Ciencias de la tierra (8va ed.) capitulo 9

C A P Í T U L O 9

El tiempo geológico

255

La Geología necesita una escalatemporal

Datación relativa: principiosfundamentales Ley de la superposición Principio de la horizontalidad original Principio de intersección Inclusiones Discontinuidades estratigráficas Aplicación de los principios de datación

relativa

Correlación de las capas rocosas

Fósiles: evidencias de vida en el pasado Tipos de fósiles

Condiciones que favorecen la conservación Fósiles y correlación

Datación con radiactividad Repaso de la estructura básica del átomo Radiactividad Período de semidesintegración Datación radiométrica Datación con carbono-14 Importancia de la datación radiométrica

Escala de tiempo geológico Estructura de la escala temporal El Precámbrico

Dificultades para datar la escala de tiempo geológico

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A finales del siglo XVIII, James Hutton reconoció la in-mensidad de la historia de la Tierra y la importancia deltiempo como componente de todos los procesos ge-

ológicos. En el siglo XIX, Sir Charles Lyell y otros científicos de-mostraron efectivamente que la Tierra había experimentadomuchos episodios de formación y erosión de montañas, quedebían haber precisado grandes intervalos de tiempo geoló-gico. Aunque estos pioneros científicos comprendían que laTierra era muy antigua, no tenían ninguna manera de cono-cer su verdadera edad. ¿Tenía decenas de millones, centena-res de millones o incluso millares de millones de años? Así, sedesarrolló una escala de tiempo geológico que mostraba la se-cuencia de acontecimientos basada en principios de dataciónrelativa. ¿Cuáles son esos principios? ¿Qué parte desempeñanlos fósiles? Con el descubrimiento de la radiactividad y de lastécnicas de datación radiométrica, los geólogos pueden asig-nar ahora con bastante precisión fechas a muchos de los acon-tecimientos de la historia terrestre. ¿Qué es la radiactividad?¿Por qué es un buen «reloj» para datar el pasado geológico?

La Geología necesita una escalatemporal

En 1869, John Wesley Powell, que luego fue director delU. S. Geological Survey, dirigió una expedición pioneraque descendió el río Colorado a través del Gran Cañón(Figura 9.1). Cuando escribió sobre los estratos rocosos

que habían quedado expuestos por el ahondamiento delrío, Powell anotó que «los cañones de esta región consti-tuirían un Libro de Revelaciones en la Biblia de la Geolo-gía que constituyen esas rocas». Indudablemente quedóimpresionado con los millones de años de historia de laTierra expuestos a lo largo de las paredes del Gran Cañón.

Powell comprendió que las pruebas para una Tierraantigua están ocultas en sus rocas. Como las páginas en unlibro de historia extenso y complicado, las rocas registranlos acontecimientos geológicos y las formas de vida cam-biantes del pasado. El libro, sin embargo, no está com-pleto. Faltan muchas páginas, en especial de los primeroscapítulos. Otras están desgastadas, rotas o manchadas. Sinembargo, quedan suficientes páginas para permitirnosdescifrar la historia.

Interpretar la historia de la Tierra es un objetivofundamental de la Geología. Como un detective actual,el geólogo debe interpretar las pistas que se encuentranconservadas en las rocas. Estudiando estas rocas, en es-pecial las rocas sedimentarias, y los rasgos que contie-nen, los geólogos pueden desvelar las complejidades delpasado.

Los acontecimientos geológicos por sí mismos, sinembargo, tienen poco significado hasta que se sitúan enuna perspectiva temporal. Estudiar la historia, ya se tratede la Guerra Civil o de la época de los dinosaurios, re-quiere un calendario. Entre las principales contribuciones

256 C A P Í T U L O 9 El tiempo geológico

▲ Figura 9.1 A. Inicio de la expedición desde la estación Green River. Dibujo del libro de Powell de 1875. B. Comandante John WesleyPowell, geólogo pionero y segundo director de U. S. Geological Survey. (Cortesía de U. S. Geological Survey, Denver.)

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de la Geología al conocimiento humano se cuenta la esca-la de tiempo geológico y el descubrimiento de que la histo-ria de la Tierra es extraordinariamente larga.

Datación relativa: principiosfundamentales

El tiempo geológicoDatación relativa: principiosfundamentales

Los geólogos que desarrollaron la escala de tiempo geo-lógico revolucionaron la manera de pensar sobre el tiem-po y la percepción de nuestro planeta. Descubrieron quela Tierra es mucho más antigua de lo que nadie se habíaimaginado y que su superficie y su interior habían cam-biado una y otra vez por los mismos procesos geológicosque actúan en la actualidad.

A finales del siglo XIX y principios del XX, se intentódeterminar la edad de la Tierra. Aunque alguno de los mé-todos parecía prometedor en aquella época, ninguno deesos primeros esfuerzos demostró ser fiable. Lo que estoscientíficos buscaban era una fecha numérica. Estas fechasespecifican el número real de años que han pasado desde queun acontecimiento ha ocurrido. En la actualidad, nuestroconocimiento de la radiactividad nos permite determinarcon exactitud las fechas numéricas para las rocas que repre-sentan acontecimientos importantes en el pasado lejano dela Tierra. Estudiaremos la radiactividad más adelante en estecapítulo. Antes del descubrimiento de la radiactividad, losgeólogos no tenían método fiable de datación numérica y te-nían que depender únicamente de la datación relativa.

La datación relativa significa que las rocas se colo-can en su secuencia de formación adecuada: cuál se formó enprimer lugar, en segundo, en tercero y así sucesivamente.La datación relativa no puede decirnos cuánto hace que su-cedió algo, sólo qué ocurrió después de un acontecimien-to y antes que otro. Las técnicas de datación relativa que sedesarrollaron son válidas y continúan siendo muy utilizadastodavía hoy. Los métodos de datación numérica no susti-tuyeron esas técnicas; simplemente las complementaron.Para establecer una escala de tiempo relativo, hubo que des-cubrir unos pocos principios o reglas básicos y aplicarlos.Aunque puedan parecernos obvios en la actualidad, en suépoca constituyeron avances importantes del pensamiento,y su descubrimiento fue un logro científico importante.

Ley de la superposiciónA Nicolaus Steno, un anatomista, geólogo y clérigo danés(1638-1686), se le reconoce haber sido el primero en des-cubrir una secuencia de acontecimientos históricos en un

▲

IEEN

CIAS DE LA

TIE

RR

afloramiento de capas de rocas sedimentarias. Trabajandoen las montañas del oeste de Italia, Steno aplicó una reglamuy simple que se ha convertido en el principio más bá-sico de la datación relativa: la ley de la superposición (su-per � sobre; positum � situarse). La ley establece simple-mente que en una secuencia no deformada de rocassedimentarias, cada estrato es más antiguo que el que tie-ne por encima y más joven que el que tiene por debajo.Aunque pueda parecer obvio que una capa rocosa no pudodepositarse sin que hubiera algo debajo para sustentarla,no fue hasta 1669 cuando Steno estableció con claridadeste principio.

Esta regla se aplica también a otros materiales de-positados en la superficie, como las coladas de lava y losestratos de cenizas de las erupciones volcánicas. Aplican-do la ley de la superposición a los estratos expuestos en laporción superior del Gran Cañón (Figura 9.2), podemoscolocar fácilmente las capas en su orden apropiado. Entrelas que se muestran, las rocas sedimentarias del grupo Su-pai son las más antiguas, seguidas en orden por la lutitaHermit, la arenisca Coconino, la formación Toroweap yla caliza Kaibab.

Principio de la horizontalidad originalTambién Steno fue el que reconoció la importancia deotro principio básico, denominado el principio de la ho-rizontalidad original. De manera sencilla, significa quelas capas de sedimento se depositan en general en una po-sición horizontal. Por tanto, cuando observamos estratosrocosos que son planos, deducimos que no han experi-

Datación relativa: principios fundamentales 257

?A VECES LOS ALUMNOS PREGUNTAN

Ha mencionado intentos tempranos de determinar laedad de la Tierra que no resultaron fiables. ¿Cómoabordaron los científicos del siglo XIX tales cálculos?

Un método que se probó varias veces implicaba la velocidadde deposición de los sedimentos. Algunos argumentaban quesi podían determinar la velocidad a la que el sedimento seacumula y luego podían establecer el grosor total de la rocasedimentaria que se había depositado durante la historia dela Tierra, podrían calcular la extensión del tiempo geológi-co. Sólo hacía falta dividir la velocidad de acumulación de lossedimentos entre el grosor total de la roca sedimentaria.

Los cálculos de la edad de la Tierra eran distintos cada vezque se probaba este método. ¡La edad de la Tierra calculadasegún este método oscilaba entre los 3 millones y los 1.500millones de años! Evidentemente, este método presentaba di-ficultades por todas partes. ¿Puede sugerir algunos?

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mentado perturbación y que mantienen todavía su hori-zontalidad original. Eso se ilustra en las capas del Gran Ca-ñón de la Figura 9.2. Pero si están plegados o inclinadosa un ángulo empinado deben de haber sido movidos a esaposición por perturbaciones de la corteza algún tiempodespués de su depósito.

Principio de intersecciónCuando una falla atraviesa otras rocas, o cuando el mag-ma hace intrusión y cristaliza, podemos suponer que la fa-lla o la intrusión es más joven que las rocas afectadas. Porejemplo, en la Figura 9.3, las fallas y los diques deben dehaberse producido claramente después de que se deposi-taran los estratos sedimentarios.

Éste es el principio de intersección. Aplicandoeste principio, puede verse que la falla A se produjo des-pués de que se depositara el estrato de arenisca, porque«corta» la capa. De igual manera, la falla A se produjo an-tes de que el conglomerado se sedimentara porque la capano está afectada.

También podemos afirmar que el dique B y el sillasociado con él son más antiguos que el dique A, porqueeste último corta al sill. De la misma manera, sabemos quelos batolitos fueron emplazados después de que se produ-jera el movimiento a lo largo de la falla B, pero antes deque se formara el dique B. Esto es así porque el batolitoatraviesa la falla B mientras que el dique B corta el bato-lito.

InclusionesA veces las inclusiones pueden contribuir al proceso dedatación relativa. Las inclusiones (includere � encerrar)son fragmentos de una unidad de roca que han quedadoencerrados dentro de otra. El principio básico es lógico ydirecto. La masa de roca adyacente a la que contiene lasinclusiones debe haber estado allí primero para propor-cionar los fragmentos de roca. Por consiguiente, la masade roca que contiene las inclusiones es la más joven de lasdos. En la Figura 9.4 se proporciona un ejemplo. Aquí, lasinclusiones de la roca ígnea intrusiva en el estrato sedi-mentario adyacente indican que la capa sedimentaria sedepositó encima de una masa ígnea meteorizada, y noque hubiera intrusión magmática desde debajo que des-pués cristalizó.

Discontinuidades estratigráficasCuando observamos estratos rocosos que se han ido de-positando sin interrupción, decimos que son concordan-tes. Zonas concretas exhiben estratos concordantes querepresentan ciertos lapsos de tiempo geológico. Sin em-bargo, ningún lugar de la Tierra tiene un conjunto com-pleto de estratos concordantes.

A todo lo largo de la historia de la Tierra, el depósi-to de sedimentos se ha interrumpido una y otra vez. Todasesas rupturas en el registro litológico se denominan dis-continuidades estratigráficas. Una discontinuidad estra-tigráfica representa un largo período durante el cual se in-


▲ Figura 9.2 Aplicación de la ley de la superposición a estas capas expuestas en la parte superior del Gran Cañón; el grupo Supai es másviejo y la caliza Kaibab es más joven. (Foto de E. J. Tarbuck.)

B.

Caliza Kaibab

Formación Toroweap

Más

jove

n

Arenisca Coconino

Lutita Hermit

Grupo Supai

A.

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terrumpió la sedimentación, la erosión eliminó las rocaspreviamente formadas y luego continuó el depósito. Encada caso, el levantamiento y la erosión fueron seguidos desubsidencia y nueva sedimentación. Las discontinuidadesestratigráficas son rasgos importantes porque representanacontecimientos geológicos significativos de la historia dela Tierra. Además, su reconocimiento nos ayuda a identifi-car qué intervalos de tiempo no están representados por losestratos y, por tanto, no aparecen en el registro geológico.

Las rocas expuestas en el Gran Cañón del río Colo-rado representan un intervalo enorme de historia geoló-gica. Es un lugar maravilloso para hacer una excursión através del tiempo. Los coloreados estratos del cañón re-gistran una larga historia de sedimentación en una diver-sidad de ambientes: mares, ríos y deltas, llanuras marea-les y dunas de arena. Pero el registro no es continuo. Lasdiscontinuidades estratigráficas representan enormes can-tidades de tiempo que no se han registrado en las capas delcañón. En la Figura 9.5 se muestra un corte geológico delGran Cañón, que permite comprender mejor los tres ti-pos básicos de discontinuidades: discordancias angulares,paraconformidades e inconformidades.

Discordancia angular Quizá la discontinuidad más fácilde reconocer es la discordancia angular. Consiste en ro-cas sedimentarias inclinadas o plegadas sobre las que re-posan estratos más planos y jóvenes. Una discordanciaangular indica que, durante la pausa en la sedimentación,se produjo un período de deformación (pliegue o inclina-ción) y erosión.

Cuando James Hutton estudió una discordanciaangular en Escocia hace más de 200 años, resultó obviopara él que representaba un episodio fundamental deactividad geológica*. Hutton y sus colaboradores tam-bién apreciaron el inmenso intervalo temporal implica-do por dichas relaciones. Cuando un compañero escri-bió más adelante sobre su visita a este lugar afirmó que«la mente se nos aturdía mirando tan lejos en el abismodel tiempo».

Paraconformidad Cuando se las compara con las discor-dancias angulares, las paraconformidades son más co-munes, pero normalmente son bastante menos claras, por-que los estratos situados a ambos lados son en esenciaparalelos. Muchas paraconformidades son difíciles deidentificar porque las rocas situadas por encima y por de-bajo son similares y hay pocas pruebas de erosión. Dicharuptura a menudo se parece a un plano de estratificaciónordinario. Otras paraconformidades son más fáciles deidentificar porque la superficie de erosión antigua cortaprofundamente en las rocas inferiores más antiguas (dis-conformidad).

Inconformidad El tercer tipo básico de discontinuidad esla inconformidad. Aquí la ruptura separa rocas ígneas,metamórficas más antiguas de los estratos sedimentariosmás jóvenes (Figuras 9.4 y 9.5). Exactamente igual que las

Datación relativa: principios fundamentales 259

Conglomerado

Lutita

Arenisca

Sill

Batolito

Falla A

Dique A Falla B

Dique B

Figura 9.3 Las relaciones deintersección representan un principioutilizado en la datación relativa. Uncuerpo rocoso intrusivo es más jovenque la roca en la que intruye. Una fallaes más joven que la capa que corta.

▲

* Este geólogo pionero se comenta en la sección sobre el Nacimiento dela Geología Moderna del Capítulo 1.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 259


▲ Figura 9.4 Estos diagramas ilustran dos maneras mediante las cualesse pueden formar las inclusiones, así como un tipo de discontinuidaddenominada inconformidad. En el diagrama A, las inclusiones de la masaígnea representan los restos no fundidos de la roca de caja circundanteque se rompieron y se incorporaron en el momento en el que el magmaintruía. En el diagrama C, la roca ígnea debe de ser más antigua que lascapas sedimentarias suprayacentes porque los estratos sedimentarioscontienen inclusiones de la roca ígnea. Cuando rocas ígneas intrusivas másantiguas están cubiertas por estratos sedimentarios más jóvenes, se diceque hay un tipo de discontinuidad denominada inconformidad. En la fotose muestra una inclusión de roca ígnea oscura en una roca huésped másclara y más joven. (Foto de Tom Bean.)

C. Depósito de estratos sedimentarios

Estratos sedimentarios

Inconformidad

Inclusiones de roca ígnea

B. Exposición y meteorización de la roca ígnea intrusiva

Inclusiones de la roca circundante

A. Roca ígnea intrusiva

Roca ígnea intrusiva

Formación Kaibab

Formación Toroweap

Arenisca Coconino

Lutita Hermit

Grupo Supai

Caliza Redwall

Caliza Muav

Lutita Bright AngelGrupo Tonto

Arenisca Tapeats

Pérmico

Pensilvaniense (carbonífero)

Misisipiense (carbonífero)

Devónico

Cámbrico

Precámbrico

Paraconformidad

Disconformidad

Discordancia angular

Inconformidad

Esquisto Vishnu

Grupo Unkar

Granito Zoroastro

Interior de la

garganta

Río Colorado

Plataforma KaibabFigura 9.5 Este corte geológico a través del Gran Cañón ilustra los tres tiposbásicos de discontinuidades estratigráficas. Entre el grupo Unkar precámbricoinclinado y las areniscas Tapeats cámbricas puede verse una discordancia. Hay dosparaconformidades notables, por encima y por debajo de la caliza Redwall. Seproduce una inconformidad entre las rocas ígneas y metamórficas del interior de lagarganta y los estratos sedimentarios del grupo Unkar.

▲

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 260

Correlación de las capas rocosas 261

discordancias y las paraconformidades implican movi-mientos de la corteza, también las inconformidades. Lasmasas ígneas intrusivas y las rocas metamórficas se origi-nan bastante por debajo de la superficie. Por tanto, paraque se desarrolle una inconformidad, debe haber un pe-ríodo de elevación y erosión de las rocas suprayacentes.Una vez expuestas en la superficie, las rocas ígneas o me-tamórficas son sometidas a meteorización y erosión an-tes de la subsidencia y de la reanudación de la sedimen-tación.

Aplicación de los principios de datación relativa

Si se aplican los principios de datación relativa al cortegeológico hipotético de la Figura 9.6, las rocas y los acon-tecimientos que representan pueden colocarse en la se-cuencia adecuada. La leyenda de la figura resume la lógi-ca utilizada para interpretar el corte.

En este ejemplo, establecemos una escala de tiem-po relativo para las rocas y los acontecimientos en la zona

▲ Figura 9.6 Corte geológico de una región hipotética.

KJI HG

FED

C

B

A

Sill

F

BA

E

DC

E

C

B

A

F

Océano

OcéanoE

D

C

B

A


Roca erosionada

Sill

Sill

.

DC

BA

E

KJI HG

F

BA

E

D

C


Sill

Interpretación

KJ

IH

G

F

B

A

E

D

C


Sill

Colada de lava

1. Aplicando la ley de la superposición, los estratos A, B, C y E se depositaron en ese orden.

2. La capa D es un sill (intrusión ígnea concordante). Una prueba posterior de que el sill D es más joven que los estratos C y E son las inclusiones de fragmentos de esos estratos. Si esa masa ígnea contiene fragmentos de estratos adyacentes, los estratos adyacentes deben haber estado allí primero.

6. Por último, la superficie irregular y el valle fluvial indican que se

produjo otro vacío en el registro litológico por erosión.

3. Después de la intrusión del sill D, se produjo la intrusión del dique F. Dado

que el dique atraviesa los estratos desde el A al E, debe ser más joven

que todos ellos (principio de intersección).

4. A continuación, las rocas se inclinaron y fueron erosionadas. La inclinación sucedió primero porque los extremos vueltos hacia arriba de los estratos han sido erosionados. La inclinación y la erosión, seguidas de una posterior sedimentación, produjeron una discordancia angular.

5. Utilizando de nuevo la ley de la superposición, los estratos G, H,

I, J y K se depositaron en ese orden. Aunque la colada de lava

(estrato H) no es un estrato de roca sedimentaria, es una capa depositada en superficie y, por tanto, puede aplicarse la ley de

superposición.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 261

del corte. Este método no nos permite saber cuántos añosde historia terrestre están representados, pues no tenemosfechas numéricas. Ni sabemos cómo comparar esta áreacon cualquier otra (véase Recuadro 9.1).

Correlación de las capas rocosas

Para desarrollar una escala de tiempo geológico que seaaplicable a toda la Tierra, deben emparejarse rocas deedad similar localizadas en regiones diferentes. Esta tarease conoce como correlación.

Dentro de un área limitada, la correlación de las ro-cas de una localidad con las de otra puede hacerse senci-llamente caminando a lo largo de los bordes de los aflo-ramientos. Sin embargo, quizá esto no sea posible cuandolas rocas están ocultas bajo el suelo y la vegetación. La co-rrelación a lo largo de distancias cortas suele conseguirseobservando la posición de una capa en una secuencia deestratos. Es decir, una capa puede identificarse en otra lo-calización si está compuesta por minerales característicoso infrecuentes.

Correlacionando las rocas de un lugar con las deotro, es posible una visión más completa de la historia ge-ológica de una región. En la Figura 9.7, por ejemplo, se

muestra la correlación de estratos en tres zonas de la lla-nura del Colorado, al sur de Utah y al norte de Arizona.En ningún punto aparece la secuencia entera, pero la co-rrelación revela una imagen más completa del registro se-dimentario.

Muchos estudios geológicos se realizan en áreas re-lativamente pequeñas. Aunque son importantes por símismos, sólo se comprende su valor completo cuando secorrelacionan con otras regiones. Aunque los métodosque acabamos de describir son suficientes para seguir lapista a una formación litológica a lo largo de distancias re-lativamente cortas, no son adecuados para emparejar ro-cas que están separadas por grandes distancias. Cuando elobjetivo es la correlación entre áreas muy distantes o en-tre continentes, el geólogo dependerá de los fósiles.

Fósiles: evidencias de vida en el pasado

Los fósiles, restos de vida prehistórica, son inclusionesimportantes en los sedimentos y las rocas sedimentarias.Son herramientas importantes y básicas para interpretarel pasado geológico. El estudio científico de los fósiles sedenomina Paleontología. Es una ciencia interdisciplinar


Recuadro 9.1 Entender la Tierra

Aplicación de los principios de datación relativa en la superficie lunar

▲

De la misma manera que utilizamos losprincipios de la datación relativa para de-terminar la secuencia de los aconteci-mientos geológicos en la Tierra, tambiénpodemos aplicar esos principios a la su-perficie de la Luna (así como a otroscuerpos planetarios).

También puede utilizarse el principiode intersección. Al observar un cráter deimpacto que se superpone a otro, sabe-mos que el cráter intacto y continuo apa-reció después del que este último corta.

Los rasgos más evidentes de la super-ficie lunar son los cráteres. La mayoríade ellos se produjo por el impacto de unosobjetos de movimiento rápido llamadosmeteoritos. Mientras que la Luna tienemiles de cráteres de impacto, la Tierratiene sólo unos pocos. Puede atribuirseesta diferencia a la atmósfera terrestre. Lafricción con el aire quema los pequeñosfragmentos antes de que éstos alcancen la

superficie. Además, la erosión y los pro-cesos tectónicos han destruido las pruebasde la mayor parte de los cráteres aprecia-bles que se formaron durante la historiade la Tierra.

Las observaciones de los cráteres lu-nares se utilizan para calcular las edadesrelativas de distintos puntos del satélite.El principio es claro. Las regiones másantiguas han estado expuestas a los im-pactos de meteoritos durante un períodomás largo y, por tanto, tienen más cráte-res. Utilizando esta técnica, podemosdeducir que las regiones altas con mu-chos cráteres son más antiguas que laszonas oscuras, llamadas mares. La canti-dad de cráteres por unidad de superficie(denominada densidad de cráteres) es, evi-dentemente, mucho mayor en las regio-nes altas. ¿Significa eso que las regionesaltas son mucho más antiguas? Aunqueésta puede parecer una conclusión lógi-

ca, la respuesta es negativa. Recordemosque estamos abordando un principio dedatación relativa. Tanto las tierras altascomo los mares son muy antiguos. Ladatación radiométrica de las rocas luna-res procedente de las misiones Apollo de-mostró que la edad de las tierras altas su-pera los 4.000 millones de años, mientrasque los mares tienen edades que oscilanentre los 3.200 y los 3.900 millones deaños. Por tanto, las densidades de cráte-res tan distintas no son sólo el resultadode tiempos de exposición distintos. Losastrónomos han descubierto ahora queel Sistema Solar interno experimentóuna disminución brusca y repentina delbombardeo meteórico hace unos 3.900millones de años. La mayor parte de loscráteres de las regiones altas aparecieronantes de ese momento, y las coladas delava que formaron los mares se solidifi-caron después.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 262

que une la Geología y la Biología en un intento de enten-der todos los aspectos de la sucesión de la vida durante laenorme extensión del tiempo geológico. Conocer la na-turaleza de las formas vivas que existieron en un momen-to concreto ayuda a los investigadores a comprender lascondiciones ambientales del pasado. Además, los fósilesson indicadores cronológicos importantes y desempeñan

un papel clave en la correlación de las rocas de edades si-milares que proceden de diferentes lugares.

Tipos de fósilesLos fósiles son de muchos tipos. Los restos de organismosrelativamente recientes pueden no haberse alterado en ab-

Fósiles: evidencias de vida en el pasado 263

▲ Figura 9.7 La correlación de estratos en tres localidades de la meseta de Colorado revela la extensión total de las rocas sedimentarias enla región. (Tomado del U. S Geological Survey; fotos de E. J. Tarbuck.)

NEVADA

UTAH ARIZONA

Parque Nacional Gran Cañón

Parque Nacional

Zion

Parque Nacional

Cañón Bryce

Parque Nacional Gran Cañón Parque Nacional Zion Parque Nacional Cañón Bryce

Terciario

Cretácico

Jurásico

Triásico

Pérmico

Devónico

Pensilvaniense

Misisipiense

Cámbrico

PrecámbricoRío Colorado

Fm. Moenkopi

Cal. Kaibab

Ar. CoconinoLu. Hermit

Fm. Supai

Cal. Redwall

Cal. Temple Butte

Lu. Bright Angel

Ar. Tapeats

Esquisto Vishnu

Fm. Carmel

Ar. Navajo

Fm. Kayenta

Ar. Wingate

Fm. Chinle

Fm. Moenkopi

Cal. Kaibab

Rocas más antiguas no expuestas

Fm. Wasatch

Fm. Kaiparowits

Ar. Wahweap

Ar. Straight Cliffs

Lu. Tropic

Ar. Dakota

Fm. Winsor

Fm. Curtis

Ar. Entrada

Fm. Carmel

Ar. Navajo

Rocas más antiguas no expuestas

Fm. Muav

Fm. Toroweap

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 263

soluto. Componentes como dientes, huesos y caparazonesson ejemplos comunes. Bastante menos frecuentes sonanimales enteros, entre ellos peces, que se han conserva-do debido a circunstancias bastante inusuales. Son ejem-plos de estos últimos los restos de elefantes prehistóricosdenominados mamuts, que se congelaron en la tundra ár-tica de Siberia y Alaska, así como los restos momificadosde perezosos conservados en una cueva de Nevada.

Con tiempo suficiente, es probable que los restos deun organismo se modifiquen. A menudo, los fósiles se pe-trifican (literalmente «se vuelven roca»), lo que significaque las pequeñas cavidades internas y poros de la estruc-tura original se llenan de materia mineral precipitada. Enotros casos, puede presentar sustitución. Aquí se eliminan lasparedes celulares y otros materiales sólidos, y son sustitui-dos por materia mineral. A veces se conservan bastantebien los detalles microscópicos de la estructura sustituida.

Los moldes y las huellas constituyen otra clase co-mún de fósiles. Cuando un caparazón u otra estructura sonenterrados en un sedimento y luego disueltos por el aguasubterránea se crea su molde. El molde externo refleja fiel-mente sólo la forma y las marcas superficiales del organis-mo; no revela información alguna relativa a su estructurainterna. Si estos espacios huecos se llenan posteriormen-te con materia mineral, se crean los moldes internos.

Un tipo de fosilización denominada carbonización esparticularmente eficaz conservando las hojas y las formasdelicadas de animales. Se produce cuando un sedimentofino encierra los restos de un organismo. A medida quepasa el tiempo, la presión expulsa los componentes líquidosy gaseosos dejando sólo un delgado resto de carbón. Las lu-titas negras depositadas como barro rico en componentesorgánicos en ambientes pobres en oxígeno contienen amenudo abundantes restos carbonizados. Si se pierde la pe-lícula de carbón de un fósil conservado en un sedimento degrano fino, una réplica de la superficie, denominada im-presión, puede seguir mostrando un detalle considerable.

Organismos delicados, como los insectos, son difí-ciles de conservar y, por consiguiente, son bastante rarosen el registro fósil. No sólo deben ser protegidos de la des-composición, tampoco deben ser sometidos a una pre-sión que los pueda comprimir. Una forma mediante lacual algunos insectos se han conservado es en ámbar, la re-sina endurecida de los árboles antiguos.

Además de los fósiles ya mencionados, hay muchosotros tipos que son sólo trazas de vida prehistórica. Ejem-plos de esas pruebas indirectas son:

1. Huellas: rastros de pisadas dejados por los ani-males en el sedimento blando que luego se liti-ficó.

2. Madrigueras: tubos en sedimento, madera oroca realizados por un animal. Estos agujeros

se llenaron después de materia mineral y seconservaron. Se cree que algunos de los fósilesmás antiguos conocidos fueron excavados porlos gusanos.

3. Coprolitos: fosilización de los excrementos ycontenido del estómago, que puede proporcio-nar información útil relativa a los hábitos ali-menticios de los organismos.

4. Gastrolitos: cálculos estomacales muy pulidosque fueron utilizados en la molienda del alimen-to por algunos reptiles extinguidos.

Condiciones que favorecen la conservaciónSólo se ha conservado una diminuta fracción de los orga-nismos que vivieron durante el pasado geológico. Nor-malmente, los restos de un animal o una planta se destru-yen. ¿Bajo qué circunstancias se conservan? Parece queson necesarias dos condiciones especiales: un enterra-miento rápido y la posesión de partes duras.

Cuando un organismo perece, sus partes blandassuelen ser comidas rápidamente por los carroñeros o des-compuestas por las bacterias. A veces, sin embargo, son en-terradas por los sedimentos. Cuando esto ocurre, los res-tos son protegidos del ambiente, donde actúan procesosdestructivos. Por consiguiente, el enterramiento rápido esuna condición importante que favorece la conservación.

Además, los animales y las plantas tienen una posi-bilidad mucho mayor de ser conservados como parte del



¿En qué se diferencian la Paleontología y la Arqueología?

Con frecuencia, confundimos estas dos áreas de estudio de-bido a que existe la percepción común de que tanto los pale-ontólogos como los arqueólogos son científicos que extraencuidadosamente pistas importantes del pasado de las capas derocas o sedimentos. Aunque es cierto que los científicos deambas disciplinas «excavan» mucho, el foco de atención decada una es diferente. Los paleontólogos estudian los fósilesy se preocupan por todas las formas vivas del pasado geológi-co. Por su parte, los arqueólogos se concentran en los restosmateriales de la vida humana en el pasado. Estos restos pue-den ser tanto los objetos utilizados por las personas hace mu-cho tiempo, denominados artefactos, como los edificios y otrasestructuras asociadas con los lugares donde las personas vi-vían, llamados yacimientos. Los arqueólogos nos ayudan a co-nocer cómo nuestros antepasados humanos afrontaron los re-tos de la vida en el pasado.

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registro fósil si tienen partes duras. Aunque existen rastrosy huellas de animales de cuerpo blando, como las medu-sas, los gusanos y los insectos, son mucho menos comu-nes (véase Recuadro 9.2). La carne suele descomponersecon tanta rapidez que la posibilidad de su conservación esaltamente improbable. Las partes duras, como los capa-razones, los huesos y los dientes, predominan en el regis-tro de la vida del pasado.

Dado que la conservación depende de condicionesespeciales, el registro de la vida en el pasado geológico estasesgado. El registro fósil de los organismos con partesduras que vivieron en áreas de sedimentación es bastanteabundante. Sin embargo, sólo conseguimos una ojeadafugaz del enorme conjunto de otras formas de vida que nosatisficieron las condiciones especiales que favorecían laconservación.

Fósiles y correlaciónAunque la existencia de los fósiles se ha conocido duran-te siglos, no fue hasta finales del siglo XVIII y principios delXIX cuando se puso de manifiesto su importancia como he-rramientas geológicas. Durante este período, un ingenie-

ro y constructor de canales inglés, William Smith, descu-brió que cada formación litológica de los canales en losque trabajaba contenía fósiles diferentes de los encontra-dos en los estratos superiores o inferiores. Además, ob-servó que podían identificarse (y correlacionarse) estratossedimentarios de áreas muy separadas por su contenidofósil característico.

Basándose en las observaciones clásicas de Smith ylos hallazgos de muchos geólogos que le siguieron, se for-muló uno de los principios más importantes y básicos dela historia geológica: Los organismos fósiles se sucedieron unosa otros en un orden definido y determinable y, por consiguien-te, cualquier período puede reconocerse por su contenido fósil.Esto ha llegado a conocerse como el principio de la su-cesión de fósiles. En otras palabras, cuando los fósiles seordenan según su edad, no presentan una imagen aleato-ria ni fortuita. Por el contrario, los fósiles documentan laevolución de la vida a través del tiempo.

Por ejemplo, muy pronto en el registro fósil se re-conoce una edad de los trilobites. Luego, en sucesión, lospaleontólogos reconocen una edad de los peces, una edadde los pantanos carboníferos, una edad de los reptiles yuna edad de los mamíferos. Estas «edades» pertenecen a

Fósiles: evidencias de vida en el pasado 265


El yacimiento de Burgess Shale

▲

La posesión de partes duras aumenta con-siderablemente la posibilidad de conserva-ción de los organismos en el registro fósil.Sin embargo, se han dado raras ocasionesen la historia geológica en las que se hanconservado grandes cantidades de organis-mos de cuerpo blando. El yacimiento fósilde Burgess Shale es un ejemplo muy cono-cido. Situado en las montañas Rocosas deCanadá cerca de la localidad de Field en el sureste de la Columbia Británica, el lu-gar fue descubierto en 1909 por Charles D.Walcott, de la Smithsonian Institution.

El yacimiento de Burgess Shale es unlugar de conservación fósil excepcional yregistra una variedad de animales que nose encuentran en ningún otro lugar. Losanimales de Burgess Shale vivieron pocodespués de la explosión Cámbrica, mo-mento en el que se había producido unagran expansión de la biodiversidad mari-na. Sus fósiles hermosamente conserva-dos representan nuestra instantánea máscompleta y más acreditada de la vida en elCámbrico, mucho mejor que los depósi-

tos que contienen sólo fósiles de organis-mos con partes duras. Hasta la actualidad,se han encontrado más de 100.000 fósilesúnicos.

Los animales conservados en BurgessShale habitaban en un mar cálido y pocoprofundo adycente al gran arrecife queformaba parte del margen continental deNorteamérica. Durante el Cámbrico, elcontinente norteamericano se encontra-ba en los trópicos a ambos lados del ecua-dor. La vida estaba restringida al océanoy el continente era árido y estaba desha-bitado.

¿Qué circunstancias llevaron a la con-servación de las numerosas formas de vidaque se encontraron en Burgess Shale?Los animales vivían en bancos de barrosubmarinos o encima de ellos; esos ban-cos de barro se formaron como sedimen-tos acumulados en los márgenes externosde un arrecife adyacente a un escarpeabrupto (acantilado). Periódicamente laacumulación de barros se tornaba inesta-ble y los sedimentos que se hundían y se

deslizaban descendían por el escarpe enforma de corrientes de turbidez. Estas co-rrientes transportaban los animales enuna nube turbulenta de sedimentos haciala base del arrecife, donde quedaban en-terrados. Allí, en un ambiente exento deoxígeno, los caparazones enterrados esta-ban protegidos de los carroñeros y de lasbacterias responsables de la descomposi-ción. Este proceso sucedió una y otra vez,y se formó una secuencia gruesa de capassedimentarias ricas en fósiles. Hace unos175 millones de años, las fuerzas orogé-nicas elevaron estos estratos del fondooceánico y los desplazaron a muchos ki-lómetros en dirección este a lo largo degrandes fallas hasta su localización actualen las montañas Rocosas de Canadá.

El yacimiento Burguess Shale es unode los descubrimientos fósiles más im-portantes del siglo XX. Sus capas conser-van para nosotros un destello fascinantedel principio de la vida animal, que se re-monta a hace más de 500 millones deaños.

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grupos que fueron especialmente abundantes y caracte-rísticos durante períodos concretos. Dentro de cada unade las «edades» hay muchas subdivisiones basadas, porejemplo, en ciertas especies de trilobites, y ciertos tipos depeces, reptiles, etc. Esta misma sucesión de organismosdominantes, nunca desordenada, se encuentra en todos loscontinentes.

Cuando se descubrió que los fósiles eran indicado-res temporales, se convirtieron en el medio más útil de co-rrelacionar las rocas de edades similares en regiones dife-rentes. Los geólogos prestan una atención particular aciertos fósiles denominados fósiles índice o guía. Estosfósiles están geográficamente extendidos y limitados a uncorto período de tiempo geológico, de manera que su pre-sencia proporciona un método importante para equipararrocas de la misma edad. Las formaciones litológicas, sinembargo, no siempre contienen un fósil índice específico.En esas situaciones, se utilizan los grupos de fósiles paraestablecer la edad del estrato. En la Figura 9.8 se ilustracómo un conjunto de fósiles puede utilizarse para datar ro-cas con más precisión de lo que podría realizarse utilizan-do uno cualquiera de los fósiles.

Además de ser herramientas importantes y a menu-do esenciales para correlacionar, los fósiles son importan-tes indicadores ambientales. Aunque puede deducirse mu-cho de los ambientes pasados estudiando la naturaleza y lascaracterísticas de las rocas sedimentarias, un examen pró-ximo de los fósiles presentes puede proporcionar normal-mente mucha más información. Por ejemplo, cuando seencuentran en una caliza los restos de ciertas conchas dealmejas, el geólogo puede suponer de manera bastante ra-zonable que la región estuvo cubierta en alguna ocasiónpor un mar somero. Además, utilizando lo que sabemoscon respecto a los organismos vivos, podemos concluirque los animales fósiles con caparazones gruesos capacesde soportar olas que los golpean hacia un lado y hacia otrohabitaban en las líneas de costa.

Por otro lado, los animales con caparazones finos y de-licados probablemente indican aguas mar adentro profundasy calmadas. Por consiguiente, examinando de cerca los tiposde fósiles, puede identificarse la posición aproximada de unalínea de costa antigua. Además, los fósiles pueden utilizarsepara indicar la temperatura del agua en el pasado. Ciertas cla-ses de corales actuales deben vivir en mares tropicales cálidos


▲ Figura 9.8 El solapamiento de fósiles contribuye a la datación de las rocas con más exactitud que la utilización de un solo fósil.

Edad de la unidad de roca A

Edad de la unidad de roca B

Unidad de roca A

Unidad de roca B

TIE

MP

OM

ás a

ntig

uoM

ás jo

ven

Intervalos de edad de algunos grupos de fósiles

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 266

y superficiales como los que rodean Florida y las Bahamas.Cuando se encuentran tipos similares de coral en calizasantiguas, indican el ambiente marino que debía existir cuan-do vivían. Estos ejemplos ilustran cómo los fósiles puedencontribuir a desvelar la compleja historia de la Tierra.

Datación con radiactividad

El tiempo geológicoDatación con radiactividad

Además de establecer las fechas relativas utilizando losprincipios descritos en las secciones previas, es posibletambién obtener fechas numéricas fiables para los acon-tecimientos del pasado geológico. Por ejemplo, sabemosque la Tierra tiene alrededor de 4.500 millones de años yque los dinosaurios se extinguieron hace unos 65 millonesde años. Las fechas que se expresan en millones y miles demillones de años ponen realmente a prueba nuestra ima-ginación, porque nuestros calendarios personales implicantiempos medidos en horas, semanas y años. No obstante,la gran extensión del tiempo geológico es una realidad, yla datación radiométrica es la que nos permite medirlo conprecisión. En esta sección, estudiaremos la radiactividady su aplicación en la datación radiométrica.

Repaso de la estructura básica del átomoRecordemos (Capítulo 3) que cada átomo tiene un núcleo,que contiene protones y neutrones, y que alrededor delnúcleo orbitan los electrones. Los electrones tienen unacarga eléctrica negativa y los protones tienen una carga po-sitiva. Un neutrón es en realidad una combinación de unprotón y un electrón, pues no tiene carga (es neutro).

El número atómico (el número que identifica cadaelemento) es el número de protones que tiene en su nú-cleo. Cada elemento tiene un número diferente de proto-nes y, por tanto, un número atómico diferente (hidrógeno� 1, carbono � 6, oxígeno � 8, uranio � 92, etc.). Losátomos de un mismo elemento tienen siempre el mismonúmero de protones, de manera que el número atómico semantiene constante.

Prácticamente toda la masa de un átomo (99,9 porciento) se encuentra en el núcleo, lo que indica que loselectrones no tienen prácticamente masa. Así pues, su-mando los protones y los neutrones del núcleo de un áto-mo obtenemos el número másico del átomo. El número deneutrones puede variar, y esas variantes, o isótopos, tienendiferentes números másicos.

Para resumir con un ejemplo, el núcleo del uraniotiene siempre 92 protones, de manera que su número ató-

▲IEE

NC

IAS DE LA

TIE

RR

mico es siempre 92. Pero su población de neutrones va-ría, de modo que el uranio tiene tres isótopos: uranio-234(protones � neutrones � 234), uranio-235 y uranio-238.Todos estos isótopos están mezclados en la naturaleza.Tienen el mismo aspecto y se comportan igual en las re-acciones químicas.

RadiactividadLas fuerzas que unen los protones y los neutrones en el nú-cleo suelen ser fuertes. Sin embargo, en algunos isótopos, losnúcleos son inestables porque las fuerzas que unen los pro-tones y los neutrones no son lo bastante fuertes. Comoconsecuencia, los núcleos se descomponen, o desintegran,espontáneamente en un proceso denominado radiactividad.

¿Qué ocurre cuando se descomponen los núcleosinestables? En la Figura 9.9 se ilustran tres tipos comunesde desintegración radiactiva, que pueden resumirse comosigue:

1. Pueden emitirse partículas alfa (partículas �) delnúcleo. Una partícula alfa está compuesta pordos protones y dos neutrones. Por tanto, la emi-sión de una partícula alfa significa que el núme-ro másico del isótopo se reduce en 4 y el núme-ro atómico, en 2.

2. Cuando se expulsa una partícula beta (partícula �),o electrón, de un núcleo, el número másico semantiene inalterado, porque los electrones prác-ticamente no tienen masa. Sin embargo, dadoque los electrones proceden de un neutrón (re-cordemos que un neutrón es una combinación deun protón y un electrón), el núcleo contiene unprotón más que antes. Por consiguiente, el nú-mero atómico aumenta en 1.

3. A veces un electrón es capturado por el núcleo.El electrón se combina con un protón y forma unneutrón. Como en el último ejemplo, el núme-ro másico se mantiene invariable. Sin embargo,dado que el núcleo contiene ahora un protónmenos, el número atómico disminuye en 1.

Se denomina padre al isótopo radiactivo inestable e hijos alos isótopos que resultan de su desintegración. La Figura9.10 proporciona un ejemplo de desintegración radiactiva.Puede verse que, cuando el radioisótopo padre, el uranio-238 (número atómico 92, número másico 238), se des-compone, sigue una serie de etapas, emitiendo 8 partícu-las alfa y 6 partículas beta antes de convertirse finalmenteen el isótopo hijo estable, el plomo-206 (número atómico82, número másico 206). Uno de los radioisótopos hijoproducidos durante esta serie de descomposición es el ra-dón. (En el Recuadro 9.3 se examinan los peligros asocia-dos con este gas radiactivo.)

Datación con radiactividad 267

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 267

Recuadro 9.3 El hombre y el medio ambiente

El radón

▲


A. Emisión alfa

B. Emisión beta

C. Captura electrónica

Neutrón

Protón

Neutrón

ProtónNeutrón

Protón

Núcleo padre inestable

Núcleo hijo

Emisión de partícula

alfa

Número atómico: 2–

Masa atómica: 4–

Núcleo hijo

Número atómico: 1+

Masa atómica: sin cambio

Emisión beta

(electrón)(–)

Electrón (–)

Número atómico: 1–

Masa atómica: sin cambio

Núcleo hijo

Núcleo hijo


Núcleo hijo

+–+

+

+

+–

+–


Núcleo hijo

Richard L. Hoffman*

La radiactividad se define como la emi-sión espontánea de partículas atómicas uondas electromagnéticas de los núcleosatómicos inestables. Por ejemplo, en unamuestra de uranio-238, los núcleos ines-tables se desintegran y producen una va-riedad de progenie o productos «hijo»radiactivos así como formas de radiaciónenergéticas (Tabla 9.A). Uno de sus pro-ductos de desintegración radiactiva es elradón, un gas incoloro, inodoro e invisible.

Tabla 9.A Productos de la desintegración del uranio-238

Algunos productos de la desintegración

del uranio-238

Partícula de desintegración

producida

Período desemidesintegración

Uranio-238Radio-226Radón-222Polonio-218Plomo-214Bismuto-214Polonio-214Plomo-210Bismuto-210Polonio-210Plomo-206

alfaalfaalfaalfabetabetaalfabetabetaalfa

ninguna

4.500 millones de años1.600 años3,82 días

3,1 minutos26,8 minutos19,7 minutos

1,6 � 10�4 segundos20,4 años5,0 días138 díasestable

Figura 9.9 Tipos comunes dedesintegración radiactiva. Nótese que encada caso cambia el número de protones(número atómico) en el núcleo,produciendo así un elemento diferente.

▲

* El Dr. Hoffman es profesor emérito de Química enel Illinois Central College.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 268


Figura 9.10 El isótopo más común del uranio (U-238) constituye unejemplo de serie de desintegración radiactiva. Antes de alcanzar elproducto final estable (Pb-206), se producen muchos isótoposdiferentes como etapas intermedias.

▲

Mas

a at

ómic

a

238

236

234

232

230

228

226

224

222

220

218

216

214

212

210

208

206

92 9091 89 88 87 86 85 84 83 82

Número atómico

Emisión alfaEmisión beta

U234

U238

Th234

Pa234

Th230

Ra226

Rn222

Po218

Bi214

Po214 Pb214

Bi210

Po210 Pb210

Pb206

El radón captó la atención pública en1984, cuando un trabajador de una centralnuclear de Pensilvania hizo sonar las alar-mas de radiación, no cuando se iba del tra-bajo, sino cuando acababa de llegar. Suropa y su pelo estaban contaminados conproductos de la desintegración del radón.La investigación reveló que el sótano de sucasa tenía una concentración de radón2.800 veces superior a la media del aire enel interior. La casa estaba situada a lo largode una formación geológica conocida conel nombre de Reading Prong, una masa deroca portadora de uranio que nace cercade Reading, Pensilvania, y llega a las pro-ximidades de Trenton, Nueva Jersey.

Con origen en la desintegración ra-diactiva de las trazas de uranio y torio quese encuentran en casi todos los suelos, losisótopos de radón (Rn-222 y Rn-220) serenuevan continuamente en un procesonatural. Los geólogos calculan que los2 metros superiores de suelo de un acrede tierra normal contienen alrededor de23 kilogramos de uranio (entre 2 y 3 par-tes por millón); algunos tipos de roca con-tienen más cantidad. El radón se genera

continuamente por la desintegración gra-dual de este uranio. Dado que el períodode semidesintegración del uranio duraunos 4.500 millones de años, siempre ten-dremos radón.

El propio radón se desintegra, con unperíodo de semidesintegración de sólounos cuatro días. Sus productos de desin-tegración (excepto el plomo-206) son to-dos sólidos radiactivos que se adhieren alas partículas de polvo, muchas de las cua-les inhalamos. Durante una exposiciónprolongada a un ambiente contaminadopor radón, se producirá alguna desinte-gración mientras el gas se encuentra enlos pulmones y, de esta manera, pondrá laprogenie radiactiva del radón en contac-to directo con el delicado tejido pulmo-nar. Las pruebas de acumulación cons-tante indican que el radón es una causaimportante de cáncer de pulmón, sólodespués del tabaquismo.

Una casa con una concentración deradón de 4,0 picocurios por litro de airetiene unos ocho o nueve átomos de radónque se desintegran cada minuto por litrode aire. La EPA sugiere que las concen-

traciones interiores de radón se manten-gan por debajo de este nivel. Los cálculosdel riesgo de la EPA son conservadores: sebasan en el supuesto de que una personaestuviera el 75 por ciento de una vida de70 años (unos 52 años) en el espacio con-taminado, cuando la mayoría de personasno lo estarán.

Una vez se ha producido el radón en elsuelo, se difunde por los pequeños espa-cios que quedan entre las partículas delsuelo. Una parte del radón acaba alcan-zando la superficie del suelo, donde se di-sipa en el aire. El radón entra en los edi-ficios y en los hogares a través de orificiosy grietas en los suelos y las paredes de lossótanos. La densidad del radón es mayorque la del aire y, por tanto, tiende a per-manecer en los sótanos durante su cortociclo de desintegración.

La fuente del radón es tan duraderacomo su mecanismo de generación en elinterior de la Tierra; el radón nunca desa-parecerá. Sin embargo, disponemos deestrategias rentables de mitigación parareducir el radón a concentraciones acep-tables, en general, sin grandes gastos.

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Por supuesto, una de las consecuencias más impor-tantes del descubrimiento de la radiactividad es que pro-porcionó un medio fiable para calcular la edad de las ro-cas y los minerales que contienen isótopos radiactivosconcretos. El procedimiento se denomina datación ra-diométrica. ¿Por qué es fiable la datación radiométrica?Porque las velocidades de desintegración de muchos isó-topos se han medido con precisión y no varían bajo lascondiciones físicas que existen en las capas externas de laTierra. Por consiguiente, cada isótopo radiactivo utiliza-do para datación ha estado desintegrándose a una veloci-dad fija desde la formación de las rocas en las que apare-ce, y los productos de su descomposición se han estadoacumulando a una velocidad equivalente. Por ejemplo,cuando el uranio se incorpora en un mineral que cristali-za a partir de un magma, no existe plomo (el isótopo hijoestable) procedente de una desintegración previa. El «re-loj» radiométrico empieza en ese momento. A medidaque se desintegra el uranio de ese mineral recién forma-do, van quedando atrapados los átomos del producto hijoy acaban acumulándose cantidades medibles de plomo.


100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

0

Por

cent

aje

del

res

to

de

isót

opos

rad

iact

ivos

0 1 2 3 4Número de períodos de semidesintegración

100 átomos de isótopo padre

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50 átomos de producto hijo







••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••

Figura 9.11 La curva dedesintegración radiactiva muestra uncambio que es exponencial. Después deun período de semidesintegración quedala mitad del precursor radiactivo.Después de un segundo período, quedauna cuarta parte del progenitor, y asísucesivamente.

▲

Período de semidesintegraciónEl tiempo necesario para que se desintegre la mitad de losnúcleos de una muestra se denomina período de semi-desintegración del isótopo. El período de semidesinte-gración es una forma común de expresar la velocidad dedesintegración radiactiva. En la Figura 9.11 se ilustra loque ocurre cuando un radioisótopo padre se descomponedirectamente en el isótopo hijo estable. Cuando las can-tidades del padre y del hijo son iguales (proporción 1/1),sabemos que ha transcurrido un período de semidesinte-gración. Cuando queda una cuarta parte de los átomos delradioisótopo padre original y las tres cuartas partes se handesintegrado para producir el isótopo hijo, la proporciónpadre/hijo es 1/3 y sabemos que han transcurrido dos vi-das medias. Después de tres vidas medias, la proporciónde átomos del padre a átomos del hijo es de 1/7 (un áto-mo padre por cada siete átomos hijos).

Si se conoce el período de semidesintegración de unisótopo radiactivo y puede determinarse la proporciónpadre/hijo, puede calcularse la edad de la muestra. Porejemplo, supongamos que el período de semidesintegra-

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ción de un isótopo inestable hipotético es de un millón deaños y la proporción padre/hijo de la muestra es 1/15, di-cha proporción indica que han transcurrido cuatro perío-dos de semidesintegración y que la muestra debe tener 4millones de años.

Datación radiométricaObsérvese que el porcentaje de átomos radiactivos que sedescomponen durante un período de semidesintegraciónes siempre el mismo: 50 por ciento. Sin embargo, el nú-mero real de átomos que se descomponen con cada perío-do de semidesintegración disminuye continuamente. Portanto, a medida que disminuye el porcentaje de átomos delradioisótopo padre, aumenta la proporción del isótopohijo estable, coincidiendo exactamente el aumento deátomos hijo con la disminución de los átomos padre. Estehecho es la clave para la datación radiométrica.

De los muchos isótopos radiactivos que existen enla naturaleza, cinco han demostrado ser particularmenteútiles para proporcionar edades radiométricas de las rocasantiguas (Tabla 9.1). El rubidio-87, el torio-232 y los dosisótopos del uranio se utilizan sólo para la datación de ro-cas que tienen millones de años de antigüedad, pero el po-tasio-40 es más versátil.

Potasio-argón Aunque el período de semidesintegracióndel potasio-40 es de 1.300 millones de años, las técnicasanalíticas posibilitan la detección de cantidades muy ba-jas de su producto estable de desintegración, el argón-40,en algunas rocas que tienen menos de 100.000 años. Otrarazón importante para su uso frecuente es que el potasioes un constituyente abundante de muchos minerales co-munes, en particular las micas y los feldespatos.

Aunque el potasio (K) tiene tres isótopos naturales,K39, K40 y K41, sólo el K40 es radiactivo. Cuando se de-sintegra, lo hace de dos maneras. Aproximadamente el 11por ciento cambia a argón-40 (Ar40) por medio de captu-ra electrónica. El 89 por ciento restante del K40 se des-compone en calcio-40 (Ca40) mediante emisión beta. Ladescomposición del K40 a Ca40, sin embargo, no es útilpara la datación radiométrica, porque el Ca40 producido

por desintegración radiactiva no puede distinguirse delcalcio que podía estar presente cuando se formó la roca.

El reloj potasio-argón empieza a funcionar cuandolos minerales que tienen potasio cristalizan a partir de unmagma o se forman dentro de una roca metamórfica. Eneste momento, los nuevos minerales contendrán K40, perocarecerán de Ar40, porque este elemento es un gas inerteque no se combina químicamente con otros elementos.Conforme pasa el tiempo, el K40 se descompone conti-nuamente por captura electrónica. El Ar40 producido poreste proceso permanece atrapado dentro del retículo cris-talino del mineral. Dado que no había Ar40 cuando se for-mó el mineral, todos los átomos hijo atrapados en el mi-neral deben proceder de la descomposición del K40. Paradeterminar la edad de una muestra, se mide con precisiónla proporción K40/Ar40 y se aplica el período de semide-sintegración conocido del K40.

Fuentes de error Es importante tener en cuenta que sólopuede obtenerse una fecha radiométrica precisa si el mi-neral permaneció en un sistema cerrado durante todo elperíodo desde que se formó. Sólo es posible una datacióncorrecta si no ha habido adición ni pérdida de isótopos pa-dre o hijo. Esto no siempre es así. De hecho, una limita-ción importante del método potasio-argón surge del he-cho de que el argón es un gas y puede escapar de losminerales, falseando las medidas. De hecho, las pérdidas



Con la desintegración radiactiva, ¿habrá unmomento en el que toda la materia padre se

convierta en el producto hijo?

En teoría, no. Durante cada período de semidesintegra-ción, la mitad de la materia padre se convierte en produc-to hijo. Luego, otra mitad se convierte después de otro pe-ríodo de semidesintegración, y así sucesivamente. (En laFigura 9.11 se muestra cómo funciona esta relación loga-rítmica. Obsérvese que la línea roja se hace casi paralela aleje horizontal después de varios períodos de semidesinte-gración.) De convertirse sólo la mitad del material padrerestante en producto hijo, nunca hay un momento en elque se convierta la totalidad del material padre. Piénselo deesta manera. Si corta un pastel por la mitad y se come sólola mitad varias veces, ¿se lo comería todo en algún mo-mento? (La respuesta es negativa, en el supuesto de quedisponga de un cuchillo lo suficientemente afilado para cor-tar el pastel a una escala atómica.) No obstante, después demuchos períodos de semidesintegración, el material padrepuede existir en cantidades tan pequeñas que en esencia nopuede detectarse.

Tabla 9.1 Isótopos utilizados frecuentementeen la datación radiométrica

Radioisótopopadre

Producto hijoestable

Valores de períodos de semidesintegraciónactualmente aceptados

Uranio-238Uranio-235Torio-232Rubidio-87Potasio-40

Plomo-206Plomo-207Plomo-208

Estroncio-87Argón-40

4.500 millones de años713 millones de años

14.100 millones de años47.000 millones de años1.300 millones de años

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pueden ser significativas si la roca está sometida a tempe-raturas relativamente elevadas.

Por supuesto, una reducción de la cantidad de Ar40

lleva a una infravaloración de la edad de la roca. A veces,las temperaturas son lo bastante altas durante un períodode tiempo suficientemente largo como para que escape

todo el argón. Cuando esto ocurre, vuelve a empezar el re-loj potasio-argón y la datación de la muestra proporcio-nará sólo el tiempo transcurrido desde el reajuste térmi-co, no la edad verdadera de la roca. En el caso de otrosrelojes radiométricos, puede producirse una pérdida deisótopos hijo si la roca ha sido sometida a meteorizacióno lixiviación. Para evitar dicho problema, un dispositivo deseguridad sencillo consiste en utilizar sólo material fres-co, no meteorizado, ni muestras que puedan haber sido al-teradas químicamente.

Datación con carbono-14Para datar acontecimientos muy recientes, se utiliza elcarbono-14. El carbono-14 es el isótopo radiactivo delcarbono. El proceso se denomina a menudo dataciónpor radiocarbono. Dado que el período de semidesin-tegración del carbono-14 es sólo de 5.730 años, puedeutilizarse para la datación de acontecimientos que hanocurrido desde el pasado histórico, así como para los ocu-rridos en la historia geológica reciente (véase Recuadro9.4). En algunos casos, el carbono-14 puede utilizarsepara datar acontecimientos que ocurrieron hace incluso70.000 años.



Utilización de los anillos de los árboles para la datación y el estudiodel pasado reciente

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Si miramos la parte superior del tocón deun árbol o el extremo de un tronco, vere-mos que se compone de una serie de ani-llos concéntricos. El diámetro de cadauno de estos anillos del árbol crece haciafuera desde el centro. Cada año, en lasregiones templadas, los árboles añadenuna capa de madera nueva debajo de lacorteza. Las características de cada anillo,como el tamaño y la densidad, reflejan lascondiciones ambientales (en especial elclima) predominantes en el año en el quese formó el anillo. Las condiciones favo-rables al crecimiento producen un anilloancho; las desfavorables, un anillo estre-cho. Los árboles que crecen a la vez en lamisma región presentan patrones de losanillos similares.

Dado que suele añadirse un solo ani-llo de crecimiento cada año, la edad delárbol talado puede determinarse contan-do los anillos. Si se conoce el año en elque se taló, pueden determinarse la edad

del árbol y el año en el que se formó cadaanillo contando desde el anillo más ex-terno*. Este procedimiento puede utili-zarse para establecer las fechas de losacontecimientos geológicos recientes,como la cantidad mínima de años trans-curridos desde que se creó una nueva su-perficie continental provocada por undeslizamiento o una inundación. La da-tación y el estudio de los anillos anualesde los árboles se denominan dendrocrono-logía.

Para hacer un uso más eficaz de losanillos de los árboles, se establecen mo-delos extendidos conocidos como cro-nologías de los anillos. Se producencomparando los patrones de los anillosen los árboles de una zona. Si puedeidentificarse el mismo patrón en dos

muestras, una de las cuales ha sido data-da, puede fecharse la segunda muestra apartir de la primera equiparando el pa-trón de los anillos que ambas tienen encomún. Esta técnica, llamada datacióncruzada, se ilustra en la Figura 9.A. Sehan establecido las cronologías de losanillos de los árboles que se remontan ahace miles de años para algunas regio-nes. Para fechar una muestra de maderade edad desconocida, se compara su pa-trón de anillos con la cronología de re-ferencia.

Las cronologías de los anillos de losárboles son archivos únicos de la historiaambiental y tienen aplicaciones impor-tantes en disciplinas como la climatología,la Geología, la Ecología y la Arqueología.Por ejemplo, los anillos de los árboles seutilizan para reconstruir las variacionesclimáticas en una región en intervalos detiempo de miles de años anteriores a losregistros históricos humanos. El conoci-

* Los científicos no están limitados a trabajar sólocon árboles talados. Pueden tomarse muestras pe-queñas, no destructivas, de los árboles vivos.


Si las proporciones padre/hijo no son siempre fiables,¿cómo pueden obtenerse fechas radiométricas

significativas para las rocas?

Una precaución común contra las fuentes de error es el usode verificaciones cruzadas. A menudo eso sólo implica so-meter una muestra a dos métodos radiométricos diferentes.Si ambas fechas coinciden, la probabilidad de que la fecha seafiable es elevada. En cambio, si hay una diferencia conside-rable entre las dos fechas, deben utilizarse otras verificacio-nes cruzadas (como el uso de fósiles o la correlación conotros estratos indicadores bien datados) para determinar quéfecha es correcta, si alguna de las dos lo es.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 272

El carbono-14 se produce continuamente en la at-mósfera superior como consecuencia del bombardeo derayos cósmicos. Los rayos cósmicos (partículas nuclearesde alta energía) dispersan los núcleos de los átomos ga-seosos, liberando neutrones. Algunos de los neutronesson absorbidos por los átomos de nitrógeno (número ató-mico 7, número másico 14), haciendo que cada núcleoemita un protón. Como consecuencia, el número atómi-co disminuye en uno (a 6), y se crea un elemento dife-rente, el carbono-14 (Figura 9.12A). Este isótopo del car-bono se incorpora rápidamente en el dióxido de carbono,que circula en la atmósfera y es absorbido por la materiaviva. Como consecuencia, todos los organismos contie-nen una pequeña cantidad de carbono-14, incluidos no-sotros mismos.

Mientras un organismo está vivo, el carbono radiac-tivo en descomposición es sustituido continuamente, y lasproporciones entre el carbono-14 y el carbono-12 per-manecen constantes. El carbono-12 es el isótopo establey más común del carbono. Sin embargo, cuando muereuna planta o un animal, la cantidad de carbono-14 dismi-nuye gradualmente conforme se desintegra en nitrógeno-14 por emisión beta (Figura 9.12B). Comparando las pro-porciones de carbono-14 y carbono-12 en una muestra,pueden determinarse las fechas mediante radiocarbono. Es

importante destacar que el carbono-14 sólo es útil para da-tar los materiales orgánicos como la madera, el carbón ve-getal, los huesos, la carne e incluso los tejidos hechos defibras de algodón.

Escala de tiempo geológico 273

miento de estas variaciones a largo plazotiene un gran valor para hacer valoracio-nes referentes al registro reciente delcambio climático.

En resumen, la dendrocronología pro-porciona datos numéricos útiles para losacontecimientos del pasado histórico yprehistórico reciente. Además, dado que

los anillos de los árboles son un almacénde datos, son una herramienta valiosa enla reconstrucción de los ambientes del pa-sado.

Árbol vivo

Árbol muerto

Tronco procedente de ruinas

▲ Figura 9.A La datación cruzada es un principio básico de la dendrocronología. Aquí se utilizó para datar un yacimiento arqueológicomediante la correlación de los patrones de los anillos de la madera procedente de árboles de edades distintas. En primer lugar, seestablece una cronología de los anillos de los árboles de la zona utilizando muestras extraídas de los árboles vivos. Esta cronología seextiende hacia atrás comparando los patrones coincidentes de árboles muertos, más antiguos. Por último, se datan las muestras tomadasde las vigas de madera del interior de las ruinas mediante la cronología establecida a partir de las otras dos muestras.

▲ Figura 9.12 A. Producción y B. desintegración del carbono-14.Esta figura representa los núcleos de los átomos respectivos.

A.

B.

Nitrógeno-14 número atómico 7 masa atómica 14 Carbono-14

número atómico 6 masa atómica 14

+–

+– +

+

Captura de neutrón

Emisión de protón

Neutrón

Emisión beta

(electrón)Carbono-14 Nitrógeno-14

Protón

(–)

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 273

(Figura 9.13). Las unidades principales de la escala tem-poral se delinearon durante el siglo XIX, fundamental-mente por investigadores de Gran Bretaña y Europa oc-cidental. Dado que entonces no se disponía de la dataciónabsoluta, la escala temporal completa se creó utilizandométodos de datación relativa. Hubo que esperar al siglo XX

para que los métodos radiométricos permitieran añadir fe-chas numéricas.

Estructura de la escala temporalLa escala de tiempo geológico subdivide los 4.500 millo-nes de años de la historia de la Tierra en muchas unidadesdiferentes y proporciona una estructura temporal signifi-cativa dentro de la cual se disponen los acontecimientosdel pasado geológico. Como se muestra en la Figura 9.13,los eones representan las mayores extensiones de tiempo.El eón que empezó hace unos 540 millones de años es elFanerozoico, término derivado de las palabras griegasque significan vida visible. Se trata de una descripción apro-piada porque las rocas y los depósitos del eón Fanerozoi-co contienen abundantes fósiles que documentan impor-tantes tendencias evolutivas.

Otra ojeada a la escala temporal revela que el eónFanerozoico se divide en eras. Las tres eras que compren-den el eón Fanerozoico son la Paleozoica (paleo � anti-guo; zoe � vida), la Mesozoica (meso �medio; zoe � vida)y la Cenozoica (ceno � reciente; zoe � vida). Como im-plican los propios nombres, las eras están limitadas porprofundos cambios de las formas de vida en el ámbitoglobal (véase Recuadro 9.5).

Cada era está subdividida en unidades temporalesconocidas como períodos. El Paleozoico tiene seis, elMesozoico tres y el Cenozoico dos. Cada uno de esosonce períodos se caracteriza por un cambio algo menosprofundo de las formas de vida, en comparación con laseras. Las eras y los períodos del Fanerozoico, con breves

Aunque el carbono-14 es útil sólo para fechar la úl-tima pequeña fracción del tiempo geológico, se ha con-vertido en una herramienta muy valiosa para los antropó-logos, los arqueólogos y los historiadores, así como paralos geólogos que estudian la historia muy reciente de laTierra. De hecho, el desarrollo de la datación medianteradiocarbono se consideró tan importante que el quími-co que descubrió esta aplicación, Willard F. Libby, reci-bió el premio Nobel en 1960.

Importancia de la datación radiométricaTengamos en cuenta que, aunque el principio básico de ladatación radiométrica es simple, el procedimiento real esbastante complejo. El análisis que determina las cantidadesdel isótopo padre y del isótopo hijo debe ser extremada-mente preciso. Además, parte del material radiactivo no sedescompone directamente en isótopo hijo estable, comoocurrió en nuestro ejemplo hipotético, un hecho que pue-de complicar el análisis. En el caso del uranio-238, se for-man 13 isótopos hijo inestables antes de alcanzar el nú-mero 14, el isótopo estable, plomo-206 (véase Figura 9.10).

Los métodos de datación radiométrica han sumi-nistrado, literalmente, miles de fechas para aconteci-mientos de la historia de la Tierra. Se han encontrado ro-cas de 3.000 millones de años, y los geólogos saben queexisten rocas todavía más antiguas. Por ejemplo, un gra-nito de Sudáfrica se ha fechado en 3.200 millones de años,y contiene inclusiones de cuarcita. (Recordemos que lasinclusiones son más antiguas que la roca que las contiene.)La cuarcita, una roca metamórfica, fue originalmente laroca sedimentaria arenisca. La arenisca, a su vez, es elproducto de la litificación de los sedimentos producidospor la meteorización de rocas preexistentes. Por tanto, te-nemos una indicación positiva de que existieron rocas in-cluso más antiguas.

La datación radiométrica ha reivindicado las ideasde Hutton, Darwin y otros, quienes dedujeron hace 150años que el tiempo geológico debe de ser inmenso. De he-cho, la datación radiométrica ha demostrado que ha ha-bido tiempo suficiente para que los procesos que obser-vamos hayan llevado a cabo tareas extraordinarias.

Escala de tiempo geológico

El tiempo geológicoEscala de tiempo geológico

Los geólogos han dividido el total de la historia geológi-ca en unidades de magnitud variable. Juntas, comprendenla escala de tiempo geológico de la historia de la Tierra

▲

IEEN

CIAS DE LA

TIE

RR



¿Ha habido algún momento en la historia de la Tierra enel que los dinosaurios y los seres humanos coexistieran?

Aunque en algunas películas antiguas y en los dibujos anima-dos han representado que las personas y los dinosaurios viví-an las unas al lado de los otros, eso nunca sucedió. Los dino-saurios florecieron durante la era Mesozoica y se extinguieronhace unos 65 millones de años (véase Recuadro 9.5). Por elcontrario, los seres humanos y sus antepasados cercanos noaparecieron hasta la era Cenozoica muy tardía, más de 60 mi-llones de años después de la desaparición de los dinosaurios.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 274

explicaciones de cada uno de ellos, se muestran en la Ta-bla 9.2.

Finalmente cada uno de los once períodos se divideen unidades aún más pequeñas denominadas épocas.


▲ Figura 9.13 Escala de tiempo geológico. Las fechas absolutas se añadieron mucho después de que se hubiera establecido la escala detiempo utilizando técnicas de datación relativa. (Datos de la Sociedad Geológica Americana.)

Eón

Era Periodo Época

Fanerozoico

Pro

tero

zoic

oA

rcai

coH

ádic

o

Cenozoico

Mesozoico

Paleozoico

2500

3800

4500

Cuaternario

Terciario

Cretácico

Jurásico

Triásico

Pérmico

Car

bon

ífero Pensilvaniense

Misisipiense

Devónico

Silúrico

Ordovícico

Cámbrico

Precámbrico

144

206

248

290

323

354

417

443

490

540

Holoceno

Pleistoceno

Plioceno

Mioceno

Oligoceno

Eoceno

Paleoceno

0,01

1,8

5,3

23,8

33,7

54,8

65,0

Hace millones de años

Pre

cám

bric

o

Cenozoico

Mesozoico

Paleozoico

Hace millones de años

Era

65

248

540

900

1600

Tardío

Medio

Inicial

Tardío

Medio

Inicial

3000

3400

Como puede verse en la Figura 9.13, para el Cenozoicose han nombrado siete épocas. Las épocas de otros perío-dos suelen denominarse simplemente como temprana, me-dia y tardía.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 275


Recuadro 9.5 La Tierra como sistema

La desaparición de los dinosaurios

▲

Los límites entre las divisiones en la esca-la de tiempo geológico representan épocasde cambio geológico o biológico signifi-cativo. De especial interés es el límite en-tre el Mesozoico («vida media») y el Ce-nozoico («vida reciente»), hace unos 65millones de años. Aproximadamente poresta época, desaparecieron más de la mi-tad de todas las especies en una extinciónmasiva. Este límite marca el final de la eraen la cual los dinosaurios y otros reptilesdominaban el paisaje y el comienzo de laera en la cual los mamíferos se hicieronmuy importantes. Debido a que el últimoperíodo del Mesozoico es el Cretácico(abreviado como K para evitar confusióncon otros períodos que empiezan por«C»), y que el primer período del Ceno-zoico es el Terciario (abreviado «T»), laépoca de esta extinción masiva se conocecomo el límite KT o Cretácico-Terciario.

La extinción de los dinosaurios se atri-buye generalmente a la incapacidad deeste grupo para adaptarse a algún cambioradical de las condiciones ambientales.¿Qué acontecimiento pudo haber desen-cadenado la rápida extinción de los dino-saurios, uno de los grupos más prósperosde los animales terrestres que nunca hayavivido?

La hipótesis con mayor respaldo pro-pone que, hace aproximadamente 65 mi-llones de años, nuestro planeta recibió elimpacto de un gran meteorito carboná-ceo, un vestigio de la formación del Sis-tema Solar. La masa rocosa errante medíaaproximadamente 10 kilómetros de diá-metro y se desplazaba a unos 90.000 kiló-metros por hora en el momento del im-pacto. Colisionó con la parte meridionalde Norteamérica, en lo que ahora es lapenínsula mexicana de Yucatán y que enaquel momento era un mar tropical pocoprofundo (Figura 9.B). Se calcula que laenergía liberada por el impacto fue equi-valente a 100 millones de megatoneladas(mega = millón) de explosivos potentes.

Durante uno o dos años después delimpacto, el polvo en suspensión redujoenormemente la entrada de luz solar a lasuperficie de la Tierra, lo cual provocó elenfriamiento global («invierno de impac-

to») e impidió la fotosíntesis, alterandoenormemente la producción de alimen-tos. Mucho después de que el polvo seasentara, permanecían el dióxido de car-bono, el vapor de agua y los óxidos de azu-fre que se habían añadido a la atmósferatras el impacto. Si se hubiesen formadocantidades significativas de aerosoles sul-fatados, su alto poder de reflexión habríaayudado a perpetuar las temperaturas su-perficiales más frías durante algunos añosmás*. Al final, los aerosoles sulfatados de-jan la atmósfera en forma de lluvia ácida.Por el contrario, el dióxido de carbonotiene un período de residencia en la at-mósfera mucho más largo. El dióxido decarbono es un gas invernadero, un gas queatrapa una parte de la radiación emitidapor la superficie terrestre**. Una vez han

desaparecido los aerosoles, el aumento delefecto invernadero a causa del dióxido decarbono hubiese conducido a un creci-miento a largo plazo de las temperaturasglobales medias. El resultado probable eraque una parte de la vida vegetal y animalque había sobrevivido a la agresión am-biental del principio habría acabado sien-do víctima de las presiones asociadas conel enfriamiento global, seguidas por la llu-via ácida y el calentamiento global.

La extinción de los dinosaurios hizosurgir hábitats para los pequeños mamífe-ros supervivientes. Estos nuevos hábitats,junto con las fuerzas de la evolución, lle-varon al desarrollo de los grandes mamí-feros que ocupan nuestro mundo actual.

¿Qué pruebas indican una colisión ca-tastrófica como ésta hace 65 millones deaños? En primer lugar, se ha descubiertoen todo el mundo una fina capa de sedi-mento de casi 1 centímetro de grosor enel límite KT. Este sedimento contieneuna elevada concentración del elementoiridio, raro en la corteza terrestre, peroencontrado en grandes proporciones enlos meteoritos pétreos. ¿Podría esta capaconstituir los restos dispersos del meteo-rito que fue responsable de los cambiosambientales que indujeron la desapari-ción de muchos grupos de reptiles?

A pesar de que cada vez recibe másapoyo, algunos científicos no están deacuerdo con la hipótesis del impacto. Ensu lugar, sugieren que unas grandes erup-ciones volcánicas podrían haber inducidouna ruptura de la cadena alimentaria.Para respaldar esta hipótesis, citan lasenormes emisiones de lava de la llanuradel Deccan, al norte de la India, haceunos 65 millones de años.

Sea cual fuere la causa de la extinciónKT, ahora tenemos una mayor compren-sión del papel de los acontecimientos ca-tastróficos en el modelado de la historiade nuestro planeta y la vida que lo ocupa.¿Podría suceder un acontecimiento ca-tastrófico con unas consecuencias simila-res en la actualidad? Esta posibilidad ex-plica por qué un acontecimiento queocurrió hace 65 millones de años ha cau-tivado el interés de tantas personas.

Estados Unidos

México

Cráter Chicxulub

Yucatán

Golfo de México

▲ Figura 9.B El cráter Chicxulub es uncráter de impacto gigante que se formóhace unos 65 millones de años y que desdeentonces se ha llenado de sedimentos. Conun diámetro aproximado de 180kilómetros, el cráter Chicxulub esconsiderado por algunos investigadorescomo el punto de impacto del meteoritoque provocó la extinción de losdinosaurios.

* Estos aerosoles son gotitas creadas por la combina-ción de óxidos de azufre y agua que pueden perma-necer suspendidos durante largos intervalos de tiem-po. En el Recuadro 21.7 «Aerosoles procedentes delVolcán Humano» se trata más ampliamente el temade los aerosoles.** En la Figura 21.7 y la sección «El dióxido de car-bono y el calentamiento global», del Capítulo 21, setratan el dióxido de carbono y el efecto invernadero.

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 276

El PrecámbricoObsérvese que el detalle de la escala de tiempo geológi-co no empieza hasta hace unos 540 millones de años, lafecha que determina el comienzo del período Cámbri-co. Los más de 4.000 millones de años anteriores alCámbrico se dividieron en tres eones, el Hádico (Hades� mundo subterráneo mitológico donde habitan los es-píritus de los muertos), el Arcaico (archaios � antiguo)y el Proterozoico (proteros � anterior; zoe � vida). Tam-bién es frecuente que a este amplio período de tiempose le denomine Precámbrico. Aunque representa másdel 88 por ciento de la historia de la Tierra, el Precám-brico no se divide en tantas unidades de tiempo meno-res como el Fanerozoico.

¿Por qué el enorme período de tiempo del Pre-cámbrico no se divide en numerosas eras, períodos y épo-cas? La razón es que no se conoce con suficiente detallela historia precámbrica. La cantidad de información quelos geólogos han descifrado con respecto al pasado de laTierra es algo análoga al detalle de la historia humana.Cuanto más retrocedemos en el tiempo, menos sabemos.Por supuesto, existen más datos e información de los úl-timos diez años que del primer decenio del siglo XX; losacontecimientos del siglo XIX han sido documentadosmucho mejor que los acontecimientos del primer siglo

antes de Cristo; y así sucesivamente. Lo mismo ocurrecon la historia de la Tierra. El pasado más reciente tieneel registro más fresco, menos alterado y más visible.Cuanto más retrocede en el tiempo el geólogo, más frag-mentados se vuelven el registro y las pistas. Hay otras ra-zones que explican por qué carecemos de una escala tem-poral detallada para este enorme segmento de la historiade la Tierra:

1. La primera evidencia fósil abundante no apa-rece en el registro geológico hasta comienzosdel Cámbrico. Antes del Cámbrico, predo-minaron formas de vida como las algas, lasbacterias, los hongos y los gusanos. Todos es-tos organismos carecen de partes duras, unacondición importante que favorece la con-servación. Por esta razón, sólo hay un regis-tro fósil Precámbrico escaso. Se han estudia-do con cierto detalle muchos afloramientosde las rocas del Precámbrico, pero a menudoes difícil establecer correlaciones cuando fal-tan fósiles.

2. Dado que las rocas precámbricas son muy an-tiguas, la mayoría ha estado sujeta a muchoscambios. Gran parte del registro litológico delPrecámbrico se compone de rocas metamór-


Tabla 9.2 Divisiones principales del tiempo geológico

Era cenozoica (edad de vida reciente)

Período cuaternario Las diversas eras geológicas se denominaron originalmente Primaria, Secundaria,Terciaria y Cuaternaria. Los dos primeros nombres ya no se utilizan; Terciario yCuaternario se han mantenido pero se utilizan como períodos.Período terciario

Era mesozoica (edad de vida intermedia)

Período cretácicoDerivado de la palabra latina que significa creta y aplicado por primera vez a losdepósitos extensos que forman los blancos acantilados a lo largo del Canal de laMancha.

Período jurásicoDebe su nombre a las montañas del Jura, localizadas entre Francia y Suiza, dondese estudiaron por primera vez las rocas de esta edad.

Período triásico De la palabra «trias» en reconocimiento al carácter triple de estas rocas en Europa.

Era paleozoica (edad de vida antigua)

Período pérmicoDebe su nombre a la provincia de Perm, Rusia, donde se estudiaron por primeravez estas rocas.

Período carbonífero Debido a que estas rocas han producido mucho carbón.

Período devónicoDebe su nombre al condado de Devonshire, Inglaterra, donde estas rocas se estu-diaron por primera vez.

Período silúrico Nombres dados por las tribus celtas a los siluros y los ordovicios, que vivieron enGales durante la conquista romana.Período ordovícico

Período cámbricoProcede del nombre romano para Gales (Cambria), donde se estudiaron por primeravez las rocas que contienen las primeras pruebas de formas complejas de vida.

PrecámbricoEl período comprendido entre el nacimiento del planeta y la aparición de formascomplejas de vida. Alrededor del 88 por ciento de los 4.500 millones de años quese calcula a la Tierra pertenecen a este espacio de tiempo.

FUENTE: U. S. Geological Survey.

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ficas muy deformadas. Esto dificulta la inter-pretación de los ambientes del pasado, por-que se han destruido muchas de las pistas pre-sentes en las rocas sedimentarias originales.

La datación radiométrica ha proporcionado una solu-ción parcial a la problemática tarea de datar y correla-cionar las rocas del Precámbrico. Pero el desenredar elcomplejo registro precámbrico sigue siendo una tareadesalentadora.

Dificultades para datar la escala de tiempo geológico

Aunque se han establecido fechas numéricas razonable-mente exactas para los períodos geológicos (Figura 9.13),la tarea no carece de dificultades. La principal dificultadpara asignar fechas numéricas a las unidades de tiempoconsiste en que no todas las rocas pueden ser datadas pormétodos radiométricos. Recordemos que, para que una fe-cha radiométrica sea útil, todos los minerales de la rocadeben haberse formado aproximadamente al mismo tiem-po. Por esta razón, los isótopos radiactivos pueden utili-zarse para determinar cuándo cristalizaron los mineralesde una roca ígnea y cuándo la presión y el calor crearonnuevos minerales en una roca metamórfica.

Sin embargo, las muestras de rocas sedimentariassólo pueden datarse directamente en raras ocasiones pormedios radiométricos. Aunque una roca sedimentaria de-trítica puede incluir partículas que contienen isótopos ra-

diactivos, la edad de la roca no puede determinarse conprecisión porque los granos que la componen no tienen lamisma edad que la roca en la que aparece. Es más, los se-dimentos han sido meteorizados a partir de rocas de eda-des diversas.

Las fechas radiométricas obtenidas a partir de las ro-cas metamórficas también pueden ser difíciles de inter-pretar, porque la edad de un mineral concreto presente enuna roca metamórfica no representa necesariamente laépoca en que la roca se formó por primera vez. En cam-bio, la fecha podría indicar cualquiera de una serie de fa-ses metamórficas posteriores.

Si las muestras de rocas sedimentarias rara vez pro-ducen edades radiométricas fiables, ¿cómo pueden asig-narse fechas numéricas a los estratos sedimentarios? Nor-malmente el geólogo debe relacionar los estratos conmasas ígneas fechables, como se muestra en la Figura9.14. En este ejemplo, la datación radiométrica ha deter-minado la edad del estrato de cenizas volcánicas que haydentro de la formación Morrison y el dique que corta lalutita Mancos y la formación Mesaverde. Los estratos se-dimentarios que hay por debajo de la ceniza son obvia-mente más antiguos que ella, y todas las capas que hay porencima son más jóvenes. El dique es más joven que la lu-tita Mancos y la formación Mesaverde, pero más antiguoque la formación Wasatch, porque el dique no intruye enlas rocas del Terciario.

A partir de este tipo de pruebas, los geólogos calcu-lan que una parte de la formación Morrison se depositóhace unos 160 millones de años, según indica la capa decenizas. Además, llegan a la conclusión de que el período


Formación WasatchFormación Mesaverde

Lutita Mancos

Arenisca Dakota

Capa de cenizas volcánicas datada en 160 millones de años

Formación Summerville

Formación Morrison

Dique ígneo datado con 66 millones de años

Rocas del Terciario

Rocas del Cretácico

Rocas del Jurásico

Figura 9.14 Las fechas numéricas paralos estratos sedimentarios suelendeterminarse examinando su relación conlas rocas ígneas. (Tomado del U. S.Geological Survey.)

▲

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 278

Terciario empezó después de la intrusión del dique, hace60 millones de años. Éste es un ejemplo, de los miles quehay, que ilustra cómo se utilizan los materiales suscepti-bles de datación para clasificar los diversos episodios de la

historia de la Tierra dentro de períodos temporales espe-cíficos. Pone de manifiesto además la necesidad de com-binar los métodos de datación de laboratorio con las ob-servaciones de campo de las rocas.

Resumen 279

Resumen

• Los dos tipos de fechas utilizadas por los geólogospara interpretar la historia de la Tierra son: (1) las fe-chas relativas, que suponen los acontecimientos en susecuencia de formación adecuada, y (2) las fechas numéri-cas, que indican el tiempo en años en el que ocurrió unacontecimiento.

• Las fechas relativas pueden establecerse utilizando laley de la superposición (en una secuencia no deformadade rocas sedimentarias o de rocas ígneas depositadasen superficie, cada estrato es más antiguo que el quetiene por encima y más joven que el inferior); princi-pio de la horizontalidad original (la mayoría de los es-tratos se depositan en una posición horizontal); prin-cipio de intersección (cuando una falla o cuerpo intrusivocorta otra roca, la falla o intrusión es más joven que laroca que corta), e inclusiones (la masa rocosa que con-tiene la inclusión es más joven que la roca que pro-porciona la inclusión).

• Las discontinuidades estratigráficas son vacíos del regis-tro litológico. Cada una representa un largo períododurante el cual se interrumpió la sedimentación, laerosión eliminó las rocas previamente formadas y lue-go se reinició el depósito. Los tres tipos básicos de dis-continuidades estratigráficas son las discordancias (rocassedimentarias inclinadas o plegadas sobre las que ya-cen estratos más jóvenes y planos); paraconformidades(los estratos situados a ambos lados de una disconti-nuidad estratigráfica son esencialmente paralelos), ylas inconformidades (donde una ruptura separa rocasmetamórficas o ígneas más antiguas de estratos sedi-mentarios más jóvenes).

• La correlación, emparejamiento de dos o más fenóme-nos geológicos de áreas diferentes, se utiliza para de-sarrollar una escala de tiempo geológico que se apli-que a toda la Tierra.

• Los fósiles son los restos o huellas de la vida pre-histórica. Las condiciones especiales que favore-cen su conservación son el enterramiento rápido y laexisencia de partes duras, como conchas, huesos odientes.

• Los fósiles se utilizan para correlacionar rocas sedimen-tarias que proceden de regiones diferentes, utilizando

el contenido fósil característico de las rocas y aplican-do el principio de la sucesión de fósiles. Se basa en el traba-jo de William Smith de finales del siglo XVIII y estable-ce que los organismos fósiles se suceden unos a otros enun orden definido y determinable, y, por consiguiente,cualquier edad puede reconocerse por su contenidofósil. El uso de fósiles índice o guía, que están geográfi-camente esparcidos y están limitados a un corto perío-do de tiempo geológico, proporciona un método im-portante de emparejar rocas de la misma edad.

• Cada átomo tiene un núcleo que contiene protones(partículas con carga positiva) y neutrones (partículasneutras). En órbita alrededor del núcleo se encuentranlos electrones, con carga negativa. El número atómico deun átomo es el número de protones del núcleo. El nú-mero másico es el número de protones más el númerode neutrones que hay en el núcleo de un átomo. Losisótopos son variantes del mismo átomo, pero con unnúmero diferente de neutrones y, por consiguiente, unnúmero másico diferente.

• La radiactividad es la descomposición (desintegración)espontánea de ciertos núcleos atómicos inestables.Tres formas comunes de desintegración radiactivason: (1) la emisión de partículas alfa del núcleo; (2) laemisión de partículas beta del núcleo, y (3) la captura deun electrón por parte del núcleo.

• Un isótopo radiactivo inestable, denominado radioisóto-po padre, se desintegrará y formará productos hijo. Eltiempo que tarda en desintegrarse la mitad de los nú-cleos de un isótopo radiactivo se denomina período desemidesintegración del isótopo. Utilizando un procedi-miento denominado datación radiométrica, si se cono-ce el período de semidesintegración del isótopo, ypuede medirse la proporción radioisótopo padre / isó-topo hijo, puede calcularse la edad de una muestra.Una fecha radiométrica exacta sólo puede obtenersesi el material que contiene el isótopo radiactivo per-maneció en un sistema cerrado durante el períodocompleto desde su formación.

• La escala de tiempo geológico divide la historia de la Tie-rra en unidades de magnitud variable. Suele repre-sentarse en forma de gráfico, con el tiempo y los acon-

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tecimientos más antiguos abajo y los más jóvenes arri-ba. Las primeras subdivisiones de la escala de tiempogeológico, denominadas eones, son el Hádico, el Arcai-co y el Proterozoico (juntos esos tres eones se conocencomo el Precámbrico) y, empezando hace unos 540 mi-llones de años, el Fanerozoico. El eón Fanerozoico (quesignifica «vida visible») se divide en las siguientes eras:Paleozoica («vida antigua»), Mesozoica («vida media»)y Cenozoica («vida reciente»).

• Un problema importante al asignar fechas numéricases que no todas las rocas pueden datarse mediante métodosradiométricos. Una roca sedimentaria puede contenergranos de muchas edades que han sido meteorizadosa partir de rocas diferentes que se formaron en épo-cas distintas. Una forma mediante la cual los geólogosasignan fechas absolutas a las rocas sedimentarias esrelacionándolas con masas ígneas fechables, como lascapas de cenizas volcánicas.

Preguntas de repaso

1. Distinga entre datación numérica y relativa.

2. ¿Cuál es la ley de la superposición? ¿Cómo se utili-zan las relaciones de intersección en la datación re-lativa?

3. Remítase a la Figura 9.3 y responda a las siguientespreguntas:

a) ¿Es la falla A más joven o más antigua que lacapa de arenisca?

b) El dique A ¿es más antiguo o más reciente quela capa de arenisca?

c) ¿Se depositó el conglomerado antes o despuésque la falla A?

d) ¿Se depositó el conglomerado antes o despuésque la falla B?

e) ¿Qué falla es más antigua, la A o la B?

f ) El dique A ¿es más joven o más antiguo que el ba-tolito?

4. Cuando observa un afloramiento de estratos sedi-mentarios con gran inclinación, ¿qué principio lepermitiría suponer que los estratos se inclinarondespués de ser depositados?

5. Una masa de granito está en contacto con una capade arenisca. Utilizando un principio descrito en estecapítulo, explique cómo podría determinar si la are-nisca se depositó encima del granito o si se produ-jo intrusión del granito desde abajo después de quese depositara la arenisca.

6. Distinga entre discordancia, paraconformidad e in-conformidad.

7. ¿Qué se entiende por correlación?

8. Describa la importante contribución de WilliamSmith a la ciencia de la Geología.

9. Enumere y describa brevemente al menos cinco ti-pos distintos de fósiles.

10. Enumere dos condiciones que mejoren las posibili-dades de un organismo de conservarse como fósil.

11. ¿Por qué los fósiles son herramientas tan útiles enla correlación?

12. La Figura 9.15 es un bloque diagrama de un áreahipotética del sureste de Estados Unidos. Coloquelos accidentes geográficos indicados por las letrasen la secuencia adecuada, del más antiguo al másreciente. Identifique una discordancia y una in-conformidad.

13. Si un isótopo radiactivo del torio (número ató-mico 90, número másico 232) emite seis partícu-las alfa y cuatro partículas beta durante el curso desu desintegración radiactiva, ¿cuáles son el nú-mero atómico y el número másico del isótopo hijoestable?

14. ¿Por qué la datación radiométrica es el método másfiable de datación del pasado geológico?

15. Un isótopo radiactivo hipotético tiene un períodode semidesintegración de 10.000 años. Si la pro-porción de radioisótopo padre a isótopo hijo esta-ble es 1/3, ¿cuál es la edad de la roca que contieneel material radiactivo?

16. Describa brevemente por qué los anillos de los ár-boles pueden ser útiles en el estudio del pasado geo-lógico (véase Recuadro 9.4).

17. Para proporcionar una fecha radiométrica fiable,un mineral debe permanecer en un sistema cerradodesde el tiempo de su formación hasta el presente.¿Por qué esto es así?

18. ¿Qué precauciones se toman para asegurar fechasradiométricas fiables?

9_Capítulo 9 9/6/05 12:46 Página 280

Preguntas de repaso 281

19. Para facilitar los cálculos, redondeemos la edad dela Tierra a 5.000 millones de años.

a) ¿Qué fracción del tiempo geológico está repre-sentada por la historia escrita (supongamos 5.000años para la duración de la historia escrita)?

b) La primera evidencia fósil abundante no apare-ce hasta comienzos del Cámbrico (hace 540 mi-llones de años). ¿Qué porcentaje del tiempogeológico está representado por esta evidenciafósil abundante?

20. ¿Qué subdivisiones constituyen la escala de tiempogeológico?

21. Explique por qué el enorme intervalo conocidocomo Precámbrico carece de una escala geológicadetallada.

22. Describa brevemente las dificultades para asignarfechas numéricas a los estratos de roca sedimen-taria.

▲ Figura 9.15 Utilizar este diagrama junto con la pregunta de repaso número 12.

A

B

FD

I

G

H

C

J

KE

Términos fundamentales

ArcaicoCenozoicoconcordante

correlacióndatación por radiocarbonodatación radiométrica

datación relativadiscontinuidad

estratigráfica

discordancia angulareónépoca

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eraescala de tiempo

geológicoFanerozoicofecha numéricafósilfósil índice o guía

Hádicoinclusióninconformidadley de la superposiciónMesozoicoPaleontologíaPaleozoico

paraconformidadperíodoperíodo de

semidesintegraciónPrecámbricoprincipio de intersección

principio de lahorizontalidad original

principio de la sucesión defósiles

Proterozoicoradiactividad

Recursos de la web

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de Geología, este sitio le ayudará a comprender mejoresta ciencia. Visite http://www.librosite.net/tarbucky haga clic sobre la cubierta de Ciencias de la Tierra, oc-tava edición. Encontrará:

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Ciencias de la tierra (8va ed.) capitulo 9

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