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www.eltemario.com Oposiciones Secundaria Biologa y Geologa 1995 Miguel Snchez Marn Temario especfico Tema 18

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Tema 18. La Tierra, un planeta en continuo cambio. Los fsiles como indicadores. El tiempo geolgico. Explicaciones

histricas al problema de los cambios. 4 E.S.O. Tema 4: la historia de la Tierra 1 Bach.: Tema 4 (Consultar al final de la progracin). 2 Bach. Geologa optativa. Bloque H de la Tierra.

SUMARIO

18.1. Los cambios en el planeta Tierra

18.2. El tiempo geolgico. Concepto

18.3. Mtodos estratigrficos de datacin

18.3.1. Principio de superposicin de estratos (Steno 1669)

18.3.2. Fsiles

18.3.3. Cronologa absoluta. Dataciones radiomtricas o radiactivas

18.3.4. Otros mtodos (Con carcter OPCIONAL)

18.4. Correlacin estratigrfica: Unidades. La escala geocronolgica

18.5. Explicaciones histricas al problema de los cambios


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18.1. Los cambios en el planeta Tierra La Tierra se encuentra en continuo dinamismo y los materiales que la constituyen son erosionados y arrastrados hasta zonas alejadas. Cambian de lugar, no desaparecen. Los materiales transportados por los agentes geolgicos externos son depositados en capas horizontales en las cuencas de sedimentacin. Ms tarde, los sedimentos se convierten en rocas. Estos materiales pueden deformarse posteriormente formando pliegues, fracturas o fallas. En algunos casos las rocas se conservan en el mismo estado y disposicin que tenan cuando se depositaron los sedimentos. Conservan los restos de la flora y la fauna correspondiente al lugar y al tiempo de su formacin y sirven para que podamos interpretar la h de la Tierra. En otros casos, las transformaciones han sido tan profundas que poco se puede decir del origen de la roca, aunque s de los hechos posteriores. El antagonismo entre lo cclico y lo lineal se ha mantenido a lo largo de toda la h de la Geologa. Lo cclico culmina con el UNIFORMISMO y especialmente con Charles Lyell, que descalifica todas las teoras de la Tierra que proponen cambios irreversibles. Este principio de la Geologa se argumenta que con pequeas variaciones de los mismos procesos geolgicos que hoy observamos podran explicarse todos los fenmenos geolgicos ("el presente es la clave del pasado"). Esta idea supone la uniformidad de las leyes fsicas de la naturaleza, en el tiempo y en el espacio. Puede hablarse de uniformidad de los procesos (actualismo), de uniformidad de ritmo y de uniformidad de condiciones. Luego, lo cclico se mantiene en la teora del geosinclinal (entre 1860-1960) y, para la cual, los continentes eran destruidos y reconstruidos en sus bordes continentales segn el ciclo geolgico. Sin embargo E. Suess (1885) haba propuesto que en cada orogenia un cinturn de nuevas montaas se aada al borde continental (acrecin o crecimiento lateral del continente) que, pese a su antigedad sigue siendo tan polmica como durante el siglo XIX. El ciclo geolgico en el geosinclinal era completado con otro concepto cclico, el pulso de la Tierra, que se reflejaba en la formacin peridica de cadenas montaosas (ciclos orognicos). La nueva geologa tambin tiene sus ciclos como el ciclo de Wilson (consultar el tema 10). El crecimiento de los continentes que predijo Suess, casi nadie lo niega, pero se desconoce si se hace en pocas concretas o no. La datacin de las rocas antiguas parecen coincidir en muchos continentes, lo que apoyara este crecimiento a pulsaciones. Para otros, la distribucin de edades no es fiable, su agrupamiento es aparente y se podra deber a que la erosin ha destruido las rocas de episodios intermedios, al mismo tiempo que la fragmentacin de un supercontinente ha dispersado las rocas formadas en un solo orgeno, dando la falsa impresin de que se trata de un fenmeno planetario. Adems, se ha propuesto que el manto es capaz de autorregular su t, por lo que la produccin de rocas sera ms o menos gradual Slo tenemos seguridad de que los acontecimientos geolgicos terrestres reflejados en el ciclo de Wilson, han sucedido as desde hace unos 600 m. a.. Antes, nuestros conocimientos de las posiciones continentales no nos permiten aventurar una respuestas. A pesar de todo nunca, hasta hoy, hemos dispuesto de modelos tan precisos sobre el funcionamiento de nuestro planeta, y nunca los progresos han sido tan rpidos; a pesar de las numerosas preguntas que an quedan pendientes, tales como: Desde cuando existen en la Tierra placas litosfricas rgidas que interaccionan? Cul es el patrn de crecimiento de los continentes con el tiempo? Cul es el grosor mximo de la litosfera continental?, etc. No obstante lo anterior si que existen unas cuantas ideas bsicas a propsito de los cambios en el planeta Tierra: 1. La Tierra est estratificada por capas cuya densidad crece hacia el interior. Probablemente esta

estratificacin se desarroll en las primeras etapas de evolucin del planeta. 2. Las capas terrestres estn, entre s, en interaccin constante, gracias al flujo de energa desde el

interior del planeta y tambin desde el Sol. Estas interacciones han modificado la composicin y las propiedades fsicas de cada sistema a lo largo de la historia de la Tierra.

3. En este momento, la dinmica de la superficie terrestre slida se produce a travs del movimiento de placas rgidas (tectnica de placas), recientemente demostrado.

4. Algunos parmetros fsicos de la Tierra estn evolucionando de forma irreversible (el enfriamiento de la Tierra). En esta evolucin irreversible podran darse pautas repetibles, como configuraciones supercontinentales que se desintegraran para volver a reunirse.


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18.2. El tiempo geolgico. Concepto Los procesos que han afectado y afectan actualmente a la Tierra ocurren en su mayora a un ritmo muy lento, prcticamente imperceptible. En algunas ocasiones, sin embargo, ocurren cambios rpidos que pueden ser observados; p. ej.:, deslizamientos de tierras, terremotos, avances de dunas, erupciones volcnicas, etc. Para medir el tiempo geolgico se utiliza el cron (milln de aos), siendo la edad de la Tierra estimada de 4600 m. a. El cron es una medida vlida para la Era terciaria, de 63 m. a. de duracin. Para tiempos anteriores, de los que no se conservan formaciones geolgicas completas, esa unidad resulta pequea, pues al faltar parte de esas formaciones pueden aparecer contiguas en el terreno formaciones geolgicas entre cuyos orgenes transcurrieron muchos m. a.. Adems, sucesos geolgicos que duraron decenas de m. a. (25 m. a. dur la transgresin cretcica; 30 m. a. la orogenia Alpina) los consideramos como acontecimientos geolgicos nicos, ya que desconocemos muchos detalles de como transcurrieron, al quedar de ellos un registro incompleto. Para el gradualismo ms estricto, en la h de nuestro planeta nunca sucedi nada significativo. sin embargo, el paleomagnetismo (inversiones bruscas de la polaridad magntica) o evidencias tectnicas (colisiones y microcolisiones continentales) han demostrado la existencia de "momentos geolgicos especiales". Sin embargo, el gradualismo est tan enraizado en la Geologa que le permite afirmar que: todo tiempo geolgico est registrado en la sedimentacin. De este registro continuado se obtendran las escalas estratigrficas, que hasta muy recientemente (1984) se definan como "sucesiones ms o menos continuas". Sin embargo al datar con precisin las secuencias estratigrficas se ha llegado a distintas conclusiones: La mayor parte de las veces el registro estratigrfico consta de brevsimos periodos de actividad separados por enormes intervalos de tiempo (entre el 50 y el 99 % del total) en los que nada sucede. A medida que nos remontamos en el tiempo, el registro geolgico es ms incompleto y el conocimiento de la h geolgica de la Tierra tambin lo es ya que muchos estratos (representan el registro de un determinado perodo geolgico), han sido destruidos por la erosin o se transformaron por metamorfismo, magmatismo, etc. La h geolgica de las eras prximas, por lo tanto, se conoce mejor que los remotos tiempos del Precmbrico. Para comprender la magnitud del tiempo geolgico, se puede comparar la duracin de los perodos geolgicos con su equivalente respecto a un siglo, teniendo en cuenta que la edad de la Tierra es de 4600 m. a.

DURACIN EN M. A. DURACIN EN 100 AOS

PRECMBRICO 4030 87 AOS, 7 MESES PALEOZOICO 340 7 AOS, 5 MESES MESOZOICO 165 3 AOS, 7 MESES TERCIARIO 63'2 1 AO, 4'5 MESES CUATERNARIO 18 14 DAS

18.3. Mtodos estratigrficos de datacin Se suele utilizar la expresin de relojes geolgicos para referirnos a todos los sistemas de establecer relaciones de tiempo entre procesos geolgicos. Estas relaciones son la raz de toda una serie de formas de datar rocas basadas en las relaciones entre ellas y los fsiles (dataciones relativas), contrapuestas a las dataciones absolutas que proporcionan una edad numrica. Ambos trminos tienen un significado muy general no demasiado til. Los principales mtodos de datacin de rocas y procesos geolgicos son (en cursiva los mtodos de datacin absolutos): q ESTRATIGRFICOS: el principio de superposicin y el las varvas glaciares. q BIOLGICOS: Los fsiles, los ritmos biolgicos, los anillos de crecimiento del coral, los relojes

moleculares y la dendrocronologa. q ESTRUCTURALES : Relaciones tectnicas o magmticas y densidad de craterizacin.


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q GEOFSICOS: Paleomagnetismo, Huellas de fisin, exposicin a los rayos csmicos y las dataciones radiomtricas o radiactivas.

18.3.1. Principio de superposicin de estratos (Steno 1669) En una serie de depsitos sedimentarios o volcnicos no tectonizados, el orden de sucesin desde el ms antiguo hasta el ms moderno se establece de abajo arriba. Este principio se complementa con el de la horizontalidad inicial y continuidad lateral de los estratos (que tienen la misma edad en todos sus puntos). Segn el principio de uniformismo-actualismo (Hutton y Lyell) los agentes geolgicos que actan y los resultados a que dan lugar son ahora los mismos que en tiempos pasados; por lo que el estudio de las rocas nos permite conocer sus mecanismo de formacin en el pasado (ej., si contiene restos de conchas marinas, su depsito sucedi en ambiente marino, si contiene yeso o sales sdicas el ambiente de formacin fue de gran evaporacin). Este principio presupone que las condiciones ambientales no han variado a lo largo del tiempo, lo que no es exacto, pero en todo caso, su aplicacin ha permitido estudios importantes, especialmente para determinar ambientes paleontolgicos. Cuando en la serie aparecen rocas sedimentarias de origen fluvial, depositadas en formas de terrazas fluviales, entonces el principio de superposicin de estratos falla, ya que las rocas de las terrazas ms antiguas estn situadas ms altas que las de las terrazas ms jvenes o recientes. En base al principio de superposicin de estratos, se puede hacer una extrapolacin del mismo a lo que puede llamarse principio de superposicin de procesos, que puede describirse as: Todo proceso geolgico es posterior a cualquier otro al que afecta y anterior a otros que le modifican a l. En cada estrato se pueden considerar dos superficies: La que corresponde al inicio del depsito o sea, la inferior o ms antigua (muro), y la que corresponde al final de dicho depsito, o sea, la ms moderna (techo). Si la serie de materiales de sedimentacin ha sido continua e ininterrumpida decimos que los estratos son concordantes o que el contacto es normal (se representa en los cortes mediante una lnea recta, continua y fina). Para conocer la polaridad de un estrato se analizan una serie de estructuras en el techo (grietas de desecacin, acanaladuras, rizaduras, huellas de organismos, etc.), que nos indican condiciones de sedimentacin. Las seales en el muro pueden ser: excavaciones sobre el suelo limoso que despus se rellenan (flute), mayor o menor tamao de las partculas (granoseleccin), etc. Una serie de estratos superpuestos con idntica disposicin constituye una serie estratigrfica; se puede considerar como el registro de una serie de acontecimientos geolgicos: Sedimentacin de los sucesivos estratos; el orden de sucesin de los acontecimientos queda reflejado por el orden en que se suceden los estratos. Si las series estratigrficas aparecen muy deformadas (pliegues inclinados o tumbados, cabalgamientos, fallas inversas) el orden normal de superposicin de estratos puede invertirse, y estratos ms antiguos pueden aparecer situados sobre otros ms modernos. Para determinar el orden normal de superposicin de estratos en regiones plegadas hay que fijarse en la disposicin de los fsiles o de otros indicios (rizaduras) que puedan aparecer en los planos de estratificacin. FACIES Y SERIES ESTRATIGRFICAS Se llama facies al conjunto de caractersticas litolgicas y paleontolgicas que caracterizan a un estrato, nos permite conocer las condiciones de formacin de una roca. La facies expresa el aspecto del estrato en sus dos vertientes: los minerales que lo componen, su textura y estructura (litofacies); y el otro los fsiles que contiene (biofacies). Las facies se clasifican de acuerdo con el ambiente sedimentario abitico que define: - Marinas: litorales, nerticas o de plataforma, batiales o de talud, abisales o llanura abisal. - Continentales: fluviales, lacustres, desrticas, glaciares. - Mixtas: deltaicas, estuario. Si las clasificamos en funcin del ambiente bitico, hablaramos de facies. recifales, bentnicas, nectnicas, planctnicas, salobres, etc. Las facies tectnicas son las que se producen en determinados momentos de un ciclo orognico:


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- Flysch. Sinorognicas, marinas, sus estratos se depositan en zonas en vas de plegamiento. El flysch es un conjunto de estratos en el que alternan rtmicamente dos o tres litofacies, siempre en el mismo orden (ej., areniscas (grauwacas)-pizarras-calizas).

- Molasas (arcosas, pelitas lacustres y conglomerados), son continentales y postorognicas.

SERIES ESTRATIGRFICAS Series positivas . Verticalmente las facies varan desde detrticas en la base (muro), hasta evaporitas

(techo). Son tpicas del paso de un perodo de resistaxias (muy erosivo), a otro biostsico, en el que slo llegan a la cuenca sales disueltas.

Series negativas . Comienzan en el muro con facies de carbn y van cambiando hasta culminar en

facies detrticas. Tpicas de regiones biostsicas que, tras una crisis climtica, pasan a resistaxias. Series compresivas . De facies nica, de gran espesor y acumuladas en cortos perodos de tiempo.

Corresponden a perodos de intensa erosin y mucha sedimentacin. Ej. molasas. Series condensadas . Son el caso opuesto: la velocidad de sedimentacin es muy pequea y en poco

espesor se acumulan capas que representan largos perodos de tiempo. Ej. series abisales. Series continuas . Sedimentacin continua, sin interrupciones, excepto en cortos perodos de tiempo

(planos de estratificacin). Series rtmicas . Muestran variacin vertical de facies segn una secuencia estratigrfica que se

repite. Ej. los flysch, los ciclotemas hulleros, las varvas glaciares. Series discontinuas (ver el siguiente apartado) DISCONTINUIDADES ESTRATIGRFICAS Las discontinuidades estratigrficas vienen determinadas por interrupciones en el proceso de sedimentacin. Suelen ser ndices de anomalas, casi siempre, de origen tectnico que evitaron la sedimentacin continua de una serie. Son muy importantes para datar y situar la h geolgica de una regin, ya que las distintas orogenias vienen marcadas por espectaculares discordancias. Si van acompaadas de una modificacin en la disposicin original de los estratos de la serie ms antigua y de su erosin, se denominan discordancias angulares y/o erosivas. En la discordancia angular los materiales en contacto no son paralelos; en la discordancia erosiva el contacto no es recto, sino que ha sido modificado por una intensa erosin (se representa por una lnea ondulada).

Las disconformidades o contactos disconformes indican un intenso perodo erosivo que hace desaparecer uno o varios estratos correspondientes a un determinado intervalo cronolgico, produciendo una laguna o discontinuidad estratigrfica (se representa por una lnea ondulada). Se pone de manifiesto cuando se comparan series estratigrficas vecinas. Dibujo D Paraconformidad. La laguna tambin puede ser consecuencia de la falta de sedimentacin de algunos estratos que faltan (por lo que no estar representada por una superficie de erosin); es este caso los


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nuevos estratos que se hayan podido sedimentar despus, se superponen paralelamente a los primeros, habiendo una concordancia aparente entre ellos. Dibujo C. Inconformidad. Este tipo de discontinuidad viene determinado cuando aparecen rocas estratificadas sobre un basamento gneo erosionado. Su formacin requiere que sobre un basamento gneo erosionado se produzca una sedimentacin sobre la superficie de erosin. Dibujo F. Las causas que pueden originar estas discontinuidades estratigrficas pueden ser las transgresiones y las regresiones marinas . Cuando sucede una regresin se restringe la amplitud de la cuenca de sedimentacin, la parte emergida se erosiona y en la sumergida continua el proceso de sedimentacin. Si tras una regresin sucede una transgresin, se ampla la cuenca de sedimentacin, abarcando tanto a las zonas emergidas como a las que ya estaban sumergidas. En la zona anteriormente emergida faltarn una serie de estratos que s es tarn presentes en las zonas internas de la cuenca, en las que no se interrumpi la sedimentacin. Habr una laguna estratigrfica en las partes que estuvieron emergidas (disconformidad o paraconformidad). Relacionados con estos cambios se presentan cambios laterales de facies (Dibujo B) en los estratos ya que la sedimentacin vara segn la distancia a la lnea de costa y la profundidad de la cuenca de sedimentacin. Cerca de la costa se depositan materiales detrticos gruesos y medianos, disminuyendo de tamao hacia el interior de la cuenca, pasando a ser finos y a precipitados qumicos; por tanto, al depositarse estos materiales simultneamente en distintos lugares de la misma cuenca, siendo gradual el trnsito de unos a otros, resulta formado un estrato cuyas caractersticas litolgicas y paleontolgicas varan lateralmente. Cambio vertical de facies. Suceden tambin como consecuencia de transgresiones y regresiones marinas. Los materiales que se depositaron en un lugar de una cuenca de sedimentacin presentan unas caractersticas, de acuerdo con la profundidad de ese lugar y su distancia a la costa; al variar estas caractersticas como consecuencia de una transgresin o de una regresin, los materiales que se depositan encima presentan otras caractersticas (p. ej, pueden depositarse al principio arenas y despus arcillas y margas, por efecto de una transgresin). RELACIONES TECTNICAS O MAGMTICAS. Las intrusiones gneas (plutones, diques) son siempre ms recientes que el ms reciente de los estratos que cortan, y ms antiguas que el ms antiguo de los estratos que se superponen a ellas. Asimismo, si dos intrusiones estn en contacto, los diques de la intrusin ms reciente cortan a los de la intrusin ms antigua. Usando un razonamiento similar se pueden datar fallas y los terrenos que las rodean; sin embargo, en este caso hay que tener en cuenta que una falla puede y suele moverse repetidas veces, de modo que en general estaremos datando su ltimo movimiento, que ser posterior al ltimo estrato desplazado por la falla, y anterior al primero no afectado por ella. Mediante las tcnicas radiomtricas se pueden datar con exactitud los momentos en los que una falla se reactiva: el sistema consiste en datar minerales recristalizados en el plano de falla y compararlos con los de las zonas no deformadas. As se pueden datar los distintos movimientos, lo que resulta muy til en la evaluacin de riesgos ssmicos de fracturas importantes.

18.3.2. Fsiles Los fsiles son restos o impresiones de animales o plantas que vivieron en pocas pasadas y que se han conservado enterrados en las rocas sedimentarias; en general slo se conservan partes duras, pero en condiciones apropiadas se conservan tambin partes blandas o seres completos (insectos en mbar, mamuts en suelos helados de Siberia, etc.). El proceso de fosilizacin es excepcional; requiere que los restos del animal o la planta queden enterrados por el sedimento, pues si no se descompondra. Despus ocurre la "mineralizacin" de esos restos, que consiste en la sustitucin de la materia orgnica por materia mineral (calcita o slice, en ocasiones pirita, marcasita, siderita, hematites, etc., en vegetales se da un enriquecimiento de carbono); dicha sustitucin se hace a veces molcula a molcula, con lo que se conserva la estructura del resto orgnico, pero normalmente slo se conservan los caracteres externos, perdindose la estructura interna.


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En ocasiones se disuelve el fsil original, quedando un molde que conserva las caractersticas externas del original, en ste puede precipitar alguna sustancia mineral, constituyendo un molde semejante al fsil original, pero sin estructura interna. A veces, las conchas de moluscos se rellenan de materia mineral y despus la concha desaparece por disolucin, quedando un molde de las partes internas del fsil o molde interno. A veces se conservan huellas del paso de animales por un sedimento blando, al endurecerse (huellas de dinosaurios en Soria y la Rioja). Las condiciones ms favorables para la fosilizacin se dan en la plataforma continental, ya que sobre ella hay gran abundancia y variedad de seres vivos y adems la acumulacin de sedimentos es ms rpida. En zonas continentales puede haber fosilizacin en fondos de lagos y pantanos, siendo rara en otros ambientes. Las rocas que con mayor frecuencia contienen fsiles son las calizas, seguidas de las arcillas, con menos frecuencia se encuentran las areniscas y las pizarras arcillosas; pueden aparecer en pizarras de bajo metamorfismo. En la prctica no se consideran fsiles que no sean de procedencia anterior a los ltimos 10.000 aos. A finales del siglo XVIII, W. Smith (1769-1839) empez a utilizar a los fsiles como instrumentos cronolgicos. Concluy que las especies vivieron en la Tierra un perodo de tiempo limitado, sin volver a reaparecer y que, por esto, aparecan en un espesor de estratos limitado. Todo esto le llev a enunciar la Ley de la sucesin faunstica, segn la cual los estratos pueden ser identificados por los fsiles que contienen. En 1856 Albert Oppel defina zona como los estratos que contienen un conjunto constante y exclusivo de especies fsiles que los distingue de los estratos inferiores y superiores. Como herramienta cronolgica la zona es ms til cuando su dimensin estratigrfica es mnima y su dimensin geogrfica es mxima. Ej., en el Jursico (70 m. a.) se han definido 117 zonas y subzonas de Ammonites. Los intentos estratigrficos de utilizar zonas cada vez ms restringidas en el tiempo han llevado a una serie compleja de definiciones que giran en torno al concepto bsico de zona y que nosotros obviamos. La aplicacin del concepto biolgico de especie no procede en Estratigrafa. Se considera que dos fsiles pertenecen a la misma especie si su forma coincide en el mbito estadstico (homeomorfismo). FSILES-GUA Por el principio de la correlacin estratigrfica de Smith (citado en el apartado anterior), se puede establecer la correspondencia cronolgica entre estratos situados en distintas regiones y alejadas entre s, utilizando criterios litolgicos y paleontolgicos. Las variaciones laterales que pueden experimentar los caracteres litolgicos, hace imprescindible recurrir a los fsiles para una datacin ms precisa. Desde el siglo pasado se observ que algunos fsiles aparecen en diversos estratos superpuestos, mientras que otros slo aparecen en algn estrato concreto y son diferentes de los que aparecen en los estratos que hay encima y por debajo; estos fsiles corresponden, por lo tanto, a un determinado perodo de la h terrestre y, si aparecen en los estratos de otra regin, aunque sea en un lugar muy alejado, se puede asegurar que dichos estratos pertenecen al mismo perodo; a estos fsiles que sirven para establecer correlaciones estratigrficas, se les denomina fsiles caractersticos o fsiles gua. As ocurre con los nummulites (en rocas del terciario inferior), los dinosaurios (Mesozoico), o los trilobites (Paleozoico). Las especies o grupos taxonmicos que dan lugar a estos fsiles deben reunir las siguientes caractersticas: a) Presentar partes duras para poder fosilizar fcilmente y que estn bien conservados. b) Tener una amplia distribucin sobre la Tierra (amplia distribucin horizontal). El tiempo que las

especies necesitan para dispersarse por el planeta es relativamente corto, comparado con el tiempo que representa cada estrato.

c) Evolucionar con rapidez, de manera que sus fsiles solo aparezcan en los estratos de un determinado perodo (limitada distribucin vertical).

No hay ninguna especie biolgica que sea universal ni que aparezca instantneamente. Esto, unido a otros problemas derivados de clasificaciones incorrectas o inseguras, han hecho que en la Bioestratigrafa moderna los fsiles-gua se utilicen cada vez menos. El estudio de los mecanismos evolutivos a partir del registro fsil es seguramente la mayor de las cuestiones planteadas hoy en la Bioestratigrafa, pero no es un problema cronolgico. Los principales fsiles gua de la era Primaria o Paleozoico son:


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Trilobites (artrpodos): durante toda la era. Graptolites: Desde el Cmbrico al carbonfero. Arqueocitidos: Cmbrico Orthoceras (cefalpodos): Ordovcio. Didymograptus (Foraminferos): Ordovcio Calceola (Cnidarios-tetracoralarios): Devnico. Paraspirifer (Braquipodo): Devnico. Goniatites (Cefalpodos): Carbonfero. Fusulnidos (Foraminferos): Carbonfero-Prmico Orbitolina (Foraminferos): Carbonfero-Prmico Los del Mesozoico son los siguientes: Dinosaurios (Reptiles): durante toda la era. Ceratites (cefalpodos): Trisico. Ammontidos (cefalpodos): Jursico y Cretcico. Hildoceras (cefalpodos): Jursico. Pygope (Braquipodos): Jursico. Hippurites (moluscos): Cretcico Orbitolina (Foraminferos): Cretcico. Los del Cenozoico son: Nummulites (Foraminfero): Paleoceno-Eoceno-Oligoceno Quercus (Espermfitas): Eoceno a Cuaternario

18.3.3. Cronologa absoluta. Dataciones radiomtricas o radiactivas Los mtodos expuestos, aunque tiles, no indican la antigedad en m. a. de las rocas ni de los acontecimientos geolgicos y tampoco permiten calcular la edad de la Tierra. Durante el siglo pasado se usaron varios mtodos para establecer la edad de la Tierra: 1. Lord Kelvin (1862), calcul la edad de la Tierra basndose en el tiempo necesario para su enfriamiento,

desde un estado fundido, por prdida de calor por conduccin y radiacin; el clculo arroj una edad entre 20 y 100 m. a.

2. El tiempo requerido para la salinizacin de los ocanos, a partir de las sales aportadas por los ros, era de unos 100 m. a.

3. Estudios referidos a la velocidad de sedimentacin. Correlacionando columnas estratigrficas de distintos lugares se obtuvo una columna de unos 150 km de espesor (dicha columna, por supuesto, no se halla en ningn lugar de la Tierra). Como el ritmo de sedimentacin es tan variable como la tasa de erosin, y est en funcin de la altitud; segn se tomase un valor u otro para la tasa de sedimentacin, se obtenan resultados que iban desde los 20 m. a. hasta los 1500 m. a. (suponiendo una tasa de sedimentacin de 1 m por cada 1000 aos, resultan un perodo de 150 m. a.) El problema de calcular la edad de las rocas se resolvi con el descubrimiento de la radiactividad; a principios de siglo, el qumico B. B. Boltwood calcul edades de diversas rocas, obteniendo para la ms antigua 1600 m. a.

DATACIN RADIOMTRICA Minerales radiactivos caractersticos, como uraninita o pechblenda (UO2). Estos elementos radiactivos se desintegran a un ritmo constante: emitiendo partculas a (equivalentes dos neutrones y dos protones) rebajando su n atmico, b (un electrn) aumentando en uno su n atmico (uno de los neutrones del ncleo se descompone en el electrn emitido y un protn),g (radiacin de alta energa, como las de las explosiones nucleares) que suponen prdida de masa. El resultado de la desintegracin es una serie de elementos inestables intermedios y un elemento final estable, la cantidad de este elemento final va aumentando en la roca o mineral original, a medida que pasa el tiempo, mientras que disminuye la cantidad del elemento radiactivo. El ritmo de desintegracin de los elementos radiactivos puede medirse experimentalmente y obedece a la ley segn la cual en un perodo de tiempo determinado se desintegra una fraccin caracterstica para cada


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elemento, referida a la cantidad inicial del elemento en cuestin. Se conoce como vida media o perodo de semidesintegracin al tiempo necesario para que una cantidad determinada de un elemento radiactivo quede reducida a la mitad. En el cuadro siguiente figuran diversos elementos radiactivos, su perodo de semidesintegracin y el elemento estable final que resulta de cada uno:

Elemento inicial Vida media Elemento final U238 4500 m. a Pb206 + He U235 710 m. a Pb207 + He Th232 14000 m. a Pb208 + He Rb87 50000 m. a Sr87 K40 1310 m. a. Ar40, Ca40 C14 5730 aos C12

La concentracin de elementos radiactivos en las rocas de la corteza terrestre vara de unos lugares a otros y es la causa de cierta radiactividad natural, que generalmente no es peligrosa para la salud. Si consideramos que en el momento de formarse un mineral, su contenido en K40 es una cierta cantidad, al cabo de 1310 m. a. el n de tomos de dicho elemento ser la mitad; transcurridos otros 1310 m. a., la cantidad de tomos de K40 ser la mitad de la mitad, y as sucesivamente. Es decir, se mantiene constante el ritmo de desintegracin, de lo que se deduce que la disminucin de la cantidad del elemento radiactivo es exponencial (desintegracin exponencial); en consecuencia, el elemento final aumenta tambin exponencialmente. La relacin cuantitativa entre un elemento radiactivo y su correspondiente elemento final estable permite calcular el tiempo transcurrido desde la formacin del mineral y, por lo tanto, de la roca que lo contiene. Para determinar la cantidad de ambos elementos se utiliza un espectrgrafo de masas; una vez conocido el n de tomos contenidos en la muestra del elemento estable (NE), y del elemento radiactivo (NR), se aplica la siguiente ecuacin:

+=

R

Fe N

Nc

t 1log1

donde c es la constante de desintegracin caracterstica de cada elemento (otros autores utilizan la letra griega l), que representa la probabilidad de que un tomo se desintegre en una unidad de tiempo (un ao para los elementos de vida larga). La aplicacin de este mtodo requiere que el mineral usado en el anlisis no contuviera inicialmente cantidad alguna del elemento final, as como que ninguna fraccin de este elemento haya desaparecido del mineral. Este requerimiento hace que el mtodo Th232 - Pb208 no sea usado, porque el Pb208 tiende a escapar del mineral por diversas causas, lo que da lugar a clculos errneos MTODOS U238 - Pb206 y U235- Pb207 Pueden emplearse en minerales como uraninita, circn (ZrSiO4) y esfena, pues ambos istopos del uranio se hallan presentes en el mismo mineral; los anlisis para cada mtodo se hacen por separada y, despus, se comparan resultados. El mtodo del U238 tiene una precisin del 2 % y el del U235 del 1 %; con ellos se pueden calcular la edad de las rocas ms antiguas conocidas (3800 m. a.) y de los meteorito (4600 m. a.). La utilidad de este mtodo es menor en rocas de menos d 100-200 m. a, porque la formacin de Pb207 en ellas ha sido muy baja Se aplica este mtodo en rocas gneas y metamrficas que contenga alguno de los minerales citados. Puede haber una prdida de Pb debida un episodio de metamorfismo trmico, de lo que se deducen edades diferentes para muestras analizadas de la misma roca; pero esta diferencias sirven para calcular la edad de la roca y la antigedad de metamorfismo. MTODO Rb87 - Sr87 Aunque no hay minerales de Rb, ste est presente en minerales que contienen potasio (moscovita, ortosa, glauconita, etc.); se ha demostrado la validez de este mtodo para datar la edad de rocas metamrficas y, por tanto, de los acontecimientos metamrficos. Tambin se aplica en rocas gneas y metamrficas cidas (granito, gneis) previamente trituradas; no parece adecuada su aplicacin en rocas bsicas.


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MTODO K40 - Ar40 De los tres istopos del K slo el K40 es radiactivo, pero abunda poco. Se transforma en un 80 % en Ca40 y en un 12 % en Ar40, emplendose ste para datar. En las rocas se mide la cantidad de K que contienen mediante mtodos qumicos y la de Ar por espectrgrafo de masas. Este mtodo permite calcular edades comprendidas entre 300.000 y ms de 3000 m. a. Es el indicado para minerales abundantes en rocas gneas (moscovita, biotita, hornblenda y nefelina), pero tambin se puede aplicar a obsidiana y otras rocas volcnicas de grano fino (riolitas, basaltos, andesitas). Tambin se puede aplicar en calizas y areniscas que contengan glauconita, as como en rocas metamrficas de composicin miccea y de grano fino (pizarras y esquistos). Como el Ar es inerte, no se combina con otros elementos y tiende a escapar de la red cristalina a t de varios cientos de grados por lo que no permite datar rocas de metamorfismo medio y alto; tampoco se puede aplicar a rocas de menos de 100.000 aos por la escasa cantidad de Ar que contienen. MTODO C14 - C12 En las capas altas de la atmsfera los rayos csmicos bombardean con neutrones el N14formndose C14 (liberando un protn), que combinado con el oxgeno forma CO2; el C

14 es inestable y su vida media es de 5730 aos. La relacin C12/C14 en la atmsfera es constante y en esa proporcin ambos istopos son absorbidos por las plantas en forma de CO2 durante la fotosntesis. Cuando los seres vivos mueren, en sus restos va disminuyendo progresivamente la cantidad de C14, a medida que se desintegra, por lo que la proporcin C12/C14 va en aumento. Determinando en restos orgnicos (madera, turba, huesos) dicha proporcin, se puede calcular su edad con gran aproximacin. Sin embargo, como la vida media del C14 es corta slo pueden datarse edades de hasta 70.000 aos. Para que una datacin radiomtrica pueda resultar correcta es preciso que se cumplan una serie de condiciones, tales como: 1. Que en las rocas analizadas no hayan entrado ni salido tanto istopos radiactivos como sus

derivados. 2. Que no hubiera productos de desintegracin en el momento de la deformacin de la roca. 3. En las rocas sedimentarias las mediciones han de hacerse sobre minerales neoformados (illita,

glauconita). 4. Que las rocas sean representativas del sistema estudiado y que no haya errores de clculo. Entre las ventajas de estos mtodos, adems de su exactitud (errores, como mximo, de un 5 %), tenemos las siguientes. a) Son, pese a sus limitaciones, los mtodos ms precisos. b) Se basan en procesos independientes de los dems factores fsicos y qumicos y, en ltimo trmino,

de los fenmenos geolgicos. c) Se pueden utilizar en todo el mundo. En resumen, por los mtodos radiactivos pueden datarse los siguientes acontecimientos geolgicos: 1. Cristalizacin de las rocas gneas a partir de un magma. 2. Recristalizacin de rocas preexistentes, para formar rocas metamrficas con un conjunto de nuevos

minerales. 3. Depsito de rocas sedimentarias, siempre que en ellas se formen minerales nuevos durante o poco

despus de la sedimentacin. 4. Datar la edad de acontecimientos geolgicos, teniendo en cuenta los resultados anteriores y las

relaciones de yacimiento entre las rocas. 5. Datar la edad de los meteoritos y de las rocas lunares, lo que contribuye a conocer la edad del sistema

Solar y de la Tierra. 6. Medir la velocidad de expansin de los fondos ocenicos, conociendo la edad de las islas y de las

muestras extradas del fondo ocenico y su distancia a la dorsal. 7. Comprobar la deriva de los continentes, equiparando la edad de las rocas que resultan adyacentes

supuestos unidos los continentes


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Una de las aplicaciones ms importantes de los mtodos radiactivos es, como veremos despus, asignar una edad absoluta a cada una de las divisiones cronoestratigrficas establecidas por mtodos estratigrficos y paleontolgicos. Tambin sirven para correlacionar las edades de las rocas y acontecimientos precmbricos y poder establecer una escala de tiempos precmbricos.

18.3.4. Otros mtodos (Con carcter OPCIONAL) 1. LAS VARVAS GLACIARES Son pares de estratos producidos anualmente en relacin con los cambios estacionales; se producen a lo largo de frente glaciar, constan de un estrato claro, limoso o arenosos (primavera y otoo), y otro arcilloso oscuro (invierno, cuando se hiela el lago y slo se depositan arcillas en suspensin y materia orgnica que no puede oxidarse). Una varva media tiene un espesor de 1 cm/ao. Las dataciones absolutas por este mtodo pueden alcanzar los 20.000 aos. Las variaciones climticas producen varvas ms o menos gruesas, en secuencias especficas para cada regin. Conocida la edad de una varva, y mediante correlaciones, se pueden describir con precisin la h de los avances y retrocesos glaciares en una regin, as como su climatologa (las varvas del norte de Suecia permiten una cronologa que se remonta a los ltimos 8800 aos). Algunos geolgos opinan que en las varvas intervienen demasiados factores locales para que sean fiables las correlaciones intercontinentales. 2. MTODOS BIOLGICOS LOS RITMOS BIOLGICOS. El ms importante es el estudio de los anillos de crecimiento de los rboles (Dendrocronologa). Cada ao aaden a su tronco un anillo compuesto por una zona clara (leo de primavera) y otra oscura (leo de verano), y cuyo grosor depende del clima durante el perodo de crecimiento. En un tronco vivo, contando sus anillos a partir de la corteza, se puede conocer su edad con una precisin de un ao. Como cada ao se producen en cada regin de igual clima anillos con un grosor caracterstico, los anillos internos (ms antiguos) sirven para datar anillos exteriores de otros rboles ms viejos. Encadenando dataciones, se han logrado secuencias continuas de 7240 aos. El estudio en pinos americanos (Pinus aristata) son los que han permitido remontarse ms en el tiempo. Adems de proporcionar un buen calendario los anillos de los rboles son indicadores climticos, ya que permiten un fiel regis tro de las variaciones de pluviosidad en diferentes regiones. LOS ANILLOS DE CRECIMIENTO DE LOS CORALES . Algunos corales solitarios de tipo campaniforme presentan discontinuidades anulares que en general se interpretan como etapas de crecimiento lento coincidiendo con t algo ms bajas; cada dos discontinuidades comprendera un ao de crecimiento. Estos corales vivieron durante el Paleozoico y permiten comprobar la validez de las edades establecidas por los mtodos radiomtricos o radiactivos, y adems la confirmacin de la hiptesis del frenado mareal de la Tierra (la Tierra gira 20 segundos ms despacio cada milln de aos como consecuencia de la atraccin lunar; el n de da del ao ser cada vez menor: el da Cmbrico duraba 21 horas, su ao tendra 418 das, valores que iran variando gradualmente hasta los actuales). Conocida la edad del coral se puede predecir el n de anillos de crecimientos por ao. LOS RELOJES MOLECULARES . Se trata de los llamados relojes de ADN y relojes protenicos. Ambos se basan en el mismo principio: una vez que dos especies se separan en su evolucin, su material gentico acumula mutaciones. Especies emparentadas tienen ADN y protenas similares. Al asociar fragmentos de ADN de una especie con los de otra, el grado de asociacin ser proporcional a la similitud de ambos cidos nucleicos, y por tanto del parentesco. Es evidente que para poder aplicar estos mtodos es preciso la existencia de materia orgnica (protenas de tipo colgeno), por lo que su inters queda limitado al estudio del rbol evolutivo de los hominoideos o, tambin, en fsiles muy recientes. Otros procedimientos utilizados son los de los anillos de crecimiento de bivalbos de agua dulce [alternancia de zonas claras de su concha (estacin fra) y oscura (clida)]. Tambin algunos peces marcan su crecimiento anual por medio de diminutos anillos en sus escamas. 3. DENSIDAD DE CRATERIZACIN (MTODO ESTRUCTURAL DE DATACIN)


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En los cuerpos planetarios sin atmsfera, los crteres formados por impactos meteorticos no pueden erosionarse, por lo que constituyen buenos relojes geolgicos. La densidad de craterizacin de una zona indicar su antigedad con respecto a otra zona de menor densidad. Hay algunas excepciones ya que, en algunas zonas, pueden haber muchos crteres con lo que los nuevos impactos pueden destruir crteres anteriores /saturacin de crteres). La tasa de craterizacin puede convertirse en una escala numrica siempre que haya datada al menos una superficie craterizada. Las tasas de craterizacin Tierra-Luna se estudian desde 1969 mediante grficas en las que se correlacionan la edad y las cadenas de impactos. este mismo sistema se aplica en otros planetas del sistema solar. 4. MTODOS FSICOS Y GEOFSICOS DE DATACIN EXPOSICIN A LOS RAYOS CSMICOS. Las rocas superficiales de los planetas sin actividad geolgica estn expuestas a los efectos del viento solar durante miles de millones de aos. estos rayos csmicos (ncleos atmicos a gran velocidad) pueden penetrar hasta un metro dentro de una roca, produciendo huellas microscpicas o transformando elementos de sus minerales en istopos, estables o radiactivos. La cantidad de huellas ser proporcional al tiempo que la roca ha permanecido en la superficie. Este mtodo se ha empleado en rocas lunares y meteoritos. En stos se mide el intervalo de tiempo entre la exposicin de una roca en la superficie de un asteroide y su impacto contra la Tierra. Cuando las edades de exposicin a los rayos csmicos coinciden, podemos inducir que en esa fecha tuvo lugar una colisin importante que expuso nuevas superficies de algunos asteroides, parte de las cuales pudieron caer, mucho despus, a la Tierra. HUELLAS DE FISIN. Son zonas lineales de un mineral daadas por el paso de un ncleo atmico. Los minerales ricos en U238 sufren un bombardeo desde dentro, ya que este istopo se fisiona espontneamente en dos ncleos de masa 96 y 140, que viajan en direcciones opuestas de la estructura cristalina, arrancando electrones de los tomos prximos; stos quedan cargados positivamente y se separan, formando surcos lineales que, tras tratarlos con cido, son visibles al microscopio. La edad se obtiene midiendo la cantidad de huellas de fisin por unidad de superficie y dividindola por la concentracin de uranio en el mineral: A iguales contenido de uranio, un mineral con ms huellas de fisin ser ms antiguo. La exactitud del mtodo se basa en que. 1. La velocidad de descomposicin del U238 es constante. 2. La concentracin de uranio de la roca no se ha alterado desde que se form. El agua fretica a t

elevada puede arrastrar partculas. 3. Todas las fisiones producen huellas. 4. Todas las fisiones quedan permanentes en las rocas. Se ha comprobado en laboratorio que al calentar

una muestra por encima de una determinada t (variable para cada mineral), las huella pueden desaparecer.

TERMOLUMINISCENCIA. Es un sistema parecido al anterior, tambin se basa en que las redes de los minerales retienen partculas cargadas procedentes de su entorno. Al ser calentados algunos minerales (cuarzo, feldespatos, circn,...) liberan estas partculas, que producen una luminosidad proporcional a la cantidad de irradiacin recibida desde el ltimo calentamiento. Este mtodo se ha aplicado en coladas volcnicas o en elementos arqueolgicos como cermica. Su intervalo de aplicacin va desde algunos siglos a varios cientos de miles de aos; su margen de error es de un 8 a un 10 %. PALEOMAGNETISMO. La inversin de la polaridad del campo magntico terrestre son universales y geolgicamente instantneas (una duracin media de 5000 aos), y pueden servir como sistema de datacin. Basta con datar las rocas inmediatas a una inversin. Cada vez que se localice esta inversin en cualquier otro punto sabremos cul es la edad de las rocas adyacentes, y as construir una escala magnetoestratigrfica. Se utilizan unidades como cron de polaridad (100.000 aos de polaridad homognea); los subcrones (del orden de 10.000 a 100.000 aos de polaridad opuesta a los crones en los que estn incluidos), y excursiones (subcrones muy cortos, uno o varios milenios). Entre los principales problemas de este mtodos estn: su limitacin en el tiempo (a partir de 170 m. a. la corteza ocenica se hace muy escasa); la zona de calma magntica cretcica (entre 80 y 108 m. a.) en la que no se han detectado inversiones de polaridad; al ser algunas inversiones muy frecuentes (ms de 130 en


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los ltimos 100 m. a.) su localizacin precisa se hace ms difcil; el metamorfismo trmico puede borrar muestras de polaridad, y las "excursiones" no quedan registradas en muchas zonas.

18.4. Correlacin estratigrfica: Unidades. La escala geocronolgica En los estudios de correlacin de estratos se utilizan actualmente las siguientes unidades: a) Unidades litoestratigrficas. Se fundamentan en caracteres litolgicos. La principal unidad es la

formacin, o sea, el conjunto de estratos con homogeneidad litolgica y que pueden ser representados en un mapa. Ordenadas de mayor a menor todas las unidades litoestratigrficas tendramos: GRUPO - FORMACIN - MIEMBRO - CAPA. Cada unidad contiene varias de orden inferior.

b) Unidades bioestratigrficas. Vienen caracterizadas por los fsiles. La unidad fundamental es la

biozona, ya definida. Hay varios tipos, segn se refieran a una especie determinada o a una asociacin y su amplitud ser variada. La biozona es un conjunto de estratos que contienen un determinado grupo fsil.

c) Unidades cronoestratigrficas. Estn definidas como un conjunto de estratos depositados en un

intervalo de tiempo. En estas unidades se relacionan las dos anteriores. Las unidades cronoestratigrficas utilizadas son: EONTEMA - ERATEMA - SISTEMA - SERIE - PISO.

d) UNIDADES GEOCRONOLGICAS Los primeros intentos de establecer una escala geolgica son del siglo XVIII (Lehmann, 1756), que subdivida la historia de la Tierra en tres edades: primitiva (de rocas gneas cristalinas); secundaria (de las rocas sedimentarias) y aluvial (suelos y gravas sin consolidar). Otra escala conocida es la de Arduino (1760), que aade una edad ms, la volcnica. Se trata de conseguir una columna estratigrfica completa con la correspondiente sucesin paleontolgica, a base de establecer correlaciones entre los fragmentos estudiados en distintas localidades. Se ha llegado por fin a establecer una escala del tiempo geolgico, con una terminologa unificada y universalmente aceptada, en la que se pueden situar con bastante exactitud los hallazgos locales que se van haciendo. Esto no quiere decir que conozcamos ya todo el pasado de la Tierra, del que quedan muchos puntos oscuros. Los mtodos de cronologa absoluta, ms recientes, han ido adaptndose a la cronologa relativa y no han cambiado ninguna de las divisiones establecidas. Las grandes divisiones geocronolgicas fueron establecidas a partir de las mayores discontinuidades fsicas y biolgicas de la columna. Son las siguientes: EN - ERA - PERODO - POCA - EDAD. Entre estas unidades y las anteriores. Las grandes unidades de la h geolgica (eones) corresponden a los conceptos de: Azoico (sin vida conocida) o Criptozoico (vida oculta), sin registro fsil o muy escaso. Proterozoico (vida primaria), primeras manifestaciones claras de vida. Fanerozoico (vida evidente), con abundante registro fsil. El Fanerozoico se subdivide en eras: Paleozoico (vida antigua), principalmente invertebrados y plantas primitivas. Mesozoico (vida media), con predominio de los reptiles. Cenozoico (vida reciente), con desarrollo de aves y mamferos. En el cuadro adjunto se incluyen las principales subdivisiones de esta escala. Los principales datos han sido las orogenias (determinadas mediante las respectivas discordancias) y la sucesin de fsiles datada en los estratos.


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EN ERA PERODO POCA OROGENIA CUATERNARIO HALGENO PLEISTOCENO NEGENO PLIOCENO CENOZOICO (Terciario) MIOCENO desde hace 65 m. a. OLIGOCENO PALEGENO EOCENO (Terciario) PALEGENO A SUPERIOR L F CRETCICO INFERIOR P A MALM I N MESOZOICO JURSICO DOGGER N E (230 - 65 m. a.) LIAS A R SUPERIOR O TRISICO MEDIO Z INFERIOR O SUPERIOR I PRMICO INFERIOR HER C SUPERIOR C O CARBONFERO INFERIOR NI SUPERIOR CA DEVNICO MEDIO PALEOZOICO INFERIOR (570 -230 m. a.) SUPERIOR CA SILRICO INFERIOR LE SUPERIOR DO ORDOVCICO INFERIOR NIA SUPERIOR NA CMBRICO MEDIO INFERIOR

PROTEROZOICO ALGQUICO HURONIANO CRIPTOZOICO PRECMBRICO ARCAICO

18.5. Explicaciones histricas al problema de los cambios Los hombres se han preguntado muchas veces porqu la superficie de la Tierra es tan irregular, qu fuerzas ocasionan tantos accidentes? Cunto y cundo han actuado? Siguen actuando o ha cesado su actividad?, etc. A estas preguntas se aadan otras de otro tipo, Porqu haba materiales tan distintos? Cmo se han formado las rocas y los sedimentos?, etc. La lucha por imponer la propia concepcin no ha sido fcil, pues si la ciencia actual exige pruebas y testimonios tambin funciona factores psicolgicos, como el apego a las propias ideas, los factores religiosos y hasta los factores nacionalistas. Aunque los griegos del perodo clsico (Herodoto) interpretaron las conchas marinas correctamente como restos de animales depositados sobre los continentes en pocas en que stos haban estado sumergidos, estas ideas se olvidaron luego. Muchos naturalistas de la poca precientfica trabajaban en un medio cultural dominado por las interpretaciones judeo-cristianas sobre el origen del mundo, y por eso muchos vieron en los fsiles una huella del Diluvio Universal descrito en el captulo sptimo del Gnesis. Cuvier interpretaba las discontinuidades del registro fsil como extinciones totales de la fauna antigua, causadas por otros Diluvios. Los ms osados proponan la creacin por Dios de las faunas siguientes, tras cada uno de los Diluvios. Llegaron a contabilizarse seis discontinuidades, que corresponderan a los seis "das" de la creacin bblica. Estos naturalistas recibieron el calificativo de catastrofistas.


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A Werner (1749-1817) se debe la aparicin de la Estratigrafa, tratando de ordenar los diversos materiales sedimentarios que, segn las hiptesis neptunistas, se habran depositado cuando la Tierra estaba cubierta por las aguas en sucesivas ocasiones. No pudo explicar la existencia de los volcanes; cosa que si haca la hiptesis del vulcanismo (parta de la hiptesis contraria, la Tierra incandescente se enfriaba progresivamente), aunque no consiguieron explicar la existencia de los pliegues. La herencia racionalista de los griegos fue recogida por otra escuela, que argumentaba que pequeas variaciones repetidas de los mismos procesos geolgicos que suceden hoy podran explicar todos los fenmenos geolgicos. Esta filosofa se llam UNIFORMISMO [Buffon, Hutton, Playfair y Lyell (1830-1833)]. este ltimo utiliz expresamente la filosofa newtoniana (causas comprobables) como agentes efectivos de los procesos geolgicos. Los avances del siglo XIX van desterrando de la h de la Geologa los residuos mticos. Por ejemplo las extinciones "universales" de Cuvier resultaron ser slo el efecto de transgresiones sobre la cuenca de Pars, y que no afectaron a otras zonas. El Uniformismo de Lyell comprenda varios conceptos, no todos compartidos por los gelogos modernos (sobre todo la suposicin sobre el funcionamiento de la Tierra): 1. Uniformidad de las leyes fsicas (las leyes de la Naturaleza no varan). 2. Uniformidad de los procesos (Actualismo). Siempre que sea posible, debemos interpretar los procesos antiguos como resultado de causas que an operan en la Tierra. 3. La uniformidad del ritmo (Gradualismo). Las causas de los procesos geolgicos siempre han actuado con el mismo grado de energa que vemos hoy. 4. La uniformidad de las condiciones. La Tierra cambia constantemente, pero mantiene el mismo aspecto. Actualmente las catstrofes (ej. las roturas de presas) son tan aceptadas como los procesos graduales. Se habla de un mtodo actualista, que describira a la Tierra como un sistema en evolucin, en lugar del sistema esttico que propuso Lyell. Otros autores proponen hablar de neocatastrofismo como la filosofa que mejor se adapta a la geologa que hoy conocemos; desprovista de los elementos mticos primitivos y que concede a lo "gradual" un lugar indiscutible. El actualismo y el catastrofismo no metafsico se funden en el neocatastrofismo. La controversia gradualismo -catastrofismo es reflejo de la pugna ideolgica del siglo XIX entre liberalismo y marxismo. El gradualismo, segn Gould (1984) supone "la doctrina esencial del liberalismo". Para los marxistas como Kautsky "las nuevas ciencias naturales prestan a la burguesa argumentos con los que estigmatizar la revolucin". La aceptacin de la Geologa movilista ha supuesto una conmocin en la comunidad de gelogos. Gran n de los ltimos avances en Geologa pueden situarse en el marco de este debate entre actualismo y catastrofismo. Entre otros podemos referirnos a los siguientes: a) En Paleontologa ha surgido una alternativa al punto de vista tradicional sobre la aparicin de las

especies (puntualismo). Propone la aparicin brusca de las especies, y durante toda su vida su morfologa permanece bsicamente constante (el registro fsil parece hablar de una evolucin no gradual, sino discontinua). El caso extremo de la discontinuidad paleontolgica sera la desaparicin masiva, mediante catstrofes, de numerosas especies.

b) En Estratigrafa, uno de los conceptos centrales, como el de cuenca de sedimentacin, se ha revisado

en el marco de las ideas movilistas y a travs de nuevos datos geofsicos. Los mrgenes continentales pasivos guardan las huellas de una fragmentacin continental, con enormes y bruscas variaciones de espesor a favor de fracturas. Los ltimos sondeos ocenicos revelen que las series estratigrficas de la plataforma continental, parecen interrumpidos por superficies erosivas, que sugieren cambios continuos en el nivel del mar. Todo esto sugiere que, la sedimentacin, es un proceso ms episdico que continuo. En los bordes destructivos de placas (subduccin), los sedimentos depositados sobre la corteza ocenica se pueden introducir bajo la serie estratigrfica continental, desafiando el principio de la superposicin

c) La h de la Tierra se contempla hoy como una sucesin de episodios de formacin y destruccin de

supercontinentes; pero, adems, en estos procesos se incluyen otros de menor escala, como son la interpretacin de grandes zonas de la litosfera continental y la colisin contra los continentes de


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pequeas unidades litosfricas (litosferoclastos) que se yuxtaponen a aquellos. As la continuidad horizontal queda tan limitada en Paleogeografa como lo est la vertical en Estratigrafa: los continentes se ven hoy como "collages" de fragmentos de procedencia muchas veces extica.

En sntesis podemos concluir que los avances descritos indican un abandono del "gradualismo" que, como consecuencia de una estricta interpretacin del "actualismo", haba dominado hasta hace poco. Hay, por tanto, una aproximacin a las ideas "neocatastrofistas". Empieza a no ser cierto uno de los conceptos ms clsicos del actualismo formulados por James Hutton: "el resultado de nuestra presente investigacin es que no encontramos huellas de un principio ni perspectivas de un final". Ahora tenemos datos cuantificables de "antes del principio" de la Tierra, la Astronoma nos sugiere distintos finales para nuestro planeta. El reduccionismo sirvi para comprender los procesos geolgicos en los trminos de las ciencias experimentales; y esta comprensin profunda ha permitido una reconstruccin cada vez ms detallada de la h de la Tierra. En nuevos enfoques llevados a cabo por la Geologa Ambiental (2 Bachillerato, Ciencias de la Tierra y del medio ambiente) se inserta sin violencia el neocatastrofismo, la forma ms historicista de abordar el estudio de las ciencias de la Tierra.


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