El cuento geológico de Gran Canaria

Roque Bentayga, centro de de Gran Canaria. / Fuente: Flickr. Autor: Martin Wiesheu / Wikimedia: Andre Engels

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David Rabadà

Esta isla oceánica se halla dividida en dos grandes secciones separadas por una línea NO-SE que la cruza en diagonal. En la parte SO de esta división se halla la parte más antigua de Gran Canaria con erupciones del Mioceno. En cambio, la porción NE se halla salpicado de multitud de erupciones locales del Plioceno y del Cuaternario. En medio de la isla, como un inmenso donut, se observa la gran caldera de Tejeda. Todo el conjunto hunde sus raíces hasta el fondo oceánico hasta unos 3 km de profundidad Para describir con detalle todo lo anterior hay que comprender los diferentes tipos de procesos que han controlado Gran Canaria desde su etapa submarina con el 90 % de masa de rocas, hasta su floración por encima del nivel de mar a partir del Mioceno medio cerca de los 14 millones de años.

La evolución de una isla oceánica volcánica contiene procesos constructivos (actividad magmática) y destructivos (erosión y deslizamientos gravitacionales), en donde las zonas sumergidas ostentan la mayor información, pero la menor exposición para los estudios geológicos. Por ello la parte visible de lo insular es la más estudiada, pero la menos importante en volumen e interés en esta historia, una punta del iceberg.

El volcanismo submarino de Gran Canaria, llamado complejo basal, supone más del 80% en volumen de la isla, pero la edad, estructura y volumen de este complejo basal no se conoce con exactitud debido a la inexistencia de afloramientos aéreos, algo que sólo puede inferirse a partir de datos batimétricos y geofísicos. El volumen total de esta etapa submarina es de unos 6500 km³ y su edad puede oscilar alrededor de los 15 millones de años.

La forma circular de Gran Canaria, de unos 46 km de diámetro, descansa sobre un fondo oceánico a 3.000 m de profundidad. Su altitud máxima es el Pico de las Nieves, con 1.949 m, situado en el centro de la isla desde donde parte una red de barrancos radiales que discurren en dos dominios bien marcados. El dominio oeste y suroeste, o más antiguo geológicamente, en donde la red hidrográfica está más encajada, y el dominio noreste, más reciente, ocupado por las erupciones volcánicas estrombolianas más modernas e inferiores a los 3 millones de años. Estas presentan un relieve más suavizado dada su reciente formación.

Gran Canaria es una isla geológicamente madura en la que el relieve presenta más rasgos de modelado erosivo que volcánico. Ha estado activa, al menos, durante los últimos 14 millones de años, pero sin ningún tipo de actividad volcánica actualmente. Magmas oscuros y densos por sus silicatos férricos y magnésicos (máficos asociados a efusiones fluidas), evolucionaron hacia magmas más claros y espesos (sálicos) por sus silicatos más sódicos y potásicos (efusiones explosivas).

En un principio Gran Canaria comenzó su crecimiento desde el fondo oceánico. Los estudios del entorno submarino calculan que el 90% del volumen total corresponde a esta fase. Luego las erupciones comenzaron a construir una isla por encima del nivel del mar hace unos 15 millones de años. En ello podemos diferenciar tres etapas.

La primera consistió en el crecimiento de un gran volcán en escudo que podría estar formado por la conjunción de varios escudos basálticos. La segunda el desarrollo de una caldera de colapso que, al finalizar, y durante 3 millones de años, hubo una escasa actividad volcánica en donde trabajó intensamente la erosión (Carracedo et al., 2002). Y finalmente la tercera con una posterior reactivación volcánica que rejuveneció el relieve gracias a nuevas efusiones. Durante la evolución de todo el conjunto hubo un progresivo aumento de la alcalinidad de los magmas coherente con tasas de producción magmáticas cada vez más reducidas y explosivas. Ello confiere a Gran Canaria de la mayor variedad litológica y cantidad de rocas sálicas de todo el archipiélago. Entre estas cabe destacar las riolitas alcalinas que solo están presentes en Gran Canaria. Es decir, y con el tiempo, los magmas se fueron espesando y provocando erupciones cada vez más explosivas.

En detalle, y en cuanto al crecimiento aéreo de Gran Canaria, existen más de cien dataciones radiométricas que nos sitúan cronológicamente y detallan las tres etapas anteriores. Para ello han sido definidos tres ciclos de vulcanismo más o menos continuo: el Ciclo I o Antiguo (de edad Miocena), el Ciclo II o Roque Nublo (Plioceno) y el Ciclo III o Reciente (Plio-Cuaternario), separados entre sí por periodos de inactividad volcánica y actividad erosiva. El Ciclo I pertenecería a la primera etapa de los escudos, i el Ciclo II y III a la tercera de rejuvenecimiento.

Ciclo I (Mioceno)

Este ciclo tuvo lugar entre los 14,5 y los 8,5 millones de años (Mioceno), y contiene la Serie basáltica Antigua, el Complejo Traqui-Sienítico y la Serie fonolítica equivalentes a las Formaciones GüiGüi-Horgazales, Tejeda (Grupo Mogán y Fataga), más las Formaciones Basálticas y Sálicas de traquitas, riolitas y fonolitas. El mecanismo inicial de emisión fue hawaiano, con una erupción bastante continua de lavas, pero escasa en piroclastos intercalados. Todo ello fue alimentado desde una red de fracturas previas en donde se han definido tres áreas importantes de emisión. Una cerca de Agaete al noroeste de la isla, otra al sur de San Nicolás de Tolentino, y la tercera cerca de Agüimes al sureste.

Así pues, la historia geológica de Gran Canaria, y tras su emersión por encima del nivel del mar, empezó hace unos 14,5 millones de años (Mioceno medio). La rápida emisión de coladas basálticas indujo más 1.000 km³ de magmas sobre el terreno. Ello construyó un edificio volcánico de más de 2.000 metros de altura y un diámetro similar al de la isla actual. En él la red de diques intrusivos dibuja un patrón radial y convergente que indica que el centro del edifico estaba al oeste de Tejeda.

Durante el crecimiento volcánico de Gran Canaria, y entre los 14,5 y los 14,l millones de años, se produjo un importante gran deslizamiento gravitacional en los flancos del edificio. Ello lo atestigua el contacto discordante existente entre las formaciones de GüiGüi y Horgazales. Estos grandes deslizamientos gravitacionales son frecuentes en las islas volcánicas como en la Macaronesia, Hawái y Reunión. Estos movimientos gigantes están relacionados con el rápido ascenso de las islas de forma que, a más altitud, más pendiente inestable. Pero además la rotura de la isla en sistemas de fracturas que dibujan, y desde vista de pájaro, en Y o estrella de Mercedes (rift volcánico), favorecen estas extensas superficies de deslizamiento.

Mientras crecía el escudo y los flancos se deslizaban, los magmas más viscosos que no lograban salir todavía se fueron acumulando en la base de Gran Canaria a unos 5 km de profundidad. Así se fue formando una cámara magmática alimentada por un reservorio más profundo a 14 km. A la larga estos materiales más viscosos desencadenaron una serie de erupciones muy explosivas cuyos depósitos se extendieron por toda la isla desde hace unos 14 millones de años. Estas explosiones depositaron unos 30 m de riolitas, traquibasaltos y de ignimbritas en general que han sido llamados el grupo Mogán. Este está compuesto por 17 unidades de ignimbritas depositadas entre los 14 y los 13.3 millones de años. El origen de tales explosiones se debió al déficit de la cámara magmática vaciada durante erupciones antecedentes que condujo a un colapso de la cavidad y a la formación de la posterior Caldera de Tejeda. Esta gran estructura, de unos 20 km en dirección este a oeste, y de 17 km en dirección norte a sur, presenta unas pendientes hacia su interior de 40 a 45 grados en la zona central. Posteriormente los materiales volcánicos residuales de la cámara magmática (sálicos) siguieron llenando la depresión con sus magmas espesos y sus erupciones altamente explosivas y violentas de tipo pliniano (Grupo Fataga, 13.3 a 8.3 millones de años). La presión ascendente de estos magmas produjo la fracturación anular de la corteza superior que posteriormente entre los 11.7 y los 7.32 millones de años dentro del grupo Fataga, distintos diques sálicos cónicos (“cone-sheet”) se inyectaron en la base de aquella caldera. Esta estructura se instaló en su parte central y profunda durante sus últimos pulsos eruptivos. Esta estructura cónica, hoy en día expuesta por erosión, configuró un complejo intrusivo de perfil elipsoidal con unas dimensiones de 13 a 14 km de eje mayor y unos de 10 a11 km de menor, con su centro situado debajo del Roque Bentaiga. Asociadas al cone sheet profundo derivaron nuevas intrusiones de rocas de tipo granito (sienitas) creando afloramientos discontinuos alrededor del cone-sheet, pero, y en muchos casos, ocupando más del 90% de la roca visible hoy en día. Al ser rocas más resistentes se han erosionado menos que las del alrededor quedando, estas sienitas, aflorando en extensas superficies.

Tras la formación de la caldera de Tejeda, se sucedieron nuevas erupciones explosivas dando potentes depósitos por fragmentación a alta temperatura (ignimbritas). Estos magmas están formados por una elevada proporción de silicatos sódicos y potásicos dando rocas como las traquitas y las riolitas. Estas rocas expulsadas cubrieron tanto el exterior como el interior de la caldera. Las externas cubrieron extensas superficies de Gran Canaria, mientras que las que cayeron dentro rellenaron la Caldera de Tejeda.

Mientras la cámara magmática volvió a acumular y concentrar residuos más espesos que no conseguían avanzar. Así esta diferenciación generó un nuevo cambio en la composición química de los magmas profundos de Gran Canaria. De este modo surgieron los depósitos entre los 13 y 9,6 millones de años de naturaleza fonolítica, una roca clara con gran cantidad de silicatos sódicos y potásicos. Sus centros eruptivos se situaron más o menos cerca de la Caldera de Tejeda, creando un edificio de grandes dimensiones en el centro y suroeste de la caldera (Estratovolcán de Cruz Grande). Estos depósitos de fonolita cubrieron gran parte de la Caldera de Tejeda.

Así pues y, en resumen, después de una fase hawaiana inicial con magmas fluidos (14,5-14,1 millones de años), Gran Canaria evolucionó hacia términos más espesos (félsicos), hasta emitir, y desde el centro de la isla, erupciones explosivas formadas por depósitos de ignimbritas más lavas de traquitas, riolitas y fonolitas (13,9-13,3 millones de años: Grupo Mogán). En las etapas finales de este Ciclo I se produjo la consolidación de las lavas y sus productos explosivos, desarrollándose tres episodios de carácter intrusivo. Un primero fue protagonizado por rocas de tipo granito (sienita) en las zonas centrales de la caldera (11,8 millones de años), y por lo tanto contemporáneos con la emisión de las fonolitas. Otro fueron los diques de traquitas y fonolitas que en conjunto dieron lugar al cono invertido (cone sheet). Estos diques atravesaron todas las rocas anteriores, incluidas las sienitas, originando un abombamiento del terreno en su área de influencia. Y por último los domos de fonolitas con nefelina siguiendo más o menos los límites externos del «cone sheet». Estas intrusiones representaron los últimos fenómenos del Ciclo I datadas en unos 8,5 millones de años. Cabe recordar que los magmas félsicos, mucho más viscosos que los máficos, ascienden con mayor dificultad y cuando se acercan a la superficie y disminuye la presión, se expanden fracturando la roca de alrededor adoptando con frecuencia formas cilíndricas o en forma de domo. Estas intrusiones subterráneas profundas se transforman en los roques cuando la erosión los exhuma.

Mientras tanto, el flanco NE del edificio basáltico mioceno de Gran Canaria estaba muy rebajado en relación con los afloramientos de la costa oeste. Los centros eruptivos se habían situado en la zona de Cruz Grande, creándose un edificio fonolítico de grandes dimensiones en el centro suroeste de esta. Después y durante la emisión de todas estas erupciones viscosas (sálicas), un intenso proceso erosivo fue rebajando los relieves de Gran Canaria creando una red radial de grandes barrancos con alguna intrusión fonolítica residual. Esta erosión produjo una gran cantidad de arenas y conglomerados aluviales que se depositó en sus partes bajas a partir de los 8.3 millones de años hasta los 5.3, la denominada Formación Detrítica de Las Palmas (FDLP). Esta aflora en las proximidades de la ciudad de Las Palmas y, con menor extensión, en la parte sur de la isla. Con ella se zanjó el Primer Ciclo volcánico de edad miocena. Un hiato eruptivo entre el primero y el segundo ciclo produjo un importante periodo de inactividad eruptiva de 3,2 millones de años, pero de intensa erosión como indican los detríticos de la FDLP y la gran red de torrentes radiales de Gran Canaria. Todo ello dejó muchas estructuras anteriores al descubierto dando muchos relieves invertidos.

La formación detrítica consta de tres miembros (inferior, medio y superior), en la que están representados ambientes marinos de playa muy afectada por el oleaje (nearshore) o poco afectada (offshore), más otros ambientes continentales con abanicos aluviales y medios eólicos. A ello se sumaron otros depósitos de flujo volcánico fangoso o «mud flow». En el conjunto detrítico están intercalados también materiales volcánicos primarios, coladas de lava y depósitos piroclásticos, que indican una simultaneidad entre los procesos volcánicos y erosivos. Actualmente, estos materiales volcánicos y sedimentarios están elevados a alturas cercanas o superiores a los 100 m por encima del nivel del mar. Los mejores afloramientos para estudiar conjuntamente las secuencias sedimentarías y volcánicas asociadas se encuentran en los barrancos Seco, Guiniguada, Tenoya, Tamaraceite, Cardón, Caidero, área de San Juan de Dios, etc., todos ellos situados en el área de Las Palmas. En el sur destacan los afloramientos de la playa de Las Meloneras y Patalavaca.

Ciclo II o Roque Nublo (Plioceno)

El Ciclo Roque Nublo se produjo entre los 5,5 y los 2,9 millones de años con las Series Pre-Roque Nublo, Roque Nublo, El Tablero y Grupo Roque Nublo. Los primeros signos de actividad volcánica cerca los 5,3 millones de años (Plioceno Inferior), se caracterizaron por erupciones poco explosivas (estrombolianas) localizadas preferentemente en los sectores meridionales y centrales de Gran Canaria. Estas dieron pequeños conos piroclásticos con algunas lavas con nefelina asociada y alineadas de NO a SE (5,3 a 4,6 millones de años).

Posteriormente, hacia los 4,6 millones de años, la actividad se desplazó hacia los sectores centrales de la isla hasta la finalización de este Ciclo II. En este periodo se emitieron una gran cantidad de lavas que llenaron la red de los antiguos barrancos. Algunas de ellas alcanzaron la costa NE de la isla, donde desarrollaron lavas almohadilladas en contacto con las aguas (pillowlavas), más fragmentos rocosos de explosión en contacto con el mar (hialoclastitas). La geometría y distribución geográfica de los depósitos anteriores, más sus pendientes de flujo y su red radial de diques, ponen de manifiesto la existencia en el centro de la isla de un gran edificio volcánico, el estratovolcán Roque Nublo. El edificio plioceno Roque Nublo fue un estratovolcán de cerca de 3.500 metros de altura construido en el centro de Gran Canaria sobre los antiguos relieves anteriores del mioceno. Esto sucedió entre los 4,6 y los 3,4 millones de años bajo una gran emisión de erupciones en el centro de la isla, que, y como se ha mencionado, ocuparon una amplia extensión por toda la superficie de la isla bajando por los barrancos radiales precedentes. Las erupciones vinieron protagonizadas primero por algunas lavas basálticas, y posteriormente por una serie continua de basanitas y tefritas. Y cabe añadir que el estratovolcán Roque Nublo trabajó bajo un periodo transgresivo en donde se fueron depositando sedimentos marinos que hoy afloran en Gran Canaria. Estos sedimentos constituyen un importante nivel fosilífero de comienzos del Plioceno, localizado en las zonas costeras del N-NE de la isla y a cotas que oscilan entre los 50 y los 110 m de altura sobre el nivel actual del mar y sellados a menudo por pillow lavas del Roque Nublo. También de forma simultánea con la actividad de este estratovolcán, se estableció una red de barrancos que drenaron sus laderas y formaron extensos depósitos conglomeráticos en sus desembocaduras que se intercalaron entre niveles de brechas volcánicas y lavas. Este conjunto de materiales ha sido denominado como «Miembro Superior de la Formación Detrítica de Las Palmas» y se encuentra ampliamente representado en los sectores costeros del N-NE de Gran Canaria, donde se apoya sobre los depósitos del Miembro Inferior y Medio anteriores.

Entretanto, y hace unos 3,9 millones de años las emisiones anteriores se alternaron con otras de carácter explosivo que originaron potentes depósitos piroclásticos e ignimbríticos conocidos como «Aglomerados o Brechas Roque Nublo». Estos configuran la unidad más característica del conjunto. Fueron fenómenos explosivos violentos que depositaron brechas no soldadas (ignimbritas de la brecha Roque Nublo) y grandes flujos de rocas (debris avalanche). La asimetría del edificio, unida al crecimiento de domos en el interior del cráter y a episodios explosivos tardíos, pudieron ser las causas desencadenantes de los colapsos gravitacionales que destruyeron sus flancos meridionales. En consecuencia, se generaron una serie de avalanchas volcánicas dirigidas hacia los sectores S-SO de la isla con velocidades superiores a los 100 metros por segundo (más de 360 Km/h). Las brechas de deslizamiento se extendieron principalmente hacia el S, N y NE, y representan los colapsos laterales del edificio que cubrieron más de 180 km². Además, parte del miembro superior de la formación de detrítica de Las Palmas es coincidente con la emisión de ignimbritas del Roque Nublo, es decir, este estratovolcán en activo estaba siendo erosionado por distintos barrancos.

A partir de los 3,2 millones de años (Ciclo post Roque Nublo) se produjo una emisión prácticamente continua de magmas basaníticos – nefeliníticos con erupciones estrombolianas de tamaño mediano. Sólo se emitió en la mitad NE de la isla según una diagonal NO-SE desde Agaete hasta cerca de la desembocadura del barranco de Tirajana constituyendo el dominio Noreste o Neocanaria. Los espesores máximos observados de estos apilamientos llegan a los 500 m de potencia.

Finalmente, y antes de los 2,9 millones de años, tuvo lugar la intrusión de numerosos domos de composición fonolítica con una pauta periférica dado el peso del edifico central cuyo peso impedía el ascenso de los magmas hasta su cumbre, un fenómeno parecido a las erupciones félsicas periféricas en el Teide y en La Gomera. Ejemplos de estos domos félsicos lo tenemos en los Roques de Tentiniguada y en Risco Blanco de unos 3.9 millones de años de antigüedad. El intenso vulcanismo en la formación de la caldera quizás favoreció la formación de una cámara magmática félsica somera que al subir propició deslizamientos laterales de los edificios superiores. Este proceso pudo causar en parte del colapso lateral que formó también la caldera de las Cañadas en Tenerife. En Gran Canaria asociamos el ascenso de estos magmas al colapso lateral del volcán Roque Nublo en el Plioceno hace unos 3,5 millones de años.

Al final de todo el Ciclo II se redujo el vulcanismo que no su inactividad total. Situado entre el final del Ciclo II y el comienzo del III, este intervalo de inactividad volcánica va perdiendo importancia según se van obteniendo nuevas dataciones. Su duración inicial fue estimada en más de 0,5 millones de años afectando a toda la isla. En la actualidad se ha reducido su influencia a los sectores costeros y de medianías de la isla, ya que en los centrales se solaparon los últimos episodios activos del Ciclo II (intrusión de domos fonolíticos) con los primeros del Ciclo III. Durante este segundo intervalo tuvo lugar el progresivo desmantelamiento erosivo del estratovolcán Roque Nublo, más diferentes deslizamientos gravitacionales de ladera. Sin embargo, los mayores deslizamientos gravitacionales que han formado las cuencas de Tirajana, Tenteniguada y Tejeda se dieron sin grandes edificios volcánicos en crecimiento hace unos 0,6 millones de años durante este segundo intervalo de inactividad volcánica. En el resto del archipiélago, y para explicar su génesis, no se encuentran equivalentes a estos deslizamientos interiores de Gran Canaria. Para explicar estos colapsos se barajan distintas hipótesis. Una vez el basculamiento generalizado hacia el oeste que posiblemente se debió al peso que ejercía la vecina isla de Tenerife en el sustrato cercano de Gran Canaria. De esta forma, este basculamiento pudo originar fracturas y sismos tectónicos capaces de generar estos deslizamientos. Otra posibilidad que se baraja es el asentamiento diferencial de Gran Canaria tras el desmantelamiento del estratovolcán Roque Nublo.

Ciclo III (Final del Plioceno hasta la actualidad)

Este ciclo equivale a las Series Basálticas de las Formaciones Llanos de la Pez, Los Pechos, La Calderilla y los Ciclos Post-Roque Nublo. Está caracterizado por la emisión de lavas y piroclastos de basanita con nefelina. El volumen de emisión de este ciclo es sensiblemente inferior al de los ciclos anteriores, lo que supone un agotamiento de la fuente magmática de Gran Canaria. Además, las erupciones se polarizaron hacia los sectores septentrionales de la isla, algo que indica una tendencia migratoria de los conductos de emisión hacia el NE, tendencia ya apuntada en los ciclos anteriores. Los edificios volcánicos originados durante este último ciclo se alinearon según ciertas directrices estructurales en dirección NO-SE y NE-SO en el flanco NE, algo que se repite en otras islas del archipiélago insinuando un rift incipiente. El tipo de actividad en todos ellos fue estromboliana y únicamente se vio alterada localmente por fenómenos de interacción agua-magma que dieron lugar a pequeñas calderas como la de Bandama, Los Marteles, La Calderilla, Hoya Brava y Pino Santo entre otros.

La mayoría de estos edificios estrombolianos y freatomagmáticos se localizan en la zona central de la isla, a lo largo de una alineación NO-SE dominante en el volcanismo insular desde el comienzo del Cuaternario. Entre los edificios cónicos hay que destacar el Montañón Negro, Las Montañetas, Berrazales, Montaña de Santidad, Melosa, volcanes del área de Jinámar, Pico de Bandama y otros de edades entre los 2.000 y los 3.000 años. También, en la zona noreste, en La Isleta, existe un campo de volcanes muy recientes y relativamente bien conservado, que resulta de gran interés volcanológico.

Vulcanismo holoceno

Los últimos ciclos eruptivos se han concentrado en la mitad noreste de Gran Canaria con agrupaciones de conos estrombolianos. Son episodios de naturaleza básica (basanitas) con coladas canalizadas por barrancos preexistentes. Uno de los recientes fue a 5 km al norte de Tejeda, el volcán Montañón Negro datado en 3.075 años. Hay que destacar en la mitad SE de La Isleta una fisura eruptiva de 2,5 km de longitud como un incipiente eje de rift. Con una dirección N300E, penetra y continua bajo el mar. Durante los últimos 11.000 años se han contabilizado unas 24 erupciones basálticas monogénicas en la mitad NE de Gran Canaria con flujos de lava relativamente largos de hasta 10 km.

En su conjunto todo este vulcanismo holoceno se puede agrupar en tres etapas (Rodríguez et al. 2009), una primera con la erupción de El Draguillo hace unos 10.600 años, una segunda entre los 6000 y los 5700 años (San Mateo, El Hoyo…), y la tercera, y con el mayor volumen de emisiones, entre los 3200 y los 1900 años (Aagete – Maipés, Montañón Negro, Bandama, Doramas, Pinos de Gáldar…). Todas las tres etapas anidaron en los colapsos del Roque Nublo y en su posterior rift durante el Ciclo Post Roque Nublo.

Sismicidad y riesgo volcánico en la actualidad

Hoy en día la sismicidad en la isla de Gran Canaria es muy escasa. No hay un foco concreto de epicentros y los pocos terremotos que se han localizado se sitúan de manera dispersa en la zona marina, más o menos cerca del litoral. Existe una zona sismogénica al Este de la isla, aunque con apenas una decena de terremotos localizados al año. Cabe destacar tres terremotos de mayor intensidad con constancia desde principios del siglo XX, los dos primeros en Agaete en 1909 y el último en Ingenio en 1913, ambos con una intensidad máxima de VI (EMS98).

En definitiva, la isla de Gran Canaria es la que tiene menor probabilidad de actividad volcánica respecto a las otras islas con erupciones históricas recientes. Sin embargo, no se puede considerar nula para un futuro, ya que las últimas erupciones se dieron hace unos 2000 años y la zona noreste ha sido la más activa durante los últimos milenios, en ella se podría dar el próximo episodio eruptivo.

Fuente: educational EVIDENCE

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