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EL TIEMPO EN GEOLOGA La Estratigrafa pretende conocer la ordenacin temporal de los fenmenos geolgicos acaecidos en una regin concreta y la comparacin con los reconocidos en otras regiones. Por ello es imprescindible introducir en el registro estratigrfico la coordenada tiempo. La rama de la Estratigrafa que tiene como finalidad la ordenacin relativa de los materiales del registro estratigrfico es la Cronoestratigrafa. La introduccin de medidas numricas en aos y sus mltiplos (edades absolutas) en el registro estratigrfico es el objetivo de la Geocronometra, que es una ciencia iniciada en los primeros decenios del siglo XX cuando se aplican las tcnicas radiomtricas de medida de edad absoluta de las rocas. 4.1.- LAS COORDENADAS ESPACIO Y TIEMPO EN GEOLOGA La mayor dificultad que implican los estudios en las diferentes ciencias geolgicas (y por tanto de la Estratigrafa) consiste en el uso de unas escalas de espacio y tiempo no usuales en otras ciencias. En el trabajo estratigrfico con frecuencia se usan escalas de espacio muy diferentes de manera conjunta, desde la observacin microscpica de los materiales hasta la observacin de la Tierra mediante sensores remotos, lo que conlleva un grado de dificultad muy considerable. De acuerdo con la escala espacial los fenmenos geolgicos se dividen en: locales, regionales y globales. Se llaman fenmenos locales a los que afectan a una regin muy limitada, por ejemplo una pequea falla, etc. Se llaman fenmenos regionales a aquellos que afectan a un sector ms amplio, en muchos casos al conjunto de una cuenca sedimentara, como puede ser un cambio en la tasa de la sedimentacin o una interrupcin sedimentaria. Finalmente, se llaman fenmenos globales a los que afectan a la totalidad del globo terrqueo, de los que son excelentes ejemplos los cambios en el campo magntico acaecidos en el tiempo pasado. En el registro estratigrfico se pueden tambin reconocer depsitos formados en relacin con procesos geolgicos muy cortos (minutos, das u horas) que se intercalan entre sedimentos depositados muy lentamente. La interrelacin entre las dos magnitudes (espacio y tiempo) tiene un gran inters en Geologa y en especial en la Estratigrafa. Todo fenmeno geolgico

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reflejado en el registro estratigrfico tiene unas dimensiones de espacio y tiempo. As, por ejemplo, un depsito de rocas calizas estar acotado en el espacio (p. ej. Sinclinal de Miraflores) y en el tiempo (Cenomaniense), el primero medible por los datos geogrficos de la distribucin areal de los materiales y el segundo con los mtodos de datacin. El estudio de todos los fenmenos geolgicos acaecidos a lo largo del tiempo pero para una regin acotada en el espacio (p.ej. un pas) es el objetivo de la Geologa Regional. Esta ciencia se nutre no solamente de la informacin que proporciona la Estratigrafa sino que, adems, lo hace de la Tectnica y de la Petrologa, que se encargan de estudiar las deformaciones y los procesos magmticos-metamrficos, respectivamente, acaecidos en cada regin e intervalo de tiempo. Por el contrario si lo que se acota es el tiempo y se estudian todos los fenmenos en la totalidad de la superficie de la Tierra se tiene la Paleogeografa, que tiene como objetivos la reconstruccin de la geografa de tiempos pasados en toda la superficie de la Tierra. Para elaborar su cuerpo de doctrina se basa en las reconstrucciones paleogeogrficas parciales de las diferentes regiones para el mismo intervalo de tiempo. La situacin en el tiempo se hace recurriendo a las tcnicas de datacin y los resultados obtenidos son de dos tipos conceptualmente muy diferentes.

1. Edad relativa 2. Edad absoluta

El primero de ellos es el que ordena temporalmente los materiales estratificados, y los fenmenos deducidos a partir de su estudio, de ms antiguos a ms modernos, sin valoracin numrica. La edad obtenida es, como ya se dijo en la introduccin del captulo, una edad relativa que indica simplemente un orden en el depsito de unas rocas estratificadas (un estrato o paquete de estratos A es ms antiguo a otro B) o en los procesos ocurridos en la historia de la Tierra (p. ej, la desaparicin de una especie A sea anterior a la aparicin de otra especie B). Se llama Geocronologa a la "ciencia que tiene como objeto determinar la edad y sucesin cronolgica de los acontecimientos geolgicos en la historia de la Tierra" (GEI, 1980). Se diferencia de la Cronoestratigrafa porque sta pretende ordenar temporalmente materiales concretos (unidades estratigrficas), mientras que la Geocronologa delimita intervalos de tiempo sucesivos no necesariamente representados en materiales. El segundo tipo de resultados consiste en la medida de edad absoluta, que como ya se dijo es la medida en aos (o sus mltiplos) del tiempo

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transcurrido desde que ocurri un fenmeno en el pasado, que haya quedado reflejado en el registro estratigrfico. La Geocronometra es la "rama de la Geocronologa que trata de la medicin cuantitativa del tiempo geolgico" (GEI, 1980).

Un smil elemental permite explicar la diferencia entre Cronoestratigrafa, Geocronologa y Geocronometra, y, ms concretamente, entre unidades cronoestratigrficas, geocronolgicas y geocronomtricas. Se trata de un reloj de arena, en el que la arena que pasa de una parte a otra sera el equivalente a la unidad cronoestratigrfica, cada vez que pase de un lado al otro sera una unidad geocronolgica y la duracin medida con un cronmetro (p.ej. 1 minuto) del tiempo que tarda en pasar sera la unidad geocronomtrica. 4.2.- EDADES RELATIVAS El establecimiento de las edades relativas se hace aplicando los principios fundamentales de la Estratigrafa y ordenando todos los materiales que conforman el registro estratigrfico de ms antiguos a ms modernos.

4.2.1.- Superposicin de estratos El principio de la superposicin de estratos permite, en su aplicacin ms elemental, la ordenacin de dos estratos, o conjuntos de estratos, consecutivos de manera que el ms bajo es el ms antiguo. Su aplicacin exige tener las debidas precauciones ya que en materiales deformados pueden cometerse errores.

La ley de superposicin de Steno (1669)

El principio bsico empleado para determinar s una roca es ms antigua que otra, es muy simple, por la Ley de Superposicin que dice: En una secuencia no deformada de rocas sedimentarias, cada estrato es ms antiguo que el que tiene por encima y ms moderno que el que tiene por debajo, en una serie de rocas sedimentarias que no ha sido volcado, la capa ms alta siempre es la ms joven y la capa ms baja es siempre la ms antigua.

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Una seccin estratigrfica local es justamente una representacin grfica de los materiales que afloran en una regin, colocados en el mismo orden en el que tuvo lugar su depsito. La ordenacin temporal se hace segn tiempo relativo, ya que en ningn caso se tiene cifras numricas de la valoracin del tiempo. 4.2.2.- Ordenacin temporal con los fsiles El "principio de la sucesin faunstica o de la correlacin" de Smith estableci un interesante criterio de ordenacin temporal (tiempo relativo) de amplia escala mediante los fsiles. El fenmeno de la evolucin biolgica es un proceso no repetible, ya que cada especie ha vivido en el pasado durante un intervalo de tiempo concreto y nunca vuelve a aparecer. A partir de la distribucin de las diferentes especies de fsiles en el registro estratigrfico se delimitan unidades (volmenes de estratos) con caractersticas propias (unidades bioestratigrficas) que representan intervalos de tiempo sucesivos, reconocibles en otras secciones estratigrficas.

ORDENACIN TEMPORAL MEDANTE FSILES

Figura 4.1.- Grfico en el que se muestra la aplicacin de criterios de edades relativas en materiales estratificados que afloran en un corte concreto. Leyenda: A, B, C, D, E, F y G: unidades formadas por conjuntos de estratos con carac-tersticas afines (unidades litoestratigrficas); a, b,..,.p, intervalo de presencia de diferentes fsiles; T, V, W, X, Y y Z: Conjuntos de estratos caracterizados por su contenido fsil (Unidades bioestratigrficas) diferenciables en la seccin estratigrafa. Bl, B2, B3, B4 y B5.- Unidades bioestratigrfica con referencia temporal a nivel mundial. En la escala de tiempo geolgico, en la que raramente se delimitan intervalos de tiempo inferiores a los 100.000 aos, la aparicin de una especie es

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considerada como iscrona a nivel mundial. Por tanto la presencia de un fsil en unos materiales concretos constituye un criterio de correlacin (compa-racin en tiempo) a grandes distancias que permite establecer divisiones de tiempo relativo de extensin mundial.

Correlacin en base a fsiles. Esquema idealizando la correlacin de varios estratos en tres yacimientos. A pesar de que las secuencias a veces estn incompletas y alejadas, se pueden establecer asociaciones atendiendo a las distintas especies incluidas en los estratos. 4.2.3.- Ley de intrusin.- Para establecer la relacin de tiempo relativo entre las rocas sedimentarias y las gneas, se hace uso de la Ley de las relaciones de intrusin, que establece que una roca es ms joven que aquella en la que penetra o que una roca gnea es ms joven que en la est introducida.

Las rocas que componen el sill son ms jvenes. Ley de la Intrusin.

Una unidad de rocas es siempre ms antigua que cualquier rasgo que la corte o afecte (ej. Fallas, metamorfismo, intrusiones gneas, superficies erosivas).

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Las fallas son ms jvenes que las rocas.

4.2.4.- La escala de tiempo geolgico relativo Tomando como base la sucesin de especies del registro estratigrfico se puede establecer una divisin del tiempo geolgico, en tiempos relativos, de aplicacin en toda la Tierra para materiales desde el Cmbrico hasta nuestros das y con un alto grado de precisin ya que se pueden diferenciar un elevado nmero de divisiones consecutivas. Las primeras divisiones de tiempo relativo se establecieron en el siglo XVII (Moro, Arduino, Lehmann, Werner) y consistan en separar grandes conjuntos de materiales con diferentes grado de deformacin y diferentes litologa. As se definieron ios materiales correspondientes a las diferentes eras y progresivamente se fueron estableciendo subdivisiones dentro de ellos. A lo largo del siglo XIX, cuando no se disponan de valoraciones de tiempo absoluto, se fue elaborando la escala mundial de tiempo relativo que es la seccin estratigrfca idealizada en la que se superponen los diferentes grupos de estratos, caracterizados por sus fsiles, desde los ms antiguos a los ms modernos, independientemente de la localidad geogrfica en la que afloren. Para su elaboracin se siguen simultneamente tres criterios: el principio de la superposicin, el reconocimiento de las asociaciones fosilferas sucesivas y la existencia de discordancias o de cambios litolgicos bruscos. Mediante el primero se elaboran las secciones estratigrficas locales, en las que al estudiar su contenido fosilfero se obtienen visiones parciales de la distribucin de los organismos en el tiempo. Mediante el segundo se pretende aunar los datos de todas las secciones estratigrficas locales de manera se pueda reconstruir la distribucin temporal ideal de los diferentes fsiles. Las dificultades de la elaboracin de esta escala estriban en que el registro estratigrfico, con mucha frecuencia, es incompleto de manera que se

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pueden considerar consecutivos dos grupos de estratos, con sus fsiles correspondientes, y sin embargo mediar entre ellos una interrupcin sedimentaria, incluso importante. Mediante el tercero se pretenda que los lmites entre unidades coincidiesen con intervalos cortos de tiempo en los que ocurrieron deformaciones tectnicas (lmites de ciclos orognicos) o con momentos de cambios generalizados de la sedimentacin. A la divisin en eras le sigue la subdivisin de las mismas y la definicin de los sistemas (y perodos) dentro de cada era. Cada intervalo de tiempo fue definido con un nombre generalmente alusivo a la localidad donde aflora los materiales que sirven de referencia (p. ej. Devnico del condado de Devon, Jursico de las montaas del Jura) mientras que en otros casos es alusivo a un tipo de roca (p. ej. Cretcico de creta, Carbonfero de carbn, etc.) y en otros alusivos a su posicin temporal (p.ej. Palegeno y Negeno, divisiones del Terciario). Dentro de cada uno de los sistemas se establecieron divisiones de orden menor y se definieron durante el siglo XIX gran parte de los pisos de la escala estratigrfica de referencia mundial, de uso en la actualidad, tambin llamada escala de tiempo geolgico (Harland et al., 1990). Los nombres de los pisos son casi exclusivamente referidos a la localidad donde se definieron (p.ej. Bathoniense de la localidad de Bath, Inglaterra; Barremiense en la localidad de Brreme, Francia; etc.). Una excepcin es el Tithoniense (o Tithnico) que se define con respecto a unas facies y no a una localidad. Se llega al final del siglo XIX con una escala de tiempo geolgico relativo muy detallada, en la que se reconocan ms de 50 intervalos de tiempo sucesivos, y sin embargo se segua teniendo una idea pintoresca del valor del tiempo absoluto. Esta escala de tiempo geolgico relativo, ya muy detallada, era modificada permanentemente a medida que se conocan materiales no representados en ella. Esto ocurra, en especial, al estudiar regiones nuevas, fuera de los paises donde se definieron la mayora de los pisos y encontrarse materiales que contenan asociaciones de fsiles intercaladas entre dos que se haban considerado consecutivas anteriormente. El amplio conocimiento regional y la multiplicidad de los estudios de fsiles hacen que esto ocurra cada vez con menos frecuencia. 4.3.- EDADES ABSOLUTAS La edad absoluta de una roca es la medida del tiempo transcurrido desde su formacin hasta nuestros das, expresada en aos y sus mltiplos. Cuando se habla de edad absoluta de la Tierra se refiere a la edad de la formacin de la Tierra como planeta dentro del sistema solar, la cual siempre ser obviamente anterior a la edad de la roca ms antigua conocida. Cuando las medidas se expresan en millones de aos no es necesario tomar un punto de referencia reciente para iniciar la cuenta. Sin embargo para medidas recientes (centenas o miles de aos) se recurre como en la Arqueologa a una fecha de referencia, concretamente al ao 1950, indicndose con la expresin B.P.

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(befare present) que la cifra dada est contada desde esta fecha hacia atrs. 4.3.1.- Primeros intentos de dataciones Los primeros intentos de datacin absoluta son clculos sobre la edad de la Tierra, y no medidas directas la edad de rocas concretas. Cuando en nuestros das se lee que el obispo Ussher calcul, hacia mediados del siglo XVII, que la Tierra fue creada el ao 4004 antes de J.C, el 25 de octubre a las 9 de la maana, causa cierta hilaridad. Sin embargo, como analiza Hallam (1985), dicho clculo realizado a partir de la interpretacin de documentos antiguos, en especial del sistema de calendario astronmico, fue hecho con el m-ximo rigor en su poca (a partir de un amplio conocimiento de lenguas, de historia y de astronoma). Se basaba en la suposicin de que la existencia de la Tierra era coetnea con la existencia del hombre. El resultado no es ms que una prueba del grado de ignorancia que sobre la edad de la Tierra y de las rocas que la forman se tena en los albores de la Geologa como ciencia. A lo largo del siglo XVIII se sigue admitiendo de manera generalizada una cifra del orden de los 6.000 aos para la edad de la Tierra. Buffon hacia el final del mismo siglo propuso una edad de 75.000 aos, cifra que desde la perspectiva actual es ridcula, pero que en su tiempo significaba un aumento considerable. Buffon se bas para su clculo en la evidencia del calor interno y midiendo el ndice de enfriamiento partiendo de una supuesta masa en fusin permanente. A partir del final de la controversia catastrofismo-uniformismo (1830-1840) empezaron a realizarse las primeras estimaciones con la nueva filosofa uniformista y la metodologa del actualismo. Dar-win (1859) al referirse al libro de Lyell (Principies of Geology) dice "..quien no acepte cuan incomprensiblemente inmensos han sido los periodos de tiempo pasado, ya puede cerrar este libro.". Algunos autores de esta poca critican la frase de Lyell en la que se dice que en la historia de la Tierra "no encontramos huellas de un principio" por interpretar que se refera a un tiempo ilimitado. El propio Lyell, en la dcima edicin del citado libro, publicada en 1868, haca una estimacin de la edad de los materiales del Cmbrico que cifraba en 240 Ma a partir de unas consideraciones tericas sobre la duracin de las "revoluciones" en las que tuvieron lugar el cambio de la totalidad de las especies en tiempos pasados. Entre 1860 y 1870 William Thomson (Lord Kelvin), profesor de Filosofa Natural de la Universidad de Glasgow, y una figura relevante de la Fsica, desarroll una teora segn la cual en la Tierra hay una disminucin progresiva de la temperatura, desde una inicial semejante a la de la fusin o solidificacin de las rocas hasta la actual; Kelvin midi este descenso de temperatura y estim que la edad de la Tierra era de 100 Ma. La ideas de Kelvin, que actualmente no se mantienen, tuvieron una influencia enorme

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hasta los primeros aos del siglo XX y ms concretamente hasta que la puesta a punto de las tcnicas radiomtricas acabaron con todos los intentos previos de datacin. Desde 1860 hasta 1910 se publicaron diferentes estimaciones de la edad de la Tierra basadas todas ellas en estimaciones del espesor total del registro sedimentario (sumando los espesores mximos de cada intervalo de tiempo) y medidas de la tasa de sedimentacin. Eicher (1976) presenta una tabla con una veintena de datos obtenidos por diferentes autores de este intervalo de tiempo y llama la atencin sobre como la mayora de las cifras se acercan consciente o inconscientemente a la cifra que propuso Kelvin (100 Ma). Algu-nos autores se separan de la cifra anterior y llegan a plantear cifras muy superiores, del orden del millar de millones de aos. Otra peculiar teora aplicada para estimar la edad de la Tierra es la de la salinidad cambiante de los ocanos, en la que se considera que originariamente de agua dulce. Esta teora fue inicialmente propuesta por Halley a principios del siglo XVIII y desarrollada por Joly a final del siglo XIX. Este autor parta de la idea de que la tasa de aporte de sodio a travs de los ros al mar ha sido constante, de manera que midiendo dicha tasa y la salinidad del mar actual calcul el tiempo que hara que el mar era de agua dulce, estimando que la edad de la Tierra era de 90-100 Ma. En definitiva al inicio del siglo XX la edad estimada para la Tierra por la mayora de los cientficos era del orden de los 100 Ma, aunque incluso haba cientficos que seguan admitiendo edades muy inferiores, del orden de las propuestas por Buffon (75.000 aos). 4.3.2.- Mtodos radiomtricos La controversia sobre la edad de la Tierra (Hallam, 1985, cap. 4) acab con la utilizacin de las tcnicas radiomtricas que permitieron dataciones de rocas y por tanto de fenmenos geolgicos ocurridos en el pasado. Este avance en el campo de la Geologa vino como consecuencia de un avance en otras ciencias y por tanto como una aportacin interdisciplinaria. En el decenio situado a caballo del cambio del siglo (1895-1905) cientficos del mximo prestigio en los campos de la Fsica y la Qumica, entre ellos Becquerel, el matrimonio Curie, Strutt, Rutt-herford y Soddy, descubrieron el fenmeno de la radioactividad y reconocieron que en la naturaleza hay formas inestables de elementos qumicos (istopos radioactivos) que estn en continua desintegracin emitiendo radioactividad y cambiando hacia formas de menor energa. Muy poco tiempo despus Boltwood (1907) descubri que el plomo se asociaba a los materiales de uranio, y lo consider como su producto de desintegracin. Este autor observ que la relacin entre los dos elementos

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(uranio/plomo) era igual para rocas de la misma edad mientras que variaba en rocas de distintas edades, con lo que pens que podra servir para determinar la edad de una roca. Calcul en el laboratorio, con las tcnicas disponibles, de manera simple la velocidad de desintegracin y calcul el tiempo del inicio del proceso de desintegracin, que haca coincidir con la edad de la roca. Este autor suministro las nueve primeras dataciones radiomtricas de rocas, todas ellas del Paleozoico y del Precmbrico (ver tabla en Eicher, 1976, pag. 18). Los valores obtenidos (desde 410 a 2.200 Ma) son sorprendentemente coincidentes con los medidos sobre los mismos materiales en tiempos recientes con las tcnicas instrumentales mucho ms desarrolladas. A pesar de este xito, visto con la perspectiva histrica, Boltwood dej esta lnea de investigacin y fue Strutt quien la sigui en su laboratorio del Imperial College de Londres aunque con un mtodo basado en el helio, cuyo resultados no fueron tan brillantes. Un discpulo de Strutt, llamado Arthur Holmes (1890-1965), puso a punto la tcnica del uranio/plomo y determin la edad de numerosas rocas, situndolas en su posicin estratigrfica de la escala de tiempo relativo, publicando (Holmes, 1913) la primera tabla de tiempo geolgico relativo con valores de edades absolutas en varios de sus lmites. La publicacin del artculo de Barrell (1917) que incluye una nueva tabla de edades en millones de aos, marca el final de la controversia sobre la edad de la Tierra, de manera que a partir de este momento y hasta la actualidad se consideran, de manera generalizada, como nicos mtodos fiables de medida de edades absolutas los mtodos radiomtricos. La edad de la roca ms antigua conocida es de unos 3.600-3.800 Ma. La edad de la Tierra obviamente es superior, y diferentes clculos efectuados a partir de numerosos muestras, incluidas algunas de meteoritos, estiman en 4.600 Ma (ver argumentacin en Anguita, 1988), con lo que todas las estimaciones realizadas por los diferentes autores en el siglo precedente pasan a ser meros datos curiosos en la historia de la ciencia. 4.3.2.1.- Fundamentos Los elementos qumicos en la naturaleza se pueden presentar bajo tres formas diferentes, todas ellas con el mismo nmero de protones, pero con variaciones en el nmero de neutrones. La primera forma es la ms usual del elemento qumico en cuestin, generalmente significando ms del 95-99% del total, del mismo. La segunda forma, siempre minoritaria, contiene un nmero diferente de neutrones pero se trata de una forma estable (istopos estables) que permanece sin cambio a lo largo del tiempo. Finalmente, la tercera, la que interesa para las tcnicas radiomtricas, es otra forma del elemento, con distintos neutrones, pero inestable que est en continuo cambio desde su formacin: son los istopos radiactivos. Por ejemplo en el carbono la forma mayoritaria es el carbono-12, un istopo estable es el carbono-13 y un istopo radiactivo es el carbono-14.

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Las tcnicas radiomtricas se basan, en primer lugar, en la idea que un istopo radioactivo inicia su desintegracin en el momento de formacin de la roca. Este hecho es claro en rocas gneas en las que el inicio de la desintegracin coincide con la solidificacin de la roca. La segunda idea bsica es que la desintegracin del istopo radioactivo es irreversible siguiendo una ecuacin exponencial:

dP/dt= -lambda P En la que cantidad de elementos P (padre) durante el tiempo t, mientras que Lambda es el ndice de proporcionalidad propio de cada elemento. Esta ecuacin implica que velocidades de desintegracin son constantes para cada uno de los elementos radioactivos y que tienen magnitudes absolutas muy diferentes para cada uno de ellos.

Istopo radioactivo

Perodo de semidesintegracin en aos

(mediavida)

Producto de desintegracin radioactiva = istopo

radigeno

87Rb 48,6 x 109 87Sr

232Th 14,0 x109 208Pb

40K 1,3 x109 40Ar

238U 4,5 x109 206Pb

235U 0,7 x109 207Pb

14C 5730 14N

Propiedades de algunos istopos radioactivos aplicados con frecuencia en la determinacin absoluta de rocas.

Mtodos radiomtricos ms utilizados

Principales mtodos de determinacin de edades radiomtricas. NUCLIDIO

PADRE VIDA MEDIA

(en aos ) NUCLIDIO

HIJO MINERALES Y

ROCAS DATADAS

Uranio-238

4510 millones

Plomo-206 Circn Uraninita Pechblenda

Uranio-235

713 millones

Plomo-207

Uraninita Pechblenda Muscovita

Biotita Hornblenda Glauconita

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Potasio-40 1300 millones Argn-40 Sanidina Muscovita Totalidad de rocas volcnicas.

Rubidio-87

4700 millones

Estroncio-87

Biotita Lepidolita Microclina Glauconita Totalidad de rocas metamrficas.

4.3.2.2.- Mtodos ms usuales En la actualidad, son tres los mtodos ms usuales de datacin radiomtrica aplicables a rocas de cualquier edad, cuyo fundamento y posibilidades de aplicacin se resumen a continuacin. Mtodo Potsico-Argn Se trata de un mtodo que se puede aplicar sobre una roca volcnica, bien en muestra total bien sobre algunos de sus minerales (moscovita, biotita, hornblenda, glauconita, etc). El potsico es uno de los ocho elementos ms abundantes de la corteza terrestre y un 0,4% del mismo corresponde a 40K radiactivo. La desintegracin del mismo suministra un 11% de 40Ar y un 89% de 40Ca. La medida del calcio (como elemento hijo) no es posible por ser un elemento muy abundante en las rocas y por tanto lo que se mide es el 40

Ar.

El derrame de argn es incierto si la roca ha sido expuesta a temperaturas superiores a 125C, si fuese el caso, la edad calculada ser la del ltimo calentamiento y no la de la formacin original. Mtodo Rubidio-Estroncio Es un mtodo aplicable a diversos minerales como la moscovita, biotita,

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lepidota, microclina o glauconita de rocas gneas o meta-mrficas. En el caso de las rocas gneas data la edad de la solidificacin, por tanto de la roca, mientras que en las rocas metamrficas data la ltima etapa de metamorfismo. El rubidio es un elemento poco comn en la corteza terrestre, pero un 28% del mismo corresponde al istopo radiactivo 87Rb. Aparece como elemento traza en los minerales antes citados y se descompone dando como elemento hijo 87

Sr, emitiendo partculas 6.

Mtodo Uranio-Thorio-Plomo Especialmente aplicable a rocas gneas, entre ellas las granticas, con minerales de circn, los cuales contienen alrededor del 0,1% de uranio. Se ha aplicado con xito a muestras totales de rocas lunares. El mtodo comprende varios procedimientos relacionados con las cadenas de desintegracin de 238U, 235U y 232Th que tienen como elementos finales 206Pb, 207Pb y 208

Pb, respectivamente, emitiendo en todos los casos partculas a.

Mtodos radiomtricos especiales para materiales cuaternarios Los mtodos anteriores apenas se pueden aplicar, con cierta precisin, al intervalo de tiempo ms reciente, concretamente al ltimo milln de aos. Un mtodo utilizado con mucha frecuencia para materiales del Cuaternario es el del Carbono-14 que se aplica especialmente sobre la materia orgnica de los sedimentos. El I4

C es un istopo radioactivo que aparece en las plantas y animales vivos, cuya desintegracin se inicia cuando el organismo muere. El mtodo tiene una limitacin temporal muy importante ya que solamente se puede aplicar para los ltimos 35.000 aos, con lo que se trata de un mtodo de uso en Arqueologa y en el estudio de los procesos de sedimentacin actual. Las mayores dificultades de datacin absoluta corresponden al intervalo de los 35.000 aos hasta el milln de aos. Para determinar la edad absoluta en testigos de pistn tomados en los centro de los ocanos, en los que usualmente se cortan los sedimentos del ltimo milln de aos, se han utilizado los mtodos del Thorio-230/Protactinio-231 y Uranio-234/Thorio 230/Radio-226, ambos aplicables en muestras de roca total de sedimentos de mares profundos. Los elementos radioactivos proceden del agua del mar y comienzan su desintegracin cuando quedan aislados de la masa de agua ocenica, o sea, cuando se depositan.

Esta tcnica fue desarrollada por primera vez por el qumico estadounidense Willard Frank Libby en la universidad de Chicago en 1947. A partir de la muerte del organismo, el isotopo radioactivo empieza a desintegrarse sin ser reemplazado por el carbono del dixido de carbono atmosfrico, por su rpida desintegracin limita el periodo de datacin a unos 50.000 aos.

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Existen otros mtodos con aplicaciones limitadas, pero de gran importancia; estos son: Dendrocronologa.- Mtodo de sucesos y condiciones del pasado reciente, basndose en la extensin y densidad de los anillos anuales de crecimiento de los arboles longevos, lo que permite datar con precisin eventos y estados climticos de los ltimos 2000 o 3000 aos.

Cada anillo se compone de dos partes cuales representan en conjunto un ao. Cada anillo depende de la caracterstica climtica del ao. Entonces cada rbol tiene una secuencia caracterstica de anillos - dependiente de su poca de vida. La comparacin de muchos rboles de diferentes pocas pero con una cierta conformidad permiti la generacin de un largo listado con todas las

secuencias conocidas. Este listado era "por ao" entonces era un real mtodo de datacin absoluta. La desventaja era que rboles petrificados no son tan comunes y existen diferencias regionales climticas que algunas veces alteraron el crecimiento de algunos anillos.

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Dendrocronologia.

Anlisis de varvas.- Depsitos lacustres de tamao centimtrico en ambientes glaciares que se diferencian por su contenido granulomtrico y fosilfero de invierno a verano, alternando tonos oscuros (ricos en materia orgnica, granulometra ms fina, de invierno) y los claros (granulometra ms gruesa y algo ms potentes, de verano). Fueron utilizadas por el sueco De Geer en el siglo XIX. Ha sido un mtodo muy criticado inicialmente, pero que cuando se contrast result ser de gran precisin. El problema que presenta es que son vlidos para la ltima glaciacin. Las varvas son estratos muy finos que se componen por una zona clara - gris en el inferior y una seccin oscura - negra en el superior. Este conjunto se llama "varva" y representa un ao. Uno de los primeros mtodos de datacin absoluta era el conteo de las varvas en lagos del hemisferio norte. Hasta que finalmente se gener un "calendario" de varvas - un listado con todas las secuencias en el contorno temporal. Lamentablemente los resultados solamente tenan validez en una zona definida. Pero era un mtodo para contar aos. Actualmente se usa el mtodo en conjunto con la climatologa - una gran ventaja de las varvas es su informacin

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climatolgica - un registro natural de los hechos climticos anuales. Varvas Hielo 1 ao Invierno Verano

Ciclo de formacin de varvas.

Varvas, varves o varvitas.

4.3.2.3.- Limitaciones La principal limitacin de los mtodos radiomtricos para determinar edad absolutas en rocas sedimentarias estriba, esencialmente, en que las medidas slo se pueden realizar en rocas gneas, datndose la fecha de solidificacin de un plutn o de una colada volcnica. Solamente en algunos mtodos de aplicacin exclusiva en materiales cuaternarios se pueden realizar determinaciones directamente sobre material sedimentario. Adems de esta grave limitacin hay otras dos limitaciones que conviene considerar. La primera de ellas es que han podido ocurrir modificaciones de las composiciones isotpicas originarias, debidas a procesos de reactivacin como el metamorfismo, que producen un "rejuvenecimiento" de la edad de la muestra, con lo que los resultados obtenidos pueden ser errneos. Otra posible causa de modificacin de la composicin isotpica original es la producida por la meteorizacin por lo que hay que cuidar al mximo que las muestras que se tomen no presenten signos de alteracin. La segunda limitacin son las propias limitaciones instrumentales del mtodo que de una parte exigen el uso de equipo complejos y costosos y de otra conllevan un margen de error en la medida a veces considerable (del 1 a 5%). Este margen de error es superior al centenar de millones de aos en el Precmbrico, del orden de la decena de millones de aos en el Paleozoico y

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algo menos en el Mesozoico. As por ejemplo, entre dos muestras cuyas dataciones de 190 10 Ma y 185 10 Ma no se podr decir cual es la ms moderna y cual la ms antigua. 4.3.3.- Mtodo de datacin basado en las huellas de fisin La desintegracin espontnea (fisin espontnea) de algunos elementos radioactivos (238U, 235U, 232

U) produce ncleos ms pequeos (ncleos hijo). Estos ltimos se agitan como proyectiles y producen en los minerales unas huellas lineales a las que se llama trazas de fisin.

El 238

U es el elemento de mayor inters en la actualidad para efectuar medidas de edades absolutas por trazas de fisin. Los minerales ricos en este elemento, como el circn, el apatito, el granate, la epidota o el vidrio volcnico, quedan daados por el efecto del bombardeo que sufren desde dentro al "fisionarse espontneamente en dos ncleos cuyas masas son 96 y 140, que viajan en direcciones opuestas a travs de la estructura cristalina, arrancando electrones de tomos prximos". Las trazas lineales que ocasionan se pueden observar al microscopio tras una ataque de la lmina delgada con cido fluorhdrico que las ensancha hasta hacerlas visibles. La datacin de la roca se obtiene midiendo la cantidad de huellas de fisin por unidad de superficie y dividiendo por la concentracin en uranio en el mineral.

No se trata de un mtodo radiomtrico propiamente dicho, ya que no se mide la relacin entre elemento padre y elemento hijo. Es un mtodo que ha suministrado excelentes resultados en la datacin de rocas volcnicas del Cuaternario y del Negeno. 4.4.- CALIBRACIN DE LA ESCALA DE TIEMPO GEOLGICO Como ya se ha dicho, la escala de tiempo relativo incluye los intervalos sucesivos en los que se divide el tiempo geolgico basados en el contenido en fsiles (unidades bio- y cronoestratigrfi-cas). Se llama calibracin a la datacin de los lmites cronoestratigrficos en trminos de edades expresados en aos o sus mltiplos. Una calibracin ideal sera la que se pudiera hacer midiendo las edades absolutas en todos los cortes tipo en los que han sido establecidas y definidas las diferentes unidades cronoestratigrficas. Sin embargo en la mayora de los casos ello no es posible ya que es necesaria la presencia de rocas gneas relacionadas con los materiales sedimentarios. Las dataciones disponibles para cada uno de los lmites cronoestratigrficos estn distribuidas por muy diferentes localidades geogrficas. 4.4.1.- Mtodos para el paso de edades absolutas a edades relativas El mtodo ms simple es el de dataciones de coladas volcnicas intercaladas entre rocas estratificadas (fig. 4.3A). La edad obtenida en la roca volcnica ser ms reciente que la de los materiales infrayacentes y ms antigua que los materiales suprayacentes.

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Figura 4.3.- Calibracin de la escala de edades relativas mediante la inclusin de datos de edades absolutas. A.- Calibracin a partir de datos obtenidos en coladas volcnicas intercaladas en secciones estratigrafas fosilferas. Los intervalos de edades relativas (a, b, c, d, e, f) son calibrados con las edades absolutas de las dataciones de las coladas intercaladas (a, (3 y y). B.- Calibracin de edades absolutas y relativas en materiales sedimentarios localizados directamente sobre corteza ocenica; las edades absolutas medidas en la roca gnea (en negro) se corresponden con las edades relativas determinadas por los fsiles en el material suprayacente. C- Calibracin de edades relativas (Unidades A, B, C y D) con las edades absolutas medidas en intrusiones de rocas plutnicas (a), filones hidrotermales ((3) y coladas volcnicas (5 y y). Explicacin dentro de la figura. Uno de los lugares donde ms precisin se puede obtener en la calibracin de escalas de tiempo son los antiguos fondos submarinos formados en las dorsales. De acuerdo con el mecanismo fijado por la Tectnica Global cuando por la cresta de una dorsal sale un material gneo al contacto con el agua del ocano solidifica formando nuevo fondo ocenico, sobre el cual comienza inmediatamente la sedimentacin de material marino pelgico, con organismos que pueden fosilizar. De acuerdo con ello, cuando se perfora en cualquier punto del ocano, y se atraviesa la totalidad de los sedimentos, la

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edad de los sedimentos ms bajos (datable por fsiles) y la del fondo ocenico basltico infrayacente (datable radiomtrica-mente) ser la misma (fig. 4.3B). Se puede establecer una calibracin muy detallada entre las escalas de tiempo relativo basadas en organismos marinos (foraminferos, nannoplancton o radiolarios), la edad absoluta del fondo ocenico e incluso la escala magnetoes-tratigrfica (ver captulo 13). Hay una importante limitacin, relacionada con el movimiento horizontal del fondo ocenico y la subduccin del mismo en las fosas, de manera que la corteza ocenica ms antigua bajo los fondos de los ocanos actuales es del Jursico superior. Para el intervalo de tiempo comprendido entre esta edad y la actualidad la precisin de la calibracin de la escala es mucho mayor que para tiempos anteriores. Las dataciones de rocas plutnicas permiten obtener una informacin mucho menos precisa. En efecto cuando se data una masa plutnica solamente podremos decir que su edad ser posterior a la de la roca en la que intruye y ms moderna que las rocas que la cubran, o que se alimenten de trozos de la misma (fig. 4.3C). En muchos casos la diferencia de edad entre ambos conjuntos de rocas estratificadas (encajante y fosilizante) es muy grande y la edad obtenida es solamente un fecha dentro de este largo intervalo de tiempo, sin que se disponga de criterios para ajusfarlo mejor. 4.4.2.- Escala calibrada de tiempo geolgico Holmes (1913) y Barrell (1917) publicaron las primeras tablas de tiempo geolgico relativo a las que se haban aadido los valores de edades absolutas de los principales lmites. A estas primeras tablas le suceden muchas ms cada vez ms perfectas ya que cada vez se disponen de mayor nmero de datos y se perfeccionan y diversifican las tcnicas de datacin. La escala calibrada de tiempo geolgico es la escala de tiempos relativos a la que se han aadido los valores numricos ms precisos disponibles en cada momento. Esta escala establece la equivalencia entre edades relativas y edades absolutas, lo que resulta del mximo inters por la correlacin de datos. No hay una tabla de tiempo geolgico calibrado de aceptacin general, de manera que al comparar unas con otras, incluso recientes, con frecuencia se constatan diferencias apreciables en algunas de las cifras. Ello tiene una explicacin lgica ya que toda tabla calibrada no es ms que una propuesta de acercamiento a la escala real y est elaborada con todos los datos disponibles hasta ese momento, algunos de los cuales pueden tener errores. Sin embargo las diferencias numricas para un valor concreto entre las distintas tablas publicadas recientemente apenas suponen variaciones del 5% del valor numrico atribuido al material o lmite estratigrfico, y en muchos casos son an menores.

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Figura 4.5.- Escala de tiempo geolgico correspondiente al Mesozoico y Cenozoico.

4

EL TIEMPO EN GEOLOGA

La Estratigrafa pretende conocer la ordenacin temporal de los fenmenos geolgicos acaecidos en una regin concreta y la comparacin con los reconocidos en otras regiones. Por ello es imprescindible introducir en el registro estratigrfico la coordenada tiempo.

La rama de la Estratigrafa que tiene como finalidad la ordenacin relativa de los materiales del registro estratigrfico es la Cronoestratigrafa. La introduccin de medidas numricas en aos y sus mltiplos (edades absolutas) en el registro estratigrfico es el objetivo de la Geocronometra, que es una ciencia iniciada en los primeros decenios del siglo XX cuando se aplican las tcnicas radiomtricas de medida de edad absoluta de las rocas.

4.1.- LAS COORDENADAS ESPACIO Y TIEMPO EN GEOLOGA

La mayor dificultad que implican los estudios en las diferentes ciencias geolgicas (y por tanto de la Estratigrafa) consiste en el uso de unas escalas de espacio y tiempo no usuales en otras ciencias.

En el trabajo estratigrfico con frecuencia se usan escalas de espacio muy diferentes de manera conjunta, desde la observacin microscpica de los materiales hasta la observacin de la Tierra mediante sensores remotos, lo que conlleva un grado de dificultad muy considerable.

De acuerdo con la escala espacial los fenmenos geolgicos se dividen en: locales, regionales y globales. Se llaman fenmenos locales a los que afectan a una regin muy limitada, por ejemplo una pequea falla, etc. Se llaman fenmenos regionales a aquellos que afectan a un sector ms amplio, en muchos casos al conjunto de una cuenca sedimentara, como puede ser un cambio en la tasa de la sedimentacin o una interrupcin sedimentaria. Finalmente, se llaman fenmenos globales a los que afectan a la totalidad del globo terrqueo, de los que son excelentes ejemplos los cambios en el campo magntico acaecidos en el tiempo pasado.

En el registro estratigrfico se pueden tambin reconocer depsitos formados en relacin con procesos geolgicos muy cortos (minutos, das u horas) que se intercalan entre sedimentos depositados muy lentamente.

La interrelacin entre las dos magnitudes (espacio y tiempo) tiene un gran inters en Geologa y en especial en la Estratigrafa. Todo fenmeno geolgico reflejado en el registro estratigrfico tiene unas dimensiones de espacio y tiempo. As, por ejemplo, un depsito de rocas calizas estar acotado en el espacio (p. ej. Sinclinal de Miraflores) y en el tiempo (Cenomaniense), el primero medible por los datos geogrficos de la distribucin areal de los materiales y el segundo con los mtodos de datacin.

El estudio de todos los fenmenos geolgicos acaecidos a lo largo del tiempo pero para una regin acotada en el espacio (p.ej. un pas) es el objetivo de la Geologa Regional. Esta ciencia se nutre no solamente de la informacin que proporciona la Estratigrafa sino que, adems, lo hace de la Tectnica y de la Petrologa, que se encargan de estudiar las deformaciones y los procesos magmticos-metamrficos, respectivamente, acaecidos en cada regin e intervalo de tiempo.

Por el contrario si lo que se acota es el tiempo y se estudian todos los fenmenos en la totalidad de la superficie de la Tierra se tiene la Paleogeografa, que tiene como objetivos la reconstruccin de la geografa de tiempos pasados en toda la superficie de la Tierra. Para elaborar su cuerpo de doctrina se basa en las reconstrucciones paleogeogrficas parciales de las diferentes regiones para el mismo intervalo de tiempo.

La situacin en el tiempo se hace recurriendo a las tcnicas de datacin y los resultados obtenidos son de dos tipos conceptualmente muy diferentes.

1. Edad relativa

2. Edad absoluta

El primero de ellos es el que ordena temporalmente los materiales estratificados, y los fenmenos deducidos a partir de su estudio, de ms antiguos a ms modernos, sin valoracin numrica. La edad obtenida es, como ya se dijo en la introduccin del captulo, una edad relativa que indica simplemente un orden en el depsito de unas rocas estratificadas (un estrato o paquete de estratos A es ms antiguo a otro B) o en los procesos ocurridos en la historia de la Tierra (p. ej, la desaparicin de una especie A sea anterior a la aparicin de otra especie B).

Se llama Geocronologa a la "ciencia que tiene como objeto determinar la edad y sucesin cronolgica de los acontecimientos geolgicos en la historia de la Tierra" (GEI, 1980). Se diferencia de la Cronoestratigrafa porque sta pretende ordenar temporalmente materiales concretos (unidades estratigrficas), mientras que la Geocronologa delimita intervalos de tiempo sucesivos no necesariamente representados en materiales.

El segundo tipo de resultados consiste en la medida de edad absoluta, que como ya se dijo es la medida en aos (o sus mltiplos) del tiempo transcurrido desde que ocurri un fenmeno en el pasado, que haya quedado reflejado en el registro estratigrfico. La Geocronometra es la "rama de la Geocronologa que trata de la medicin cuantitativa del tiempo geolgico" (GEI, 1980).

Un smil elemental permite explicar la diferencia entre Cronoestratigrafa, Geocronologa y Geocronometra, y, ms concretamente, entre unidades cronoestratigrficas, geocronolgicas y geocronomtricas. Se trata de un reloj de arena, en el que la arena que pasa de una parte a otra sera el equivalente a la unidad cronoestratigrfica, cada vez que pase de un lado al otro sera una unidad geocronolgica y la duracin medida con un cronmetro (p.ej. 1 minuto) del tiempo que tarda en pasar sera la unidad geocronomtrica.

4.2.- EDADES RELATIVAS

El establecimiento de las edades relativas se hace aplicando los principios fundamentales de la Estratigrafa y ordenando todos los materiales que conforman el registro estratigrfico de ms antiguos a ms modernos.

4.2.1.- Superposicin de estratos

El principio de la superposicin de estratos permite, en su aplicacin ms elemental, la ordenacin de dos estratos, o conjuntos de estratos, consecutivos de manera que el ms bajo es el ms antiguo. Su aplicacin exige tener las debidas precauciones ya que en materiales deformados pueden cometerse errores.

La ley de superposicin de Steno (1669)

El principio bsico empleado para determinar s una roca es ms antigua que otra, es muy simple, por la Ley de Superposicin que dice: En una secuencia no deformada de rocas sedimentarias, cada estrato es ms antiguo que el que tiene por encima y ms moderno que el que tiene por debajo, en una serie de rocas sedimentarias que no ha sido volcado, la capa ms alta siempre es la ms joven y la capa ms baja es siempre la ms antigua.

Una seccin estratigrfica local es justamente una representacin grfica de los materiales que afloran en una regin, colocados en el mismo orden en el que tuvo lugar su depsito. La ordenacin temporal se hace segn tiempo relativo, ya que en ningn caso se tiene cifras numricas de la valoracin del tiempo.

4.2.2.- Ordenacin temporal con los fsiles

El "principio de la sucesin faunstica o de la correlacin" de Smith estableci un interesante criterio de ordenacin temporal (tiempo relativo) de amplia escala mediante los fsiles. El fenmeno de la evolucin biolgica es un proceso no repetible, ya que cada especie ha vivido en el pasado durante un intervalo de tiempo concreto y nunca vuelve a aparecer.

A partir de la distribucin de las diferentes especies de fsiles en el registro estratigrfico se delimitan unidades (volmenes de estratos) con caractersticas propias (unidades bioestratigrficas) que representan intervalos de tiempo sucesivos, reconocibles en otras secciones estratigrficas.

ORDENACIN TEMPORAL MEDANTE FSILES

Figura 4.1.- Grfico en el que se muestra la aplicacin de criterios de edades relativas en materiales estratificados que afloran en un corte concreto. Leyenda: A, B, C, D, E, F y G: unidades formadas por conjuntos de estratos con caractersticas afines (unidades litoestratigrficas); a, b,..,.p, intervalo de presencia de diferentes fsiles; T, V, W, X, Y y Z: Conjuntos de estratos caracterizados por su contenido fsil (Unidades bioestratigrficas) diferenciables en la seccin estratigrafa. Bl, B2, B3, B4 y B5.- Unidades bioestratigrfica con referencia temporal a nivel mundial.

En la escala de tiempo geolgico, en la que raramente se delimitan intervalos de tiempo inferiores a los 100.000 aos, la aparicin de una especie es considerada como iscrona a nivel mundial. Por tanto la presencia de un fsil en unos materiales concretos constituye un criterio de correlacin (comparacin en tiempo) a grandes distancias que permite establecer divisiones de tiempo relativo de extensin mundial.

Correlacin en base a fsiles. Esquema idealizando la correlacin de varios estratos en tres yacimientos. A pesar de que las secuencias a veces estn incompletas y alejadas, se pueden establecer asociaciones atendiendo a las distintas especies incluidas en los estratos.

4.2.3.- Ley de intrusin.- Para establecer la relacin de tiempo relativo entre las rocas sedimentarias y las gneas, se hace uso de la Ley de las relaciones de intrusin, que establece que una roca es ms joven que aquella en la que penetra o que una roca gnea es ms joven que en la est introducida.

Las rocas que componen el sill son ms jvenes. Ley de la Intrusin.

Una unidad de rocas es siempre ms antigua que cualquier rasgo que la corte o afecte (ej. Fallas, metamorfismo, intrusiones gneas, superficies erosivas).

Las fallas son ms jvenes que las rocas.

4.2.4.- La escala de tiempo geolgico relativo

Tomando como base la sucesin de especies del registro estratigrfico se puede establecer una divisin del tiempo geolgico, en tiempos relativos, de aplicacin en toda la Tierra para materiales desde el Cmbrico hasta nuestros das y con un alto grado de precisin ya que se pueden diferenciar un elevado nmero de divisiones consecutivas.

Las primeras divisiones de tiempo relativo se establecieron en el siglo XVII (Moro, Arduino, Lehmann, Werner) y consistan en separar grandes conjuntos de materiales con diferentes grado de deformacin y diferentes litologa. As se definieron ios materiales correspondientes a las diferentes eras y progresivamente se fueron estableciendo subdivisiones dentro de ellos.

A lo largo del siglo XIX, cuando no se disponan de valoraciones de tiempo absoluto, se fue elaborando la escala mundial de tiempo relativo que es la seccin estratigrfca idealizada en la que se superponen los diferentes grupos de estratos, caracterizados por sus fsiles, desde los ms antiguos a los ms modernos, independientemente de la localidad geogrfica en la que afloren.

Para su elaboracin se siguen simultneamente tres criterios: el principio de la superposicin, el reconocimiento de las asociaciones fosilferas sucesivas y la existencia de discordancias o de cambios litolgicos bruscos. Mediante el primero se elaboran las secciones estratigrficas locales, en las que al estudiar su contenido fosilfero se obtienen visiones parciales de la distribucin de los organismos en el tiempo. Mediante el segundo se pretende aunar los datos de todas las secciones estratigrficas locales de manera se pueda reconstruir la distribucin temporal ideal de los diferentes fsiles. Las dificultades de la elaboracin de esta escala estriban en que el registro estratigrfico, con mucha frecuencia, es incompleto de manera que se pueden considerar consecutivos dos grupos de estratos, con sus fsiles correspondientes, y sin embargo mediar entre ellos una interrupcin sedimentaria, incluso importante. Mediante el tercero se pretenda que los lmites entre unidades coincidiesen con intervalos cortos de tiempo en los que ocurrieron deformaciones tectnicas (lmites de ciclos orognicos) o con momentos de cambios generalizados de la sedimentacin.

A la divisin en eras le sigue la subdivisin de las mismas y la definicin de los sistemas (y perodos) dentro de cada era. Cada intervalo de tiempo fue definido con un nombre generalmente alusivo a la localidad donde aflora los materiales que sirven de referencia (p. ej. Devnico del condado de Devon, Jursico de las montaas del Jura) mientras que en otros casos es alusivo a un tipo de roca (p. ej. Cretcico de creta, Carbonfero de carbn, etc.) y en otros alusivos a su posicin temporal (p.ej. Palegeno y Negeno, divisiones del Terciario). Dentro de cada uno de los sistemas se establecieron divisiones de orden menor y se definieron durante el siglo XIX gran parte de los pisos de la escala estratigrfica de referencia mundial, de uso en la actualidad, tambin llamada escala de tiempo geolgico (Harland et al., 1990). Los nombres de los pisos son casi exclusivamente referidos a la localidad donde se definieron (p.ej. Bathoniense de la localidad de Bath, Inglaterra; Barremiense en la localidad de Brreme, Francia; etc.). Una excepcin es el Tithoniense (o Tithnico) que se define con respecto a unas facies y no a una localidad.

Se llega al final del siglo XIX con una escala de tiempo geolgico relativo muy detallada, en la que se reconocan ms de 50 intervalos de tiempo sucesivos, y sin embargo se segua teniendo una idea pintoresca del valor del tiempo absoluto. Esta escala de tiempo geolgico relativo, ya muy detallada, era modificada permanentemente a medida que se conocan materiales no representados en ella. Esto ocurra, en especial, al estudiar regiones nuevas, fuera de los paises donde se definieron la mayora de los pisos y encontrarse materiales que contenan asociaciones de fsiles intercaladas entre dos que se haban considerado consecutivas anteriormente. El amplio conocimiento regional y la multiplicidad de los estudios de fsiles hacen que esto ocurra cada vez con menos frecuencia.

4.3.- EDADES ABSOLUTAS

La edad absoluta de una roca es la medida del tiempo transcurrido desde su formacin hasta nuestros das, expresada en aos y sus mltiplos. Cuando se habla de edad absoluta de la Tierra se refiere a la edad de la formacin de la Tierra como planeta dentro del sistema solar, la cual siempre ser obviamente anterior a la edad de la roca ms antigua conocida. Cuando las medidas se expresan en millones de aos no es necesario tomar un punto de referencia reciente para iniciar la cuenta. Sin embargo para medidas recientes (centenas o miles de aos) se recurre como en la Arqueologa a una fecha de referencia, concretamente al ao 1950, indicndose con la expresin B.P. (befare present) que la cifra dada est contada desde esta fecha hacia atrs.

4.3.1.- Primeros intentos de dataciones

Los primeros intentos de datacin absoluta son clculos sobre la edad de la Tierra, y no medidas directas la edad de rocas concretas.

Cuando en nuestros das se lee que el obispo Ussher calcul, hacia mediados del siglo XVII, que la Tierra fue creada el ao 4004 antes de J.C, el 25 de octubre a las 9 de la maana, causa cierta hilaridad. Sin embargo, como analiza Hallam (1985), dicho clculo realizado a partir de la interpretacin de documentos antiguos, en especial del sistema de calendario astronmico, fue hecho con el m-ximo rigor en su poca (a partir de un amplio conocimiento de lenguas, de historia y de astronoma). Se basaba en la suposicin de que la existencia de la Tierra era coetnea con la existencia del hombre. El resultado no es ms que una prueba del grado de ignorancia que sobre la edad de la Tierra y de las rocas que la forman se tena en los albores de la Geologa como ciencia.

A lo largo del siglo XVIII se sigue admitiendo de manera generalizada una cifra del orden de los 6.000 aos para la edad de la Tierra. Buffon hacia el final del mismo siglo propuso una edad de 75.000 aos, cifra que desde la perspectiva actual es ridcula, pero que en su tiempo significaba un aumento considerable. Buffon se bas para su clculo en la evidencia del calor interno y midiendo el ndice de enfriamiento partiendo de una supuesta masa en fusin permanente.

A partir del final de la controversia catastrofismo-uniformismo (1830-1840) empezaron a realizarse las primeras estimaciones con la nueva filosofa uniformista y la metodologa del actualismo. Dar-win (1859) al referirse al libro de Lyell (Principies of Geology) dice "..quien no acepte cuan incomprensiblemente inmensos han sido los periodos de tiempo pasado, ya puede cerrar este libro.". Algunos autores de esta poca critican la frase de Lyell en la que se dice que en la historia de la Tierra "no encontramos huellas de un principio" por interpretar que se refera a un tiempo ilimitado. El propio Lyell, en la dcima edicin del citado libro, publicada en 1868, haca una estimacin de la edad de los materiales del Cmbrico que cifraba en 240 Ma a partir de unas consideraciones tericas sobre la duracin de las "revoluciones" en las que tuvieron lugar el cambio de la totalidad de las especies en tiempos pasados.

Entre 1860 y 1870 William Thomson (Lord Kelvin), profesor de Filosofa Natural de la Universidad de Glasgow, y una figura relevante de la Fsica, desarroll una teora segn la cual en la Tierra hay una disminucin progresiva de la temperatura, desde una inicial semejante a la de la fusin o solidificacin de las rocas hasta la actual; Kelvin midi este descenso de temperatura y estim que la edad de la Tierra era de 100 Ma. La ideas de Kelvin, que actualmente no se mantienen, tuvieron una influencia enorme hasta los primeros aos del siglo XX y ms concretamente hasta que la puesta a punto de las tcnicas radiomtricas acabaron con todos los intentos previos de datacin.

Desde 1860 hasta 1910 se publicaron diferentes estimaciones de la edad de la Tierra basadas todas ellas en estimaciones del espesor total del registro sedimentario (sumando los espesores mximos de cada intervalo de tiempo) y medidas de la tasa de sedimentacin. Eicher (1976) presenta una tabla con una veintena de datos obtenidos por diferentes autores de este intervalo de tiempo y llama la atencin sobre como la mayora de las cifras se acercan consciente o inconscientemente a la cifra que propuso Kelvin (100 Ma). Algunos autores se separan de la cifra anterior y llegan a plantear cifras muy superiores, del orden del millar de millones de aos.

Otra peculiar teora aplicada para estimar la edad de la Tierra es la de la salinidad cambiante de los ocanos, en la que se considera que originariamente de agua dulce. Esta teora fue inicialmente propuesta por Halley a principios del siglo XVIII y desarrollada por Joly a final del siglo XIX. Este autor parta de la idea de que la tasa de aporte de sodio a travs de los ros al mar ha sido constante, de manera que midiendo dicha tasa y la salinidad del mar actual calcul el tiempo que hara que el mar era de agua dulce, estimando que la edad de la Tierra era de 90-100 Ma.

En definitiva al inicio del siglo XX la edad estimada para la Tierra por la mayora de los cientficos era del orden de los 100 Ma, aunque incluso haba cientficos que seguan admitiendo edades muy inferiores, del orden de las propuestas por Buffon (75.000 aos).

4.3.2.- Mtodos radiomtricos

La controversia sobre la edad de la Tierra (Hallam, 1985, cap. 4) acab con la utilizacin de las tcnicas radiomtricas que permitieron dataciones de rocas y por tanto de fenmenos geolgicos ocurridos en el pasado. Este avance en el campo de la Geologa vino como consecuencia de un avance en otras ciencias y por tanto como una aportacin interdisciplinaria.

En el decenio situado a caballo del cambio del siglo (1895-1905) cientficos del mximo prestigio en los campos de la Fsica y la Qumica, entre ellos Becquerel, el matrimonio Curie, Strutt, Rutt-herford y Soddy, descubrieron el fenmeno de la radioactividad y reconocieron que en la naturaleza hay formas inestables de elementos qumicos (istopos radioactivos) que estn en continua desintegracin emitiendo radioactividad y cambiando hacia formas de menor energa.

Muy poco tiempo despus Boltwood (1907) descubri que el plomo se asociaba a los materiales de uranio, y lo consider como su producto de desintegracin. Este autor observ que la relacin entre los dos elementos (uranio/plomo) era igual para rocas de la misma edad mientras que variaba en rocas de distintas edades, con lo que pens que podra servir para determinar la edad de una roca. Calcul en el laboratorio, con las tcnicas disponibles, de manera simple la velocidad de desintegracin y calcul el tiempo del inicio del proceso de desintegracin, que haca coincidir con la edad de la roca. Este autor suministro las nueve primeras dataciones radiomtricas de rocas, todas ellas del Paleozoico y del Precmbrico (ver tabla en Eicher, 1976, pag. 18). Los valores obtenidos (desde 410 a 2.200 Ma) son sorprendentemente coincidentes con los medidos sobre los mismos materiales en tiempos recientes con las tcnicas instrumentales mucho ms desarrolladas.

A pesar de este xito, visto con la perspectiva histrica, Boltwood dej esta lnea de investigacin y fue Strutt quien la sigui en su laboratorio del Imperial College de Londres aunque con un mtodo basado en el helio, cuyo resultados no fueron tan brillantes. Un discpulo de Strutt, llamado Arthur Holmes (1890-1965), puso a punto la tcnica del uranio/plomo y determin la edad de numerosas rocas, situndolas en su posicin estratigrfica de la escala de tiempo relativo, publicando (Holmes, 1913) la primera tabla de tiempo geolgico relativo con valores de edades absolutas en varios de sus lmites. La publicacin del artculo de Barrell (1917) que incluye una nueva tabla de edades en millones de aos, marca el final de la controversia sobre la edad de la Tierra, de manera que a partir de este momento y hasta la actualidad se consideran, de manera generalizada, como nicos mtodos fiables de medida de edades absolutas los mtodos radiomtricos. La edad de la roca ms antigua conocida es de unos 3.600-3.800 Ma. La edad de la Tierra obviamente es superior, y diferentes clculos efectuados a partir de numerosos muestras, incluidas algunas de meteoritos, estiman en 4.600 Ma (ver argumentacin en Anguita, 1988), con lo que todas las estimaciones realizadas por los diferentes autores en el siglo precedente pasan a ser meros datos curiosos en la historia de la ciencia.

4.3.2.1.- Fundamentos

Los elementos qumicos en la naturaleza se pueden presentar bajo tres formas diferentes, todas ellas con el mismo nmero de protones, pero con variaciones en el nmero de neutrones. La primera forma es la ms usual del elemento qumico en cuestin, generalmente significando ms del 95-99% del total, del mismo. La segunda forma, siempre minoritaria, contiene un nmero diferente de neutrones pero se trata de una forma estable (istopos estables) que permanece sin cambio a lo largo del tiempo. Finalmente, la tercera, la que interesa para las tcnicas radiomtricas, es otra forma del elemento, con distintos neutrones, pero inestable que est en continuo cambio desde su formacin: son los istopos radiactivos. Por ejemplo en el carbono la forma mayoritaria es el carbono-12, un istopo estable es el carbono-13 y un istopo radiactivo es el carbono-14.

Las tcnicas radiomtricas se basan, en primer lugar, en la idea que un istopo radioactivo inicia su desintegracin en el momento de formacin de la roca. Este hecho es claro en rocas gneas en las que el inicio de la desintegracin coincide con la solidificacin de la roca.

La segunda idea bsica es que la desintegracin del istopo radioactivo es irreversible siguiendo una ecuacin exponencial:

dP/dt= -lambda P

En la que cantidad de elementos P (padre) durante el tiempo t, mientras que Lambda es el ndice de proporcionalidad propio de cada elemento.

Esta ecuacin implica que velocidades de desintegracin son constantes para cada uno de los elementos radioactivos y que tienen magnitudes absolutas muy diferentes para cada uno de ellos.

Istopo radioactivo

Perodo de semidesintegracin en aos (mediavida)

Producto de desintegracin radioactiva = istopo radigeno

87Rb

48,6 x 109

87Sr

232Th

14,0 x109

208Pb

40K

1,3 x109

40Ar

238U

4,5 x109

206Pb

235U

0,7 x109

207Pb

14C

5730

14N

Propiedades de algunos istopos radioactivos aplicados con frecuencia en la determinacin absoluta de rocas.

Mtodos radiomtricos ms utilizados

Principales mtodos de determinacin de edades radiomtricas.

NUCLIDIO PADRE

VIDA MEDIA

(en aos )

NUCLIDIO

HIJO

MINERALES Y ROCAS DATADAS

Uranio-238

4510 millones

Plomo-206

Circn Uraninita

Pechblenda

Uranio-235

713 millones

Plomo-207

Uraninita Pechblenda

Muscovita

Potasio-40

1300 millones

Argn-40

Biotita

Hornblenda

Glauconita

Sanidina

Muscovita

Totalidad de rocas volcnicas.

Rubidio-87

4700 millones

Estroncio-87

Biotita

Lepidolita

Microclina

Glauconita

Totalidad de rocas

metamrficas.

4.3.2.2.- Mtodos ms usuales

En la actualidad, son tres los mtodos ms usuales de datacin radiomtrica aplicables a rocas de cualquier edad, cuyo fundamento y posibilidades de aplicacin se resumen a continuacin.

Mtodo Potsico-Argn

Se trata de un mtodo que se puede aplicar sobre una roca volcnica, bien en muestra total bien sobre algunos de sus minerales (moscovita, biotita, hornblenda, glauconita, etc). El potsico es uno de los ocho elementos ms abundantes de la corteza terrestre y un 0,4% del mismo corresponde a 40K radiactivo. La desintegracin del mismo suministra un 11% de 40Ar y un 89% de 40Ca. La medida del calcio (como elemento hijo) no es posible por ser un elemento muy abundante en las rocas y por tanto lo que se mide es el 40Ar.

El derrame de argn es incierto si la roca ha sido expuesta a temperaturas superiores a 125C, si fuese el caso, la edad calculada ser la del ltimo calentamiento y no la de la formacin original.

Mtodo Rubidio-Estroncio

Es un mtodo aplicable a diversos minerales como la moscovita, biotita, lepidota, microclina o glauconita de rocas gneas o meta-mrficas. En el caso de las rocas gneas data la edad de la solidificacin, por tanto de la roca, mientras que en las rocas metamrficas data la ltima etapa de metamorfismo. El rubidio es un elemento poco comn en la corteza terrestre, pero un 28% del mismo corresponde al istopo radiactivo 87Rb. Aparece como elemento traza en los minerales antes citados y se descompone dando como elemento hijo 87Sr, emitiendo partculas 6.

Mtodo Uranio-Thorio-Plomo

Especialmente aplicable a rocas gneas, entre ellas las granticas, con minerales de circn, los cuales contienen alrededor del 0,1% de uranio. Se ha aplicado con xito a muestras totales de rocas lunares. El mtodo comprende varios procedimientos relacionados con las cadenas de desintegracin de 238U, 235U y 232Th que tienen como elementos finales 206Pb, 207Pb y 208Pb, respectivamente, emitiendo en todos los casos partculas a.

Mtodos radiomtricos especiales para materiales cuaternarios

Los mtodos anteriores apenas se pueden aplicar, con cierta precisin, al intervalo de tiempo ms reciente, concretamente al ltimo milln de aos.

Un mtodo utilizado con mucha frecuencia para materiales del Cuaternario es el del Carbono-14 que se aplica especialmente sobre la materia orgnica de los sedimentos. El I4C es un istopo radioactivo que aparece en las plantas y animales vivos, cuya desintegracin se inicia cuando el organismo muere. El mtodo tiene una limitacin temporal muy importante ya que solamente se puede aplicar para los ltimos 35.000 aos, con lo que se trata de un mtodo de uso en Arqueologa y en el estudio de los procesos de sedimentacin actual. Las mayores dificultades de datacin absoluta corresponden al intervalo de los 35.000 aos hasta el milln de aos. Para determinar la edad absoluta en testigos de pistn tomados en los centro de los ocanos, en los que usualmente se cortan los sedimentos del ltimo milln de aos, se han utilizado los mtodos del Thorio-230/Protactinio-231 y Uranio-234/Thorio 230/Radio-226, ambos aplicables en muestras de roca total de sedimentos de mares profundos. Los elementos radioactivos proceden del agua del mar y comienzan su desintegracin cuando quedan aislados de la masa de agua ocenica, o sea, cuando se depositan.

Esta tcnica fue desarrollada por primera vez por el qumico estadounidense Willard Frank Libby en la universidad de Chicago en 1947.

A partir de la muerte del organismo, el isotopo radioactivo empieza a desintegrarse sin ser reemplazado por el carbono del dixido de carbono atmosfrico, por su rpida desintegracin limita el periodo de datacin a unos 50.000 aos.

Existen otros mtodos con aplicaciones limitadas, pero de gran importancia; estos son:

Dendrocronologa.- Mtodo de sucesos y condiciones del pasado reciente, basndose en la extensin y densidad de los anillos anuales de crecimiento de los arboles longevos, lo que permite datar con precisin eventos y estados climticos de los ltimos 2000 o 3000 aos.

Cada anillo se compone de dos partes cuales representan en conjunto un ao. Cada anillo depende de la caracterstica climtica del ao. Entonces cada rbol tiene una secuencia caracterstica de anillos - dependiente de su poca de vida. La comparacin de muchos rboles de diferentes pocas pero con una cierta conformidad permiti la generacin de un largo listado con todas las secuencias conocidas. Este listado era "por ao" entonces era un real mtodo de datacin absoluta. La desventaja era que rboles petrificados no son tan comunes y existen diferencias regionales climticas que algunas veces alteraron el crecimiento de algunos anillos.

Dendrocronologia.

Anlisis de varvas.- Depsitos lacustres de tamao centimtrico en ambientes glaciares que se diferencian por su contenido granulomtrico y fosilfero de invierno a verano, alternando tonos oscuros (ricos en materia orgnica, granulometra ms fina, de invierno) y los claros (granulometra ms gruesa y algo ms potentes, de verano).

Fueron utilizadas por el sueco De Geer en el siglo XIX. Ha sido un mtodo muy criticado inicialmente, pero que cuando se contrast result ser de gran precisin. El problema que presenta es que son vlidos para la ltima glaciacin.

Las varvas son estratos muy finos que se componen por una zona clara - gris en el inferior y una seccin oscura - negra en el superior. Este conjunto se llama "varva" y representa un ao.

Uno de los primeros mtodos de datacin absoluta era el conteo de las varvas en lagos del hemisferio norte. Hasta que finalmente se gener un "calendario" de varvas - un listado con todas las secuencias en el contorno temporal.

Lamentablemente los resultados solamente tenan validez en una zona definida. Pero era un mtodo para contar aos. Actualmente se usa el mtodo en conjunto con la climatologa - una gran ventaja de las varvas es su informacin climatolgica - un registro natural de los hechos climticos anuales.

Varvas Hielo

1 ao

Invierno Verano

Ciclo de formacin de varvas.

Varvas, varves o varvitas.

4.3.2.3.- Limitaciones

La principal limitacin de los mtodos radiomtricos para determinar edad absolutas en rocas sedimentarias estriba, esencialmente, en que las medidas slo se pueden realizar en rocas gneas, datndose la fecha de solidificacin de un plutn o de una colada volcnica. Solamente en algunos mtodos de aplicacin exclusiva en materiales cuaternarios se pueden realizar determinaciones directamente sobre material sedimentario.

Adems de esta grave limitacin hay otras dos limitaciones que conviene considerar. La primera de ellas es que han podido ocurrir modificaciones de las composiciones isotpicas originarias, debidas a procesos de reactivacin como el metamorfismo, que producen un "rejuvenecimiento" de la edad de la muestra, con lo que los resultados obtenidos pueden ser errneos. Otra posible causa de modificacin de la composicin isotpica original es la producida por la meteorizacin por lo que hay que cuidar al mximo que las muestras que se tomen no presenten signos de alteracin.

La segunda limitacin son las propias limitaciones instrumentales del mtodo que de una parte exigen el uso de equipo complejos y costosos y de otra conllevan un margen de error en la medida a veces considerable (del 1 a 5%). Este margen de error es superior al centenar de millones de aos en el Precmbrico, del orden de la decena de millones de aos en el Paleozoico y algo menos en el Mesozoico. As por ejemplo, entre dos muestras cuyas dataciones de 190 10 Ma y 185 10 Ma no se podr decir cual es la ms moderna y cual la ms antigua.

4.3.3.- Mtodo de datacin basado en las huellas de fisin

La desintegracin espontnea (fisin espontnea) de algunos elementos radioactivos (238U, 235U, 232U) produce ncleos ms pequeos (ncleos hijo). Estos ltimos se agitan como proyectiles y producen en los minerales unas huellas lineales a las que se llama trazas de fisin.

El 238U es el elemento de mayor inters en la actualidad para efectuar medidas de edades absolutas por trazas de fisin. Los minerales ricos en este elemento, como el circn, el apatito, el granate, la epidota o el vidrio volcnico, quedan daados por el efecto del bombardeo que sufren desde dentro al "fisionarse espontneamente en dos ncleos cuyas masas son 96 y 140, que viajan en direcciones opuestas a travs de la estructura cristalina, arrancando electrones de tomos prximos". Las trazas lineales que ocasionan se pueden observar al microscopio tras una ataque de la lmina delgada con cido fluorhdrico que las ensancha hasta hacerlas visibles. La datacin de la roca se obtiene midiendo la cantidad de huellas de fisin por unidad de superficie y dividiendo por la concentracin en uranio en el mineral.

No se trata de un mtodo radiomtrico propiamente dicho, ya que no se mide la relacin entre elemento padre y elemento hijo. Es un mtodo que ha suministrado excelentes resultados en la datacin de rocas volcnicas del Cuaternario y del Negeno.

4.4.- CALIBRACIN DE LA ESCALA DE TIEMPO GEOLGICO

Como ya se ha dicho, la escala de tiempo relativo incluye los intervalos sucesivos en los que se divide el tiempo geolgico basados en el contenido en fsiles (unidades bio- y cronoestratigrfi-cas). Se llama calibracin a la datacin de los lmites cronoestratigrficos en trminos de edades expresados en aos o sus mltiplos. Una calibracin ideal sera la que se pudiera hacer midiendo las edades absolutas en todos los cortes tipo en los que han sido establecidas y definidas las diferentes unidades cronoestratigrficas. Sin embargo en la mayora de los casos ello no es posible ya que es necesaria la presencia de rocas gneas relacionadas con los materiales sedimentarios. Las dataciones disponibles para cada uno de los lmites cronoestratigrficos estn distribuidas por muy diferentes localidades geogrficas.

4.4.1.- Mtodos para el paso de edades absolutas a edades relativas

El mtodo ms simple es el de dataciones de coladas volcnicas intercaladas entre rocas estratificadas (fig. 4.3A). La edad obtenida en la roca volcnica ser ms reciente que la de los materiales infrayacentes y ms antigua que los materiales suprayacentes.

Figura 4.3.- Calibracin de la escala de edades relativas mediante la inclusin de datos de edades absolutas. A.- Calibracin a partir de datos obtenidos en coladas volcnicas intercaladas en secciones estratigrafas fosilferas. Los intervalos de edades relativas (a, b, c, d, e, f) son calibrados con las edades absolutas de las dataciones de las coladas intercaladas (a, (3 y y). B.- Calibracin de edades absolutas y relativas en materiales sedimentarios localizados directamente sobre corteza ocenica; las edades absolutas medidas en la roca gnea (en negro) se corresponden con las edades relativas determinadas por los fsiles en el material suprayacente. C- Calibracin de edades relativas (Unidades A, B, C y D) con las edades absolutas medidas en intrusiones de rocas plutnicas (a), filones hidrotermales ((3) y coladas volcnicas (5 y y). Explicacin dentro de la figura.

Uno de los lugares donde ms precisin se puede obtener en la calibracin de escalas de tiempo son los antiguos fondos submarinos formados en las dorsales. De acuerdo con el mecanismo fijado por la Tectnica Global cuando por la cresta de una dorsal sale un material gneo al contacto con el agua del ocano solidifica formando nuevo fondo ocenico, sobre el cual comienza inmediatamente la sedimentacin de material marino pelgico, con organismos que pueden fosilizar. De acuerdo con ello, cuando se perfora en cualquier punto del ocano, y se atraviesa la totalidad de los sedimentos, la edad de los sedimentos ms bajos (datable por fsiles) y la del fondo ocenico basltico infrayacente (datable radiomtrica-mente) ser la misma (fig. 4.3B). Se puede establecer una calibracin muy detallada entre las escalas de tiempo relativo basadas en organismos marinos (foraminferos, nannoplancton o radiolarios), la edad absoluta del fondo ocenico e incluso la escala magnetoes-tratigrfica (ver captulo 13). Hay una importante limitacin, relacionada con el movimiento horizontal del fondo ocenico y la subduccin del mismo en las fosas, de manera que la corteza ocenica ms antigua bajo los fondos de los ocanos actuales es del Jursico superior. Para el intervalo de tiempo comprendido entre esta edad y la actualidad la precisin de la calibracin de la escala es mucho mayor que para tiempos anteriores.

Las dataciones de rocas plutnicas permiten obtener una informacin mucho menos precisa. En efecto cuando se data una masa plutnica solamente podremos decir que su edad ser posterior a la de la roca en la que intruye y ms moderna que las rocas que la cubran, o que se alimenten de trozos de la misma (fig. 4.3C). En muchos casos la diferencia de edad entre ambos conjuntos de rocas estratificadas (encajante y fosilizante) es muy grande y la edad obtenida es solamente un fecha dentro de este largo intervalo de tiempo, sin que se disponga de criterios para ajusfarlo mejor.

4.4.2.- Escala calibrada de tiempo geolgico

Holmes (1913) y Barrell (1917) publicaron las primeras tablas de tiempo geolgico relativo a las que se haban aadido los valores de edades absolutas de los principales lmites. A estas primeras tablas le suceden muchas ms cada vez ms perfectas ya que cada vez se disponen de mayor nmero de datos y se perfeccionan y diversifican las tcnicas de datacin. La escala calibrada de tiempo geolgico es la escala de tiempos relativos a la que se han aadido los valores numricos ms precisos disponibles en cada momento. Esta escala establece la equivalencia entre edades relativas y edades absolutas, lo que resulta del mximo inters por la correlacin de datos.

No hay una tabla de tiempo geolgico calibrado de aceptacin general, de manera que al comparar unas con otras, incluso recientes, con frecuencia se constatan diferencias apreciables en algunas de las cifras. Ello tiene una explicacin lgica ya que toda tabla calibrada no es ms que una propuesta de acercamiento a la escala real y est elaborada con todos los datos disponibles hasta ese momento, algunos de los cuales pueden tener errores. Sin embargo las diferencias numricas para un valor concreto entre las distintas tablas publicadas recientemente apenas suponen variaciones del 5% del valor numrico atribuido al material o lmite estratigrfico, y en muchos casos son an menores.

Figura 4.5.- Escala de tiempo geolgico correspondiente al Mesozoico y Cenozoico.

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