ley de la superposicion

Aunque los esfuerzos para encontrar un sistema de datación absoluta fallaban sistemáticamente, resultó más fácil desarrollar una escala de tiempo relativa. Tal sistema sólo pretende establecer el orden en que las rocas se emplazaron, no unidades de tiempo fijas. La secuencia completa de las rocas depo­sitadas desde el principio se llama columna geológica. Una vez establecida por William Smith (1769-1839) a fines del siglo XVII la ley de superposición (según la cual, en los estratos no perturbados tras su deposición, las rocas más antiguas se encuentran bajo las más modernas), el montaje de la columna geológica consistía sólo en identificar y correlacionar rocas y hacerlas encajar, en su orden apropiado, en la secuencia estratigráfica. La columna completa se subdividió en unidades, basadas en acontecimientos que se consideraron interrupciones naturales entre una era geológica y la siguiente. Por eso, las divisio­nes mayores representan intervalos de tiempo de duración muy variable.

La correlación de estratos se facilitó observando los fósiles que contenían. Los organismos de una época poseen características diferenciadas que permiten identificar rocas dispersas en las que se encuentran [3]. Los estratos con conjuntos fósiles similares se de­positaron durante el mismo período.

3. Los fósiles Indicadores permiten determinar la edad de las rocas. Se conocen los rangos de edad de las distintas familias de trilobites. Si en una roca hay trilobites proétidos y agnóstidos, es del Ordoviciense:
1. Redlichiida
2. Asphidea
3. llanidae
4. Proetidae
5. Trinucleidae
6. Agnostida
7. Odontopleurida

origen

A mediados del siglo XVII, el arzobispo irlandés James Ussher (1581-1656) llegó a la conclusión de que la Tierra había sido creada a las 9 de la mañana del 23 de octubre del año —4004; concibió esto tras un estudio minucioso de textos religiosos. Hasta bien entrado el siglo XIX no se intentó establecer técnicas absolutas o relativas de datación geológica mínimamente válidas. En 1897, el físico británico William Thompson Kelvin (1824- 1907) trató de deducir la edad de la Tierra basándose en la diferencia de temperatura entre el planeta fundido recién formado y su estado actual, suponiendo que la tasa de pérdida de calor era constante. Su estimación de 20 ó 40 millones de años fue más de cien veces más baja que lo que hoy suele establecerse. Entonces se desconocía la radiactividad, por lo que Kelvin no podía tener en cuenta la gran cantidad de calor originado por la desintegración de elementos radiactivos dentro de la Tierra.

El colosal lapso de tiempo en el transcurso del cual se desarrollan los procesos geológicos se pone de relieve si se comprimen los 4.600 millones de años de la historia terrestre en las 12 horas de una esfera de reloj. De las primeras 2 horas y 52 minutos no se sabe gran cosa. Las primeras rocas corresponden a la hora 02,52, pero el planeta sigue siendo un desierto sin vida hasta las 04,20 horas, cuando ya aparecen organismos como bacterias y algas. Una eternidad transcurre hasta que, después de las 10,30, se produce la gran explosión de vida invertebrada en los océanos. Los dinosaurios vagan por la Tierra a las 11,25 y 25 minutos más tarde son reemplazados por aves y mamíferos. Los homínidos llegan medio minuto antes de las 12. La última centésima de minuto cubre la historia de la civilización.

El uranio, y su primo hermano el torio, no son los únicos elementos adecuados para la datación absoluta. El potasio-40, con una vida media de 1.300 millones de años, está presente en la corteza terrestre en cantidades medibles. Se degrada a argón-40, gas inerte que se encuentra libre en la atmósfera. La comparación de la proporción de estos dos elementos en la corteza y en el aire da una cifra de unos 4.600 millones de años como edad de la Tierra. Las rocas más antiguas de los grandes escudos precámbricos de Norte­américa, Groenlandia, África y Australia sólo dan una edad de unos 3.500 millones de años. La discrepancia entre las dos cifras es perfectamente lógica: antes de que en la cor­teza se pudiera formar un sistema de rocas importante, debió de transcurrir un largo período de enfriamiento. A pesar de todas es­tas técnicas actuales, para muchas rocas no es posible la datación absoluta.

5 La edad de la Tierra es de 4.600 millones de años, pero sólo en los últimos 570 millones de años hubo vida animal y vegetal abundante. Los restos de fósiles de un período dado que se encuentran más extensa­mente distribuidos son fósiles indicadores y se usan para correlacionar formaciones rocosas dispersas de igual edad. La formación de montañas en la mayor parte de los casos tuvo lugar en períodos específicos de la escala del tiempo geológico.

datacion absoluta

El gran progreso hacia la confección de una escala de tiempo absoluta se realizó cuando, por fin, se descubrió que la desintegración radiactiva tiene lugar a un ritmo constante. En 1907, el químico Bertram Boltwood (1870-1927), de la universidad de Yale, descubrió que la desintegración de minerales radiactivos se podía considerar un medidor adecuado del tiempo. Boltwood descubrió la relación regular que existe entre los productos de degradación y sus elementos generadores, y que ejemplares progresivamente más antiguos poseen cantidades crecientes de productos finales estables [8].

El concepto más útil en cronología radiológica es la noción de vida media, tiempo necesario para que la mitad de una cantidad dada de material se descomponga, o se desintegre, en producto radiogénico. La vida media del uranio-238, por ejemplo, es de 4.510 millones de años. Tras este lapso de tiempo, sólo queda la mitad de la cantidad de uranio original: el resto se ha transformado en una serie de isótopos radiactivos, que en su momento se desintegran y se convierten en el isótopo del plomo Pb-206. El torio-232 tiene una vida media aún más larga, de unos 14.100 millones de años; la del carbono-14 es de sólo 5.570 años.

La edad de una muestra de roca se deduce comparando la proporción de elementos de desintegración con el remanente de material madre. Entonces se usa la vida media conocida del elemento en cuestión para calcular la edad de la muestra. Esta técnica sólo ha llegado a ser utilizable desde la década de 1950, cuando se desarrollaron los espectrómetros de masas, instrumentos que pueden analizar y medir elementos en cantidades de sólo esca­sas millonésimas de gramo.

Él proceso de desintegración es sumamente complejo. La desintegración de átomos inestables es espontánea y nunca se ha pro­bado que esté afectada por condiciones ambientales físicas o químicas. Éste es uno de los pocos procesos de la Tierra de los que se puede suponer que han mantenido un ritmo constante en el transcurso del tiempo, convir­tiéndose así en un estándar ideal para hacer mediciones de edad absoluta.
La datación absoluta establece la edad de un ejemplar desde el momento en que cristalizó como mineral, y no del elemento como tal. Una vez cristalizado el mineral, queda fijada su composición química. Sus productos de degradación son consecuencia de la desintegración del elemento madre radiactivo.

8 La desintegración de minerales radiactivos se usa como indicio de la edad de las rocas. En cuanto un isótopo radiactivo tal como el potasio 40 se forma en una roca, empieza a desintegrarse en elementos más estables, como calcio 40 y argón 40. Esta desintegración se produce a un ritmo fijo: el calcio 40 reduce a la mitad sus átomos originales en 1.300 millones de años. Es lo que se llama vida media del elemento, y tras cada 1.300 millones de años sucesivos se habrán desintegrado la mitad de los átomos restantes. La medida de la proporción de K40, Ca40 y A40 en una roca indicará, pues, su edad. Otros isótopos usados son: el uranio 238, con una vida media de 4.500 millones de años; el uranio 235, con 710 m. a., y el torio 232, con 14.000 millones.

Las rocas metamórficas suelen ser mucho más duras que las sedimentarias. Algunas se forman al quedar enterradas a gran profundi­dad; otras, por el calor de intrusiones ígneas. Sus granos son cristales encajados unos con otros; algunas, como los esquistos, pizarras y gneis, se rompen fácilmente por determinados planos. Otras, como la cuarcita y el mármol, son rocas compactas que se rompen en cualquier dirección.

Cuando una masa fundida de magma se introduce entre rocas sedimentarías, éstas se alteran. Este tipo de metamorfismo se llama térmico o de contacto. Las intrusiones menores, del tipo diques o filones capa, alteran sólo una delgada capa de la roca en­cajante y la endurecen; las grandes intrusio­nes alteran la roca en un radio de varios kiló­metros. Una intrusión grande puede elevar el calor de la roca hasta 700ºG y el enfria­miento puede tardar más de un millón de años, lo que da tiempo para que se formen nuevos minerales.

Las rocas adyacentes a una intrusión íg­nea se dividen en zonas, según su grado de alteración. Las arcillas compactadas pueden haberse transformado en pizarras en la parte externa; cerca de la intrusión habrá nuevos minerales, como la andalucita, y más cerca se formará una roca dura: corneana.

Los tres grupos de rocas son las Ígneas, las sedimentarlas y las metamórficas. Se pueden observar juntas cuando una intrusión de roca ígnea atraviesa rocas sedimentarias. Su calor provoca en la roca sedimentaria una metamorfización térmica. Las rocas sedimentarias enterradas a gran profundidad sufren metamorfismo regional.

Las rocas ígneas se dividen en extrusivas e intrusivas. Las extrusivas han salido por volcanes y se han enfriado como lava en la superficie terrestre. Las intrusivas han soli­dificado bajo la superficie. El grano de una roca depende de la velocidad de enfriamiento. Las rocas de grano grueso resultan de un en­friamiento lento que ha dado tiempo a los cristales para crecer hasta más de 2 mm de longitud; las rocas se enfrían lentamente cuando se encuentran a gran profundidad, y el tamaño grueso es característico de las ro­cas intrusivas. Las de grano fino se han en­friado rápidamente en la superficie o cerca de ella; la mayoría de las rocas extrusivas son de grano fino, aunque algunas se enfrían tan rápidamente que los cristales no tienen tiem­po para desarrollarse y en consecuencia se forma obsidiana.

Las rocas ígneas se clasifican según la can­tidad de sílice que contienen y según el ta­maño de los granos. La composición quími­ca y, en especial, el contenido de sílice dependen del origen del magma del cual se formó la roca. El magma puede haberse for­mado por fusión parcial de las rocas situadas bajo la corteza o por fusión de la propia cor­teza como parte del ciclo de las rocas. El magma de la corteza contiene más sílice que el de material más profundo y produce rocas más claras; el magma de material profundo da rocas oscuras.

La fusión parcial de las rocas bajo la cor­teza produce basaltos (lavas extrusivas de grano fino), dolerita (roca intrusiva de grano medio) y gabro (roca intrusiva de grano grueso). Los basaltos forman el fondo del océano y ocupan grandes zonas en Islandia y en algunos continentes. Las doleritas forman extensos diques o filones capa que atra­viesan o se sitúan paralelos a las capas de rocas sedimentarias. El gabro se presenta en forma de intrusiones masivas que fueron la fuente de doleritas y basaltos.

La fusión de las rocas que inicialmente eran sedimentos produce granitos y andesitas. Los granitos se presentan en for­ma de enormes intrusiones llamadas batolitos.

Hay muchas formas de yacimiento de rocas ígneas. Una chimenea [1] es un canal circular vertical de alimentación de un volcán. La bolsada [2] es una gran masa de roca que solidificó a gran profundidad. Un batolito [3] es un gran cuerpo de granito del que no se detecta el fondo. Un lacolito [4,7] es una masa en forma de domo que ha arqueado la roca suprayacente. Un dique [5] es una masa de roca aplanada vertical; y un sill o filón capa [6] es una masa de roca aplanada horizontal. Un lopolito [8] es una masa de roca en forma de plato.

Las rocas ígneas contienen un número variable de minerales en los que la cantidad de sílice (Si02) deter­mina la acidez de las rocas y, por tanto, su clasificación. Esta proporción de sílice determina el tipo y proporción de los mine­rales presentes. Las láminas delgadas de rocas, examinadas con luz polarizada, muestran los minerales individuales con colores propios, que ayudan a identificarlos y a clasificar la roca.

Interpretando mapas geológicos, y examinando rocas para encontrar claves del ambiente en el que se depositaron, es posible reunir varias claves del pasado terrestre. Esta información se puede representar en mapas paleogeográficos, que nos muestran los rasgos superficiales terrestres tal como eran en una determinada era del pasado [4].

También se pueden confeccionar mapas que representen la distribución, en el pasado, de las zonas climáticas. Los fósiles de organismos que vivieron sólo en ambientes muy específicos son un medio importante para identificar paleoclimas, aunque se pueden en­contrar indicadores climáticos más directos: las estrías del hielo en superficies de erosión y las marcas de lluvia de las areniscas, que dan su propia versión de la historia geológica de la Tierra.

4 Un mapa paleogeográfico representa los accidentes y rasgos geográficos que existían en un período geológico determinado. El anterior mapa de facies de la formación [3] del mapa 2, formación depositada durante el Carbonífero, se puede convertir en este mapa. Las pizarras arcillosas y areniscas que están en el SE indican la anterior existencia de una tierra en aquella dirección y de un río que fluía por ella y construía un delta [4] en un mar somero [3]. Mar adentro, en aguas de una profundidad no superior a 45 m y temperatura mayor de 20° C, algas y corales construían arrecifes de barrera e islas bajas [2]. En el mar abierto [1], fuera del arrecife, se acumulaban restos de animales y plantas calcáreas en depósitos de fango calcáreo que, con el tiempo, se convirtieron en calizas.

Hay muchas técnicas para correlacionar formaciones rocosas, pero la mejor y más obvia es seguir un afloramiento a lo largo de una cierta distancia. Sin embargo, en la mayoría de los casos, las rocas sólo están expuestas esporádicamente y el geólogo debe buscar semejanzas litológicas en los afloramientos. Las rocas de una misma formación suelen tener color, composición mineral y textura similares; pero, como muchos estratos sufren cambios laterales de facies con la distancia, también se usan otros métodos de identificación. Algunas características de la deposición ayudan a identificar qué afloramientos separados pertenecen a la misma fonación. Entre ellas están: las ripple marks, ondulaciones formadas en la arena a poca profundidad y que se preservan petrificadas; la estratificación cruzada, arena depositada en los taludes subacuáticos de un delta; y la estratificación gradada, serie de estratos en los que los inferiores contienen el material grueso y los superiores el fino.

Una técnica de correlación muy útil es la de buscar semejanzas en las series. Una capa interpuesta entre otras de fácil identificación puede servir para la correlación de afloramientos separados. También son excelentes herramientas de correlación los fósiles; éstos pueden ser característicos de un ambiente específico y de períodos concretos de la historia, y sirven no sólo para identificar la formación en la que se encuentran, sino además para determinar su edad.

La estructura de una región es importante para determinar la historia de las rocas desde su formación. No todos los estratos son horizontales. Muchos han sido basculados, plega­dos y fallados y han adquirido posiciones muy variadas. En el campo, el geólogo puede apreciar que los planos de estratificación de las capas de un afloramiento se inclinan diagonalmente hacia el suelo. El ángulo agudo formado por el plano del estrato y la superficie horizontal de la Tierra se llama inclinación. El ángulo de inclinación se mide con un cimómetro y se da en grados. La dirección de capa es la dirección en la que está orientado el plano de estratificación, y se da como dirección de la brújula. La inclinación y la dirección juntas determinan la orientación de una formación, que es una de las indicaciones más útiles para conocer la estructura subsuperficial de una región.

6 El geólogo que se dispone a hacer un trabajo de campo debe llevar consigo todas las herramientas y los aparatos de medición que sean necesarios para sus observaciones. Los más típicos son brújulas y clinómetros para medir direcciones e inclinaciones de los estratos, fallas y otros rasgos. Para examinar detalles de las rocas se usa una lupa, y es útil disponer de una cámara fotográfica para poder registrar la disposición y la estructura de los afloramientos rocosos. Un martillo es esencial para romper las rocas y para examinar su composición mineral, así como para hacer pedazos de las muestras recogidas para llevar. Lo más importante es llevar libro de notas y lápiz para anotar todas las observaciones, esquemas y referencias de los mapas hechos.

La estructura de las formaciones rocosas no siempre es evidente a primera vista, en especial cuando está oculta bajo el suelo o cubierta de vegetación. Uno de los mejores métodos para determinar la relación entre rocas y procesos terrestres que han actuado es la cartografía. Los mapas geológicos son, pues, la clave para comprender la historia geológica de una región.

Bases del mapa geológico

Un mapa geológico [2] muestra los límites o contactos entre varias unidades rocosas, como se verían si se eliminase la cubierta de suelo y vegetación. Muestra también el tamaño y extensión de cada formación.

Las formaciones son las unidades básicas de los mapas geológicos. Se pueden reconocer por su contraste evidente con las capas circundantes y por el hecho de que pueden seguirse fácilmente en el campo. El criterio básico para delimitar una formación es que sea una capa de roca de importancia suficiente y de identidad suficientemente diferenciada como para que los geólogos estén de acuerdo en sus características; debe constituir una unidad que se pueda cartografiar.

Cuando las formaciones han quedado parcialmente destruidas por la erosión o están ocultas bajo suelo o roca que las cubre, su forma se debe ir componiendo a partir de afloramientos aislados y a menudo dispersos. Un afloramiento único suele ser insuficiente para revelar las complejas interrelaciones de las diferentes formaciones de una región. Un geólogo debe hacer exámenes detallados de muchos afloramientos antes de poder di­bujar un mapa que reúna sus hallazgos dispersos en un cuadro coherente. Este tipo de mapa revela la disposición de las rocas y es la base para comprender la estructura y la historia de una región.

El geólogo trazará también cortes del mapa, mostrando la sucesión vertical de las rocas. Las paredes de cañones y los acantilados son cortes naturales de este tipo. Pero, como éstos son escasos, el geólogo debe confeccionar su propio corte interpretativo. Los cortes se hacen teniendo en cuenta las curvas de nivel, la disposición de los afloramientos superficiales y los datos de sondeos. Son esenciales para determinar la importancia comercial de las menas minerales y para preparar la perforación de túneles y minas.
Conociendo los principios fundamentales que se aplican a la formación de las rocas, un geólogo puede ir al campo para descifrar las estructuras de una región.

2 Los mapas geológicos se confeccionan a partir de los mapas de campo. Muestran la disposición superficial de las rocas que se vería [B] si se hubieran eliminado las coberteras vegetal y de suelo. En el corte [A] se representa la misma zona. Una intrusión granítica [1] está en contacto con una arenisca basal [2]. Los fósiles del estrato [3] indican que la formación es del Carbonífero; ésta pasa lateralmente de caliza a pizarra arcillosa y luego a arenisca. Gran parte de este estrato está cubierto de arenisca de desierto [4]; dolomía [5] y pizarra arcillosa moderna [6] completan la serie. Las dos fallas se indican con rectas,. Una línea acompañada de flechas convergentes es un eje sinclinal, y acompañada de flechas divergentes, un anticlinal.