EL TIEMPO EN GEOLOGÍA

Ya hemos visto que uno de los objetivos principales de la Geología es la reconstrucción de la historia de la Tierra. Estudiar la historia requiere un marco temporal, un calendario en el que colocar los hechos que han tenido lugar a lo largo del tiempo. En Geología esa datación de los hechos se puede hacer en dos niveles. Por un lado podemos medir la magnitud física (en segundos, días, años o millones de años) del intervalo de tiempo transcurrido desde que se formó una roca o tuvo lugar un proceso determinado. Eso es lo que llamamos edad absoluta. En otro nivel lo que se hace es establecer su edad relativa, es decir, situar ese proceso (la formación de una roca o cualquier otro) en una escala en la que se registra ordenadamente la sucesión de acontecimientos que han tenido lugar en la historia de la Tierra.

Edad absoluta Los primeros intentos de datación absoluta son cálculos sobre la edad de la Tierra, y no medidas directas de la edad de rocas concretas. Uno de los primeros cálculos sobre la edad de la Tierra se debe al obispo irlandés Ussher, quien, a mediados del siglo XVII fijaba el origen del mundo en la noche anterior al domingo 23 de octubre del año 4004 a.C. Lejos de ser una afirmación esperpéntica, como tantas veces se le ha acusado, la obra de Ussher, en la que aplicó los conocimientos más modernos del cálculo astronómico, del calendario hebreo y de los registros bíblicos comparados con otras muchas fuentes históricas, fue unánimemente considerada como uno de los trabajos históricos más excelentes de su época. A lo largo del siglo XVIII se sigue admitiendo de manera generalizada una cifra del orden de 6000 años para la edad de la Tierra, pero hacia final de ese siglo, Buffon, basado en su teoría del enfriamiento paulatino de la Tierra a partir de un estadio de fusión inicial, ya propone una edad de 75000 años. Las teorías uniformistas de Hutton y Lyell contemplaban una historia mucho más larga y Lyell ya atisbaba la posibilidad de que la edad de la Tierra fuera de varios cientos de millones de años. A mediados del siglo XIX, el físico lord Kelvin, basándose en cálculos de la velocidad de enfriamiento a partir de una masa fundida llega a dar una edad de 100 M.A. para la formación de la Tierra. Las ideas del prestigioso físico inglés tuvieron una enorme influencia hasta los primeros años del siglo XX cuando, a partir del descubrimiento de la radiactividad, se pusieron a punto las llamadas técnicas radiométricas que dan a la Tierra una edad mucho mayor, alrededor de 4500 M.A. Esas técnicas radiométricas constituyen, precisamente, el método más usado para calcular la edad absoluta de las rocas. Veamos cuál es el fundamento de esas técnicas. Como sabemos, el núcleo de los átomos está compuesto por protones y

neutrones (que en realidad son una combinación de un protón más un electrón). El número de protones es fijo y define el número atómico (H=1, C=6, O=8, U=92, etc.) mientras que, como la masa de los electrones es despreciable, el peso atómico está definido por la suma de protones más neutrones. El número de neutrones de un elemento puede variar y esas diferentes variantes de un mismo elemento, llamadas isótopos, tendrán pesos atómicos diferentes. Así el uranio, con número atómico 92, tiene tres isótopos: U-234 (92 protones+142 neutrones), U-235 (92 p.+143 n.) y U-238 (92 p.+146 n.). Todos esos isótopos están mezclados en la naturaleza, tienen el mismo aspecto y se comportan igual en las reacciones químicas. Las fuerzas que unen los protones y los neutrones en el núcleo suelen ser fuertes. Sin embargo, en algunos isótopos, no lo son bastante y los núcleos son inestables y tienden a desintegrarse espontáneamente en un proceso llamado radiactividad. Uno de esos tipos de desintegración radiactiva es la fisión nuclear, que consiste en la ruptura del núcleo de un elemento pesado en otros dos de tamaño aproximado. Este tipo de desintegración tiene poca utilidad en la datación. Pero sí hay otros tipos de desintegración que son importantes en geocronometría (ver diapositiva 3): - emisión de una partícula α del núcleo. Una partícula α está compuesta por 2 protones y 2 neutrones, por lo que se obtiene un núcleo con número atómico reducido en 2 unidades y un peso atómico reducido en 4 unidades. - emisión de una partícula β del núcleo. Una partícula β es un electrón, por lo que su emisión del núcleo implica la transformación de un neutrón en un protón, por lo que el núcleo resultante tiene un número atómico mayor en una unidad, mientras que el peso atómico permanece constante. - captura de un electrón por el núcleo. El electrón se combina con un protón y forma un neutrón. Como consecuencia, el número atómico disminuye en 1, mientras que el peso atómico permanece constante. El principio de la datación radiométrica (ver diapositiva 4) se basa en que estas desintegraciones por las que un isótopo inestable se descompone (directamente o a través de una cadena de desintegraciones) en otro estable tienen lugar a un ritmo constante, de forma que la proporción de núcleos que se desintegran es función del tiempo y no varía con las condiciones físicas que existen en las capas externas de la Tierra. La forma más común de medir ese ritmo de desintegración radiactiva es el período de semidesintegración o vida media, que es el tiempo necesario para que se desintegre la mitad de los núcleos de una muestra. Si se conoce el período de semidesintegración de un isótopo radiactivo y puede determinarse la proporción entre átomos del isótopo original y del resultante, podremos calcular la edad de la muestra. De los muchos isótopos que existen en la naturaleza, sólo cinco han demostrado ser particularmente útiles para la datación absoluta de rocas antiguas (ver diapositiva 5). Otros cuatro se aplican para edades recientes (Cuaternario). Cada método de datación se aplica en unos determinados tipos de rocas y minerales. Por lo general, únicamente las rocas ígneas y metamórficas permiten una medida directa, ya que en las rocas sedimentarias cada grano puede tener una historia y una edad diferente. Es importante tener en cuenta, además, que sólo puede obtenerse una datación fiable si el mineral sobre el que se realiza la medida

permaneció en un sistema cerrado y no ha habido pérdidas de isótopos padre o hijo. Si una roca ha sido sometida a una elevada temperatura después de su formación, puede haber ese escape y el reloj radiométrico vuelve a empezar de cero, por lo que la datación de la muestra sólo marcará el tiempo transcurrido desde el reajuste térmico.

Edad relativa Las limitaciones de la datación absoluta hacen que en Geología se use mucho más frecuentemente la datación relativa. Como hemos dicho antes, esto consiste en establecer la posición del proceso que estamos analizando en una escala en la que se ordenan sucesivamente los acontecimientos que han tenido lugar a lo largo de la historia de la Tierra (poner ejemplos de la historia o de la vida cotidiana). Esta escala es la escala cronoestratigráfica y sus unidades son las unidades cronoestratigráficas. Esta escala se puede construir con cualquier tipo de eventos pero los más utilizados son los eventos biológicos (fundamentalmente apariciones y desapariciones de taxones) que son los que proporcionan una división más fina del registro geológico. Para establecer esta escala nos basamos en dos principios básicos de la geología que ya hemos visto al tratar la historia de esta ciencia: - el principio de la superposición de los estratos, que establece que en una sucesión no deformada de estratos, cada estrato es más joven que el que tiene por debajo y más antiguo que el que tiene por encima. - el principio de la sucesión faunística, según el cual los organismos aparecen y desaparecen en el registro fósil siguiendo un orden determinado y no repetible. Es decir, que en cada intervalo de la historia geológica (representada por un estrato o grupo de estratos), los organismos que vivieron (y que, por tanto, pudieron fosilizar, fueron diferentes y no repetibles). Vamos a ver un caso práctico en el que aplicamos estos principios para confeccionar la escala cronoestratigráfica (ver diapositiva 7). Este es uno de los sitios donde picamos para colectar fósiles, en este caso ammonites. Está en el río Argos, cerca de Caravaca. Es lo que llamamos una sección estratigráfica. Es una sucesión de capas o estratos de rocas formadas por sedimentos que se depositaron en el fondo del mar. Lógicamente, y como hemos dicho, los estratos que están debajo son más antiguos, se depositaron antes, mientras que los que están más arriba son más modernos. Es decir, que entre que se depositó el primer estrato y lo hizo el último transcurrió un cierto tiempo; en este caso concreto cerca de unos dos millones de años. Nosotros hemos picado capa por capa para recolectar y ver los ammonites que van saliendo. Para que os hagáis una idea, de esta sección habremos recolectado unos 1500 ammonites. Para hacerlo más fácil podemos dibujar esquemáticamente la sección en un papel. Imaginemos ahora que ya hemos recolectado los ammonites y los hemos determinado; es decir, hemos reconocido las diferentes especies que hay presentes. Podemos ver ahora en los estratos que aparecen cada una de las especies (ver diapositiva 8). Aquí hay representadas algunas de esas especies, las más significativas. Las líneas rojas señalan el intervalo estratigráfico en los que existe cada una de esas especies. Vemos que algunas ocupan un intervalo bastante largo,

vivieron durante bastante tiempo, mientras que otras tuvieron una duración mucho más corta. Ahora podemos marcar con una línea el estrato, es decir el momento en el tiempo, en que aparece cada una de las especies más significativas. Estamos así dividiendo la sección estratigráfica en una serie de intervalos más pequeños. Como la sección estratigráfica correspondía a un lapso de tiempo (hemos dicho que alrededor de 2 M.A.), en realidad lo que hemos hecho es dividir este espacio de tiempo en intervalos de tiempo más pequeños. Concretamente en este caso, hemos podido distinguir hasta nueve intervalos de tiempo, cada uno de los cuales representaría una media de unos 200000 años (aunque la duración real varía bastante de unos a otros. Doscientos mil años es muy poco cuando estamos hablando de sedimentos que tienen unos 130 millones de años. Es decir, estas divisiones nos permiten afinar mucho en el tiempo. Cada uno de estos intervalos se llama Zona y recibe el nombre de la especie que lo caracteriza. Así, podemos decir que el intervalo entre el estrato 158 y el 156 corresponde a la Zona de Pseudothurmannia mortilleti y que todos los acontecimientos que podamos registrar en ese intervalo (apariciones o desapariciones de especies, cambios en la temperatura o en el nivel del mar, etc.) ocurrieron durante la Zona de Ps. mortilleti, que es un intervalo de tiempo. Por otra parte, esa misma zona la podemos reconocer en cualquier otra sección donde nos aparezca la especie/s característica/s. Las zonas se agrupan en unos intervalos mayores que son los pisos. Aquí, por ejemplo, tenemos que en esta sección están representados una parte de los pisos Hauteriviense y Barremiense (en verde). Los pisos, a su vez, se pueden agrupar en unidades mayores que son los períodos o sistemas, que ya nos resultan más familiares (ver diapositiva 9). En nuestro caso concreto, esos pisos pertenecen al período Cretácico que, junto con el Jurásico y el Triásico, constituyen la era Mesozoica o Secundaria. A la izquierda de cada columna tenéis una equivalencia de todas estas unidades relativas con la edad absoluta, en millones de años.

Calibración de la escala de tiempo geológico Acabamos de ver que podemos establecer una equivalencia entre las unidades de la escala cronoestratigráfica y la edad absoluta. ¿Cómo podemos hacer esa calibración? Recordemos que las edades absolutas se miden casi exclusivamente sobre rocas ígneas, que no contienen fósiles, mientras que las edades relativas se establecen normalmente sobre rocas sedimentarias, que son las únicas que contienen fósiles. El método más simple (ver diapositiva 10) es datar en edad absoluta coladas volcánicas intercaladas entre rocas sedimentarias que pueden ser datadas con edad relativa. Aunque parezca sencillo, el método se complica porque muchas de las coladas volcánicas suelen estar alteradas y no son susceptibles de ser datadas radiométricamente. Uno de los lugares donde más precisión de puede obtener en la calibración de escalas de tiempo son los antiguos fondos submarinos formados en las dorsales. Por las crestas de las dorsales sale material ígneo que, al contacto con el agua, solidifica formando nuevo fondo oceánico, sobre el cual comienza inmediatamente

la sedimentación de material marino pelágico, con organismos que pueden fosilizar. De acuerdo con ello, cuando se perfora en cualquier punto del océano, y se atraviesa la totalidad de los sedimentos, la edad de los sedimentos más bajos (edad relativa que puede ser fijada por fósiles) será equivalente a la edad absoluta del fondo oceánico basáltico infrayacente (que puede ser fijada radiométricamente). Hay una importante limitación, ya que la corteza oceánica más antigua preservada es del Jurásico superior. En la diapositiva 11 se puede ver la escala cronoestratigráfica completa calibrada con edades absolutas.