo de la formación de dunas eólicas en lo que era la tras-playa de ese momento. Asimismo, son muy visibles las marcas de bioturbación en la unidad 3.










Todas las unidades están afectadas por la erosión marina actual, uno de cuyos rasgos más característicos es la formación de tafonis que son cubetas más o menos circulares de variadas dimensiones.





En la barra es visible su fragmentación en distintas porciones, pudiéndose distinguir las tres principales denominadas, de SO a NE, Barra Amarilla, Barra Media y Barra Grande. Tanto en la barra como en los afloramientos de la playa, los depósitos de “beachrocks” muestran fracturas abiertas, la mayoría con dirección N100ºE a N120ºE, es decir, perpendiculares a la barra, las cuales son aprovechadas por el mar para el avance de su erosión. No se conoce con exactitud el origen de estas fracturas, pero una hipótesis que cobra peso es suponer un levantamiento diferencial del NO de Gran Canaria debido al empuje de los magmas en su ascenso para formar La Isleta.






Parada 4: Desembocadura del Barranco de La Ballena

Siguiendo por la playa llegaremos hasta la desembocadura del barranco de La Ballena, a la altura de la calle El Salvador. Observaremos como la arena de la playa se habrá ido paulatinamente oscureciendo y aumentando el tamaño de sus granos. Ya en la desembocadura observaremos la acumulación de cantos de diferentes tamaños (algunos de más de 30 cm de diámetro) y naturaleza, pero todos ellos muy redondeados... El Barranco de la Ballena formó durante el holoceno un cono aluvial en su desembocadura de unos 500 m de ancho que fue observable hasta que las últimas obras de remodelación del Paseo de Las Canteras lo taparon, allá por los años 1999-2000. Su secuencia estratigráfica, con un espesor máximo de 5 m, estaba formada por una sucesión de arenas y limos arenosos con algunas intercalaciones lenticulares de gravas . Las estructuras sedimentarias variaban desde las típicas aluviales a otras de carácter marino litoral, lo que pone de manifiesto la interacción que había entre estos dos ambientes, hecho lógico en la desembocadura de un barranco. Asimismo, presentaba numerosos niveles con acumulación de gasterópodos terrestres que fueron datados en unos 6200 años antes del presente.






 











 MIS MONTAÑAS 6

PALERO (TRES MARÍAS)

El valle de Villamanín aporta, tras el Fontún, otra cumbre a esta crónica de montañas, o mejor podría decir otras cumbres, pues me refiero a las Tres Marías, que cierran por el oeste el horizonte del valle, con su cumbre más esbelta, aunque la más baja, el Palero, de 1881m de altitud. Las otras dos cumbres son la María de en medio 1907m y la María de los Corros 1957m. Detrás de ellas y separada por una larga cresta, se encuentra otra cumbre, menos vistosa, la Peña Esquina 1951m, que en los mapas antiguos figuraba como Peña Ortegal.




Aunque las hemos identificado como pertenecientes al valle de Villamanín, a cuyo Ayuntamiento pertenecen, sus aguas desembocan al Bernesga dando un largo rodeo por el río Casares hasta Geras de Gordón y desembocan al Bernesga en las cercanías de Pola de Gordón, aunque una buena parte de sus aguas se pierden hoy hacia Asturias por los túneles del AVE, en una nefasta gestión de ingeniería, que no tuvo en cuenta las características geológicas de la zona.

Los pueblos que se asientan en su base, Casares, Cubillas y Viadangos, no pertenecen a la hermandad de la Tercia, como los del resto del valle, sino al señorío de Arbas, cuyo apellido llevan.





La más baja de las Marías, el Palero, tiene el aliciente de nos ser una montaña fácil, No necesita escalar para llegar a la cima, pero la aérea arista este de su ruta normal echa para atrás a más de uno, y hacen de ella una ruta delicada en invierno. Mi primer intento de subida fue en marzo de 1971, pero falló la intendencia. Salimos en el tren de las 6 de la mañana a Villamanín y de allí por carretera, andando con mucha nieve, los 12 km hasta la base de la montaña, momento en que tuvimos que dar la vuelta, por falta de tiempo, para llegar a coger el tren de las 6 de la tarde en Villamanín. Ese verano llegué, por fin, a la cumbre, andando también desde Villamanín. No había otra.






El Palero cuenta con alguna vía de escalada, dos muy antiguas, de 1969, la Miguel-Fernando (Miguel de Godos-Fernando “Navarrico”) en la cara SE, y el Corredor N (Isidoro Rodríguez-Jesús “Mesias), y tres vías modernas, de Borja Araque, en la cara O, Los Menhires, Mammutoff y Doble o nada . Una actividad interesante tras alcanzar la cima es bajar rapelando por la cara Oeste, en tres rapeles equipados, y continuar subiendo a las otras dos Marías.







Al margen de la actividad montañera, el entorno de las Tres Marías permite observar el paisaje que modeló un enorme glaciar que cubría el valle hace unas decenas de miles de años, con su circo de cabecera entre las Marías y La Carbajosa y el Cueto Negro, y que bajaba por el valle que llega a Viadangos de Arbas. En su máximo glaciar la cantidad de hielo era tal, que rebasaba la altura del valle y derivó otra lengua hacia donde hoy está Casares de Arbas, dejando visible una morrena que iremos pisando si subimos hacia el Palero desde este pueblo. Tenéis más información en la Guía del Patrimonio geológico de las comarcas de Cuatro Valles, https://www.cuatrovalles.es/librosflash/guia_geo/files/assets/basic-html/page-1.html#

https://www.cuatrovalles.es/index.php/el-valle-glaciar-de-viadangos-de-arbas

http://senderismocastillayleon.com/cronica/tras-las-huellas-del-hielo-en-el-valle-de-arbas-leon/