Tema 10 El tiempo en geología - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Tiempo geológico y geología histórica 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 10. TIEMPO GEOLÓGICO Y GEOLOGÍA HISTÓRICA 
 
 
1. EL TIEMPO EN GEOLOGÍA. 
 
La Geología es una ciencia eminentemente histórica y uno de sus objetivos es reconstruir el pasado 
de la Tierra, la cual se originó hace unos 4.550 m.a. (en 2010 se publico el último dato en base al 
método de datación de decaimiento del hafnio 182 en wolframio 182 en rocas del manto y 
meteoritos, reduciéndose en 83 m.a. la edad de nuestro planeta). 
 
James Hutton (1726-1797), considerado el fundador de la Geología moderna, 
desarrolló una teoría de la Tierra en que sentó las bases de la Geología histórica e 
introdujo el concepto del tiempo profundo en contra de la creencia admitida en 
la época de que la historia de la Tierra comprendía tan solo algunos miles de 
años. 
 
Hutton consideraba que los mismos procesos que podemos observar en la 
actualidad debieron actuar en tiempos pasados ("el presente es la clave del 
pasado", ideas que más adelante se conocerán como actualismo). Puesto que 
sólo podemos observar el resultado de procesos ocurridos en épocas muy 
lejanas, este principio nos permite identificar el proceso responsable. Por otra 
parte, observó la lentitud de procesos como la sedimentación y defendió la idea 
de una prolongada historia, lo que hemos llamado el tiempo profundo, necesario 
para que se den esos procesos de enorme lentitud. 
 
Desde la formación de la Tierra quedaron registrados en las rocas muchos de los acontecimientos del 
pasado. Uno de los objetivos de la Geología es “interpretar” estos registros. ¿Cómo datamos los 
acontecimientos, las rocas o los fósiles? ¿Qué acontecimiento ocurrió primero y cuanto duró? La 
geocronología y la geocronometría tratarán de proporcionar respuestas a estas y otras cuestiones. 
 
Tradicionalmente, los métodos de datación se han dividido en dos grupos: 
 
– Métodos absolutos. Miden el tiempo transcurrido entre la formación una roca y la actualidad; 
es decir, estiman la edad de la roca. 
– Métodos relativos. Permiten establecer el orden en que se han formado distintas rocas. 
 
Los métodos de datación, en la actualidad, se pueden clasificar según el tipo de proceso en que se 
fundamentan en: estratigráficos, estructurales, biológicos y físicos. 
 
 
1.1. Métodos de datación estratigráficos. 
 
La mayoría de los métodos estratigráficos son métodos de datación relativa es decir, sirven para 
ordenar cronológicamente estratos de roca sedimentaria. No permiten, pues, saber cuándo se formó 
cada estrato, sino simplemente cuál se formó antes y cuál después. 
 
El médico danés Niels Steensen (1638-1686), o Steno, fue el primero en formular un criterio que 
permite establecer el orden temporal de formación de dos objetos en contacto. Conocido como 
criterio del moldeado, señala que si un objeto sólido está contenido en el interior de otro sólido, se 
puede determinar cuál solidificó primero atendiendo a la impresión que cada uno deja sobre el otro. 
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Así, una concha fósil imprime su forma en la roca que la rodea, luego la primera era ya sólida antes 
que la segunda. Con la ayuda de este criterio, Steno pudo fijar los principios de la estratigrafía, que 
se emplean también como métodos de datación relativa, y que son clave para averiguar el orden en 
que han ido sucediéndose los acontecimientos geológicos en una región. 
 
Un estrato es un cuerpo generalmente de forma tabular, homogéneo en cuanto a su composición, y 
separado de los estratos adyacentes por dos planos de estratificación, correspondientes a su techo y 
a su muro. Se llama potencia al espesor de un estrato. 
 
 
 Principio de la horizontalidad original. Puesto que un 
estrato se forma al depositarse sedimentos, que se 
reparten homogéneamente sobre la superficie de la roca 
subyacente, su superficie superior o techo ha de ser 
paralela al horizonte; lo contrario indicaría que, después 
de su formación, ha experimentado procesos que han 
alterado su disposición primitiva. 
 
 
 Principio de la superposición de los estratos. Steno 
observó que en una secuencia vertical de estratos, la base 
(o muro) de cada uno de ellos adopta la forma de las 
irregularidades y pliegues del techo de la capa 
subyacente… así que, por el criterio del moldeado, los 
estratos inferiores de la serie deben ser los más antiguos, y 
los superiores los más modernos. 
 
Este principio dejará de ser válido cuando por acción 
tectónica (plegamientos, fallas, etcétera) los estratos se 
presentan invertidos. Ahora bien, si esta inversión hubiera tenido lugar, la posición inicial de los 
estratos podrá deducirse por las estructuras sedimentarias que presenta, las cuales permiten 
establecer un criterio de polaridad. 
 
Las terrazas fluviales encajadas constituyen otra excepción 
al principio de superposición ya que el río, al erosionar su 
cauce, no llega a eliminar completamente los depósitos de 
aluviones anteriores que quedan yuxtapuestas y 
superpuestas formando las terrazas. 
 
 
 Principio de la continuidad lateral. Afirma Steno que, “en 
el momento en que se formaba un estrato cualquiera, o 
bien estaba circunscrito en sus lados por otro cuerpo sólido 
o bien cubría toda la Tierra", y señala la necesidad de 
buscar la continuación de los estratos allá donde procesos 
como la erosión los han convertido en discontinuos. 
 
 
 
 
 
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1.2. Métodos de datación estructurales. 
 
Los métodos estructurales son aquellos que facilitan la datación de una roca o un paisaje con 
referencia a algún acontecimiento. En general, se trata de métodos de datación relativa, ya que solo 
permiten establecer el orden en que se sucedieron los procesos que originaron determinadas 
estructuras. 
 
Uno de los métodos de datación relativa más importantes se resume en el Principio de las relaciones 
de corte, formulado inicialmente por el geólogo escocés James Hutton (1726-1797) y pormenorizado 
por su compatriota Charles Lyell (1797- 1875), aunque se hallaba implícito en el criterio del 
moldeado de Steno. 
 
Dicho principio postula que si una veta mineral (o una falla 
como la de la fotografía) atraviesa o "corta" un estrato ha de 
haberse formado después que éste. Podemos generalizar 
esta conclusión y afirmar que todo proceso geológico 
(plegamientos, fallas, intrusiones de rocas, encajamiento de 
valles fluviales o glaciares…) es posterior a los estratos a los 
que afecta, y anterior a los que no han sido afectados por él. 
 
Este principio es de particular interés para determinar las edades relativas de las estructuras 
geológicas que aparecen en un corte geológico. Su aplicación exige identificar previamente 
estructuras como las siguientes: 
 
 Estructuras tectónicas debidas a fuerzas horizontales compresivas. Son, ordenadas de mayor a 
menor ductilidad en su génesis: pliegues, pliegues-falla, cabalgamientos, fallas inversas y 
diaclasas de compresión. 
 Estructuras tectónicas debidas a fuerzas horizontales distensivas. Incluyen fallas normales, fallas 
transformantes y diaclasas de distensión. 
 Estructuras tectónicas debidas a fuerzas verticales ascensionales o relñacionadas con la presión 
de confinamiento, tales como diapiros o domos que ascienden gracias a su elevada plasticidad y 
baja densidad, y diaclasas de descompresión paralelelas a la sujperficie. 
 
No siempre se cumple el principio de las relaciones de corte. Un 
ejemplo lo tenemos en los sedimentos que rellenan las cavidades. En 
estecaso pueden aparecer capas más antiguas rodeando materiales 
más modernos, como ocurre en la sima de los huesos en Atapuerca. 
 
 
 Correlación y sincronismo 
 
La correlación estratigrafica es el procedimiento mediante el cual se establece la correspondencia 
temporal entre estratos geográficamente separados. Los estratos que se correlacionan son 
sincrónicos cuando se formaron al mismo tiempo y contemporáneos si han surgido en el mismo 
periodo cronológico en diferentes lugares de una cuenca sedimentaria, aunque no tenfan la misma 
litología ni se hayan originado en el mismo ambiente de sedimentación. 
 
La correlación litológica es la más simple y consiste en la atribución de contemporaneidad a dos 
estratos de la misma litología pero en diferentes posiciones dentro de una cuenca sedimentaria. 
 
En estratigrafía, el termino correlación tiene dos acepciones: 
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 Correlación espacial, cuando dos o más estratos que se encuentran en distintos lugares y 
separados unos de otros pertenecen al mismo tipo litológico, sin que sean exactamente de la 
misma edad. 
 Correlación temporal, cuiando dos o más estratros que se encuentran en distintos lugares y 
separados unos de otros son contemporáneos o de la misma edad. 
 
En lo estudios de correlación de estratos se utilizan las unidades litoestratigráficas. Una unidad 
litoestratigráfica es un cuerpo rocoso definido y reconocido en base a sus características litológicas o 
a la combinación de sus propiedades litológicas y sus relaciones estratigráficas. 
 
La unidad litoestratigráfica puede estar formada por rocas sedimentarias, ígneas o metamórficas y se 
reconoce por sus rasgos físicos observables, pero no por su edad inferida, ni por el lapso de tiempo 
que representan, ni tampoco por su historia geológica o por cómo se 
formó. 
 
La extensión geográfica de una unidad litoestratigráfica está 
delimitada exclusivamente por la continuidad de sus rasgos 
litológicos específicos. 
 
La unidad litoestratigráfica principal es la formación o formación 
litológica que es una unidad litoestratigráfica formal que define 
cuerpos de rocas caracterizados por unas propiedades litológicas 
comunes (composición y estructura) que las diferencian de las 
adyacentes. El espesor de las formaciones puede oscilar entre menos 
de uno a varios miles de metros. Las formaciones son las únicas 
unidades litoestratigráficas formales con las que la litología de una 
sucesión de estratos debe de quedar completamente subdividida. El 
contraste de litologías entre formaciones varía con la complejidad 
geológica de una región. 
 
Otroa unidades litoestratigráficas de menor rango son: miembro, 
grupo y capa. 
 
 
 Discontinuidades estratigráficas. 
 
El Principio de superposición de los estratos nos señala que los estratos inferiores de una serie 
sedimentaria deben ser más antiguos y los superiores los más modernos; si hay una continuidad 
temporal de la sedimentación, los estratos se depositan unos sobre otro de forma paralela, lo que en 
estratigrafía se conoce como contacto normal o concordante. 
 
Sin embargo, en muchas ocasiones, hay lapsos de tiempo en los que no se produce sedimentación o 
que faltan estratos de esa época dentro de la sucesión estratigráfica, lo que se denomina 
discontinuidad estratigrafica. Por ejemplo, si se produce erosión y posteriormente se reanuda la 
sedimentación, se establecen nuevos estratos que cubren los anteriormente formados: se ha 
producido, pues, una laguna estratigráfica o hiato (realmente la laguna estratigráfica comprende el 
hiato más el vacío erosional que pueda producirse). 
 
 
 
Columna estratigráfica mostrando los 
diferentes miembros que componen la 
formación. 
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 Discordancias estratigráficas. 
 
Las discordancias son rupturas del registro geológico que se extienden a grandes cuencas 
sedimentariaas y delinitan grandes unidades cronestratigráficas separadas por procesos tectónicos o 
resosivos de gran enverfadura. Tenemos varias posibilidades: 
 
 Paraconformidad. La separación entre las dos series estratigráficas es horizontal y, por lo tanto, 
no se distingue de la separación normal entre dos estratos. 
 
 Discordancia erosiva o disconformidad. La serie antigua se encuentra erosionada en su parte 
superior y sobre ella se ha depositado la serie moderna, con lo que las dos series están separadas 
por una superficie irregular; sin embargo, los planos de estratificación por encima y por debajo 
de la superficie de discontinuidad se mantienen paralelos. 
 
 Discordancia angular. Durante la ausencia de sedimentación, la serie antigua se vio sometida a 
fuerzas tectónicas que se tradujeron en su plegamiento u otras deformaciones tectónicas, de tal 
forma que la serie antigua forma un ángulo con la serie nueva. 
 
 Inconformidad. La serie estratigráfica está depositada sobre un material no estratificado; por 
ejemplo, rocas metamórficas o magmáticas no plegadas (rocas endógenas). 
 
 
 
Paraconformidad 
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1.3. Métodos de datación biológicos. 
 
Uno de los métodos de datación más extendidos se basa en el estudio de fósiles. Al conjunto de 
todos los fósiles y su ubicación en formaciones rocosas se le conoce como el registro fósil. 
 
Hoy en día puede parecer obvio que los fósiles son restos o huellas de seres vivos conservados en 
rocas. Pero hasta hace pocos siglos era habitual considerar que todas las rocas se habían originado 
en un único acto divino. ¿Cómo podían un caracol o un pez haberse introducido en una roca que 
existía desde la creación? ¿Cómo podían haberse petrificado, transformándose en el material que 
constituye la roca que los envuelve? Para muchos naturalistas, la única posible respuesta era admitir 
que una misteriosa «fuerza plástica» moldeaba las rocas, dándolas apariencia de seres vivos. Steno, 
en cambio, observó que la forma de un fósil queda grabada en la roca que lo rodea; al aplicar el 
criterio del moldeado concluyó que habían sido enterrados en sedimentos que se endurecieron y 
formaron las rocas. 
 
En consecuencia, ni los fósiles ni las rocas que los contienen se formaron todos al mismo tiempo. Es 
más, los fósiles de una roca son indicadores del ambiente en que se formó: si se asemejan a restos 
de animales marinos, significa que la roca que los contiene se formó a partir de sedimentos 
depositados en el mar. 
 
Como se descubrían fósiles marinos en las montañas, lejos del mar, Steno dedujo que la Tierra no 
había sido siempre igual: o bien habían emergido montañas del océano, o bien el nivel del mar había 
descendido. La Tierra pues, tiene una historia que se podía reconstruir con ayuda de los fósiles. 
 
Además de ayudar a entender dónde y cómo se formó una roca, los fósiles sirven también para 
averiguar cuándo se formó esa roca, pero no fue posible obtener esta información hasta finales del 
siglo XVIII. En esa época, el ingeniero y constructor de canales inglés William Smith (1769-1839) 
observó que podía identificar cada estrato de los canales en los que trabajaba por los fósiles que 
contenía. En otras regiones halló la misma sucesión de fósiles desde los estratos más viejos a los más 
jóvenes; ello le animó a formular el Principio de sucesión faunística, aunque se puede generalizar 
sustituyendo «faunística» por «biótica». Así, dicho principio argumenta que los fósiles se suceden en 
el tiempo en un orden predecible. Por tanto, cada estrato ogrupo de ellos se puede reconocer por su 
contenido fósil, independientemente de su litología. De esta forma, examinando los fósiles de dos 
estratos, A y B, se puede comparar su antigüedad. Este principio, junto con el Principio de 
superposición de los estratos, permitió a los geólogos del siglo XIX llegar a una importante conclusión 
según la cual si dos estratos presentan el mismo contenido de fósiles tienen la misma edad, aun 
cuando se localicen en regiones muy alejadas. 
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La presencia de fósiles guía, esto es, 
fósiles geográficamente muy 
extendidos pero circunscritos a un 
corto período de tiempo, facilitó la 
correlación de rocas incluidas en 
columnas estratigráficas diferentes. 
 
 
 
1.4. Métodos de datación físicos. 
 
A medida que transcurren los años una roca va acumulando huellas de procesos físicos que pueden 
ser medidos por distintos métodos. Estas técnicas o procedimientos permiten estimar la edad real de 
las rocas y hasta la de la propia Tierra. El más importante es la datación radiométrica. 
 
 Datación radiométrica. 
 
Los núcleos de muchos átomos permanecen estables gracias a que la repul- sión electromagnética 
entre los protones cargados positivamente se equi- libra con la llamada fuerza nuclear fuerte, que 
atrae a protones y neutro- nes. Pero si el número de neutrones es excesivo o demasiado bajo 
respecto al número de protones, se produce un desequilibrio de fuerzas y el núcleo se vuelve 
inestable. El equilibrio se restablece cuando el núcleo se deshace del exceso de protones o de 
neutrones mediante la emisión de ciertas partículas que lo transforman en un núcleo diferente. Este 
proceso se denomina de- sintegración radiactiva. 
 
Las desintegraciones radiactivas son sucesos espontáneos y aleatorios, por lo que no se 
puede predecir cuándo se desintegrará un núcleo en particular. Pero la probabilidad de 
desintegración es constante, y es posible determinar el tiempo en que un conjunto de 
núcleos radiactivos quedará reducido a la mitad. Este tiempo se llama período de 
semidesintegración. 
 
Cuando cristalizan los minerales de una roca ígnea o metamórfica, en sus redes 
cristalinas pueden quedar atrapados átomos radiactivos, como por ejemplo potasio-40 
(40K). 
 
El período de semidesintegración del 40K es de 1300 millones de años, lo que significa 
que al cabo de ese tiempo solo quedará la mitad de sus átomos; la otra mitad se habrá 
convertido en argón-40 (40Ar). Transcurrido de nuevo ese tiempo quedará una cuarta 
parte de 40K y tres cuartas partes de 40Ar, y así sucesivamente. 
 
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Veamos en forma de tabla los principales métodos radiométricos: 
 
Elemento padre Elemento hijo Periodo de 
semidesintegración 
Observaciones 
Samario 147 Neodimio 143 106.000 Ma El mejor método en rocas 
metamórficas muy antiguas 
Rubidio 87 Estroncio 87 47.000 Ma Se utiliza en cualquier tipo de roca 
Uranio 238 Plomo 206 4.510 Ma El método más preciso 
Potasio 40 Argón 40 1.300 Ma El método más común 
Uranio 235 Plomo 207 713 Ma Igual que el U238/Pb206 
Berilio 10 Boro 10 1,5 Ma Muy útil en rocas sedimentarias 
Torio 230 Radio 226 75.000 años Útiles en sedimentos marinos de 
menos de un millón de años 
Protactinio 231 Actinio 227 34.300 años Ídem que el anterior 
Carbono 14 Nitrógeno 14 5.730 años Útil en materiales de origen biológico 
Argón 39 Potasio 39 269 años Para agua o hielo de menos de mil 
años 
Tritio Helio 3 12,43 años Para agua o hielo muy recientes 
 
Por tanto, si se conoce la proporción entre átomos «padre» y átomos «hijo» (relación 40K/40Ar en el 
ejemplo) se puede calcular la edad de una roca, asumiendo que no contuviese cantidad alguna de 
40Ar en el momento de formarse. En la práctica, para datar radiométricamente una roca se miden 
las cantidades presentes del elemento isótopo radiactivo «padre» (P) y del elemento derivado o 
«hijo» (H) y se calcula la edad de formación de la roca según la ecuación: 
donde t es el tiempo transcurrido y λ es la constante de desintegración, 
propia de cada isótopo radiactivo, que indica la proporción que se 
desintegra por unidad de tiempo. 
 
Cada método tiene características específicas: 
 
 El método de uranio-plomo. Generalmente se aplica sobre muestras de circón (ZrSiO4) que casi 
siempre contiene trazas de uranio, y muypocas veces se aplica a la pechblenda y la uraninita, 
porque son minera- les muy escasos. En los cálculos hay que tener en cuenta que en la muestra 
habrá también plomo de origen no radiactivo. 
 El método potasio-argón. Se usa ampliamente para datar multitud de rocas, porque el potasio es 
un elemento presente en muchos minerales. Tiene el inconveniente de que parte del argón-40 se 
puede haber perdi- do en forma de gas y, por lo tanto, conducir a errores de datación. 
 El método de rubidio-estroncio. Se utiliza especialmente en la data- ción de micas y feldespatos 
potásicos con resultados análogos a los ob- tenidos con el sistema potasio-argón. Es el método 
que resulta más útil para rocas metamórficas. 
 El método del carbono-nitrógeno. Tiene gran aplicación para cono- cer el pasado reciente de la 
Tierra porque el periodo de semidesintegra- ción del 14C es muy corto —5760 años— y no 
permite una datación de tiempos de más de unos 50 000 años. 
 
Para que la datación radiométrica resulte correcta es necesario que se cum- plan una serie de 
condiciones: 
 
 La roca analizada ha de constituir un sistema cerrado, es decir, que no hayan entrado o salido 
elementos, tanto del isótopo radiactivo como de su derivado. Los procesos de meteorización o 
el metamorfismo alteran con frecuencia el proceso de desintegración radiactiva. 
T=1/ ℷ log (H/P) +1 
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 Los productos de desintegración no han de estar presentes durante el proceso de formación 
de la roca. 
 La roca ha de ser representativa del sistema estudiado. 
 
En rocas sedimentarias la medición se realiza sobre minerales neoformados, como la illita o la 
glauconita, porque estas rocas presentan minerales de ori- gen muy diversos. 
 
A pesar de todas las limitaciones, los métodos de datación radiométrica siguen siendo de los más 
precisos para la datación absoluta. Además, se basan en un proceso independiente de los demás 
factores fisicoquímicos y, en úl- timo término, de los fenómenos geológicos. Otra ventaja es que se 
pueden utilizar a nivel mundial, ya que los elementos radiactivos están, en mayor o menor 
proporción, muy extendidos en toda la geografía. 
 
 
1.5. Otros métodos de datación. 
 
 Datación astronómica. 
 
Están basadas en oscilaciones prolongadas de la radiación solar, motivadas por variaciones periódicas 
de la inclinación del eje de rotación de la Tierra, de la excentricidad de su órbita y del equinoccio. 
Estas variaciones producen cambios climáticos que pueden medirse en los depósitos de sedimentos, 
lo que permite correlacionar acontecimientos geológicos. La datación astronómica es altamente 
precisa, pero solamente en períodos relativamente breves en una escala geológica, como máximo de 
250 Ma. 
 
 Varvocronología o análisis de sedimentos. 
 
Este método estratigráfico se basa en que el tipo de sedimento 
depositado en los lagos glaciares depende de la estación del año: 
– En primavera y verano, cuando el lago recibe más aportes 
exteriores, se depositan limos y arenas, de color claro. 
– En invierno, cuando el lago se hiela, se depositan solamente 
sedimentos arcillososque había en suspensión, incluidos residuos 
orgánicos de color oscuro. 
 
El conjunto de ambos estratos, depositados a lo largo de un año, recibe el nombre de varva (del 
sueco varv, «en capas»). Por lo tanto, el recuento del número de varvas permite elaborar una 
cronología que puede remontarse a varios miles de años. Las varvas constituyen además unos de los 
métodos más importantes y esclarecedores para estudiar los cambios climáticos del pasado, aunque 
su estudio está restringido a Norteamérica y al norte de Europa. 
 
 Dendrocronología. 
 
Es el recuento de los anillos de árboles vivos en climas estacionales. 
Cada primavera se forma un nuevo anillos gracias a la mayor 
disponibilidad de agua y al aumento de las temperaturas. En invierno 
el crecimiento se detiene. Los anillos se cuentan y se comparan con 
los de otros árboles de toda una región. En Europa se ha 
reconstruido una escala de 10.000 años a partir de robles y pinos 
albares. 
 
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 Racemización de aminoácidos. 
 
En los seres vivos los aminoácidos constituyendes de las proteínas son 
esteroisómeros tipo L. al morir comienza la racemización y se 
transorman en esteroisómeros D siguiendo una constante temporal. 
Analizando la relación D/L se ha conseguido datar restos de hasta 1,3 
M.a. 
 
 Análisis de las capas de hielo. 
 
En los casquetes polares el hielo se acumula siguiendo un patrón anual. La nieve que cae se 
transforma en hielo debido a la presión. Contando cada una de estas capas se puede conoceer su 
edad. El casquete de la Antártida se ha datado en 800.000 años a partir del recuento de sus capas 
mediante sondeos. 
 
 Paleomagnetismo. 
 
Las inversiones de polaridad del campo magnético terrestre quedan 
registradas en el bandeado magnético de las rocas del fondo oceánico. 
Las inversiones de polaridad del campo magnético terrestre son 
universales y geológicamente instantáneas, siendo la duración media de 
las inversiones de 5000 años aproximadamente. Por esta razón pueden 
servir como elementos de datación. El método es muy simple: basta con 
datar las rocas inmediatas a una inversión. Se utiliza para datar rocas 
volcánicas. 
 
 Las huellas de fisión. 
 
Una huella de fisión es una región lineal de un mineral dañada por el paso de un núcleo atómico. La 
edad de la roca se obtiene midiendo la cantidad de huellas de fisión por unidad de superficie y 
dividiéndola por la concentración de uranio en el mi- neral. A igual concentración de uranio, el 
mineral será más antiguo cuantas más huellas tenga. 
 
 Termoluminiscencia. 
 
Es semejante al anterior y se basa en la capacidad que tienen algunos minerales, como el cuarzo y los 
feldespatos, de captar partículas cargadas procedentes de su entorno, para emitir luz, 
termoluminiscencia, cuando son calentados. La cantidad de luz emitida es proporcional a la 
radiación que recibió. 
 
 Termocronología. 
 
La termocronología es el estudio de la evolución térmica de una región de un planeta. Los 
termocronologistas utilizan la datación radiométrica de las rocas y las variaciones del gradiente 
térmico de la corteza producido por múltiples causas (fallas, vulcanismo, flujo de fluidos, erosión…). 
Algunos sistemas isotópicos usados comúnmente en termocronología incluyen huellas de fisión en 
circón y apatito, datación potasio-argón… 
 
 
 
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1.6. La edad de los fósiles y de las rocas sedimentarias. 
 
Solo determinadas rocas sedimentarias pueden ser datadas radiométricamente. Son aquellas que 
incluyen minerales neoformados como la glauconita. Por esta razón, la edad de la mayoría de las 
rocas sedimentarias se debe establecer mediante una combinación de métodos estratigráficos y de 
datación radiométrica. Estos métodos también se aplican a rocas metamórficas. 
 
Mediante la combinación de métodos estratigráficos y de datación radiométrica se puede 
determinar la edad de los fósiles presentes en una determinada secuencia de rocas sedimentarias o 
en rocas afectadas por un metamorfismo de baja intensidad. Para ello se han de dar los siguientes 
pasos: 
 
● En primer lugar, es necesario localizar en algún 
lugar del mundo una secuencia de rocas 
sedimentarias que presente una masa de rocas 
ígneas (un flujo de lava, una capa de ceniza 
volcánica, una intrusión de roca ígnea subyacente, 
etcétera). 
● Se datan radiométricamente los materiales ígneos. 
● A continuación, se determina la edad relativa de los 
estratos analizados aplicando los principios de 
estratigrafía (superposición de estratos, relaciones 
de corte, etcétera). 
 
Esta secuencia de rocas se puede correlacionar con 
otras situadas en zonas geográficas muy lejanas pero 
que contengan los mismos fósiles. Las secciones se 
podrán correlacionar si presentan las mismas especies 
de fósiles e, indirecta- mente, se puede calcular la 
edad del estrato. 
 
Este método se ha aplicado a un gran número de secciones ubicadas por todo el mundo. A partir de 
los datos obtenidos se ha podido establecer la escala de tiempo geológico que veremos en el 
siguiente epígrafe. 
 
 
2. LOS CAMBIOS OCURRIDOS EN LA TIERRA. 
 
2.1. Uniformismo y catastrofismo. 
 
Una premisa implícita en todo método de datación es que los procesos naturales siempre han sido 
esencialmente los mismos. Si la tasa de desintegración radiactiva variase en el tiempo la datación 
radiométrica sería inviable, y los principios de Steno carecerían de sentido si en el pasado la 
sedimentación hubiese operado de forma diferente. 
 
Este postulado básico fue enunciado por Lyell en 1830 como parte de una filosofía a la que poco 
después se denominó uniformismo y dice que los agentes geológicos que actúan y los resultados 
a que dan lugar son ahora los mismos que en tiempos pasados. 
 
Pero bajo el término de uniformismo se recogían en la obra de Lyell cuatro significados bien 
diferentes: 
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 Uniformidad de las leyes físicas. Las leyes de la física son invariables tanto en el espacio como en 
el tiempo. 
 Uniformidad de los procesos. A menos que haya evidencias en contra, se debe asumir que lo que 
se observa en el registro geológico es el resultado de procesos (vulcanismo, erosión…) que aún 
operan en la Tierra. Este principio recibe el nombre de actualismo. 
 Uniformidad del ritmo o gradualismo. Los procesos geológicos siempre han actuado al mismo 
ritmo lento y pausado, sin cambios bruscos ni catástrofes. 
 Uniformidad de estado. La Tierra cambia continuamente, pero lo hace de forma tal que siempre 
presenta el mismo aspecto: la proporción entre tierra y mar, por ejemplo, es constante, y el 
clima fluctúa cíclicamente. 
 
Las dos primeras nociones son premisas metodológicas esenciales para el trabajo científico. El 
principio del actualismo, por ejemplo, permite a los geólogos interpretar cómo se formaron las 
estructuras geológicas en el pasado a base de estudiar cómo se forman en la actualidad. Por tanto, 
todos los científicos las suscribían sin reparo. En cambio, los dos últimos significados que Lyell dio al 
uniformismo son propuestas teóricas sobre la dinámica de la Tierra con las que muchos geólogos, en 
particular los de la escuela catastrofista, estaban en desacuerdo 
 
Es decir, fenómenos que podemos observar hoy, como puedan ser la erosión por las aguas o el 
depósito de materiales, habrán ocurrido de manera análoga hace miles y miles de años. Según esto, 
estudiando las rocas ahora, el geólogo podráconocer su mecanismo de formación en el pasado. Por 
ejemplo, si una roca contiene restos de conchas marinas, el depósito habrá tenido lugar en el mar; el 
que contenga yeso o sales sólidas será indicio de que se trataba de un ambiente de intensa 
evaporación. 
 
Este principio presupone que las condiciones ambientales no han variado a lo largo del tiempo y Lyell 
defendía que no se podía ser uniformista en el sentido metodológico —o sea, un auténtico 
científico— sin serlo también en el teórico, y por ello atacó con vehemencia a los catastrofistas que, 
como Cuvier (1769-1832), proponían que la historia de la Tierra estaba jalonada por violentos 
paroxismos —inundaciones a gran escala, hundimiento de continentes, erupciones volcánicas 
masivas— en los que la fauna y la flora eran aniquiladas y sustituidas por otras inmigradas desde 
regiones menos afectadas o creadas de nuevo. Razón por la cual, Cuvier y sus partidarios fueron 
conocidos como catastrofistas. 
 
En la actualidad, no obstante, se aceptan tanto los procesos graduales como las catástrofes 
ocasionales, como, por ejemplo, el impacto de asteroides, y aunque el uniformismo es inexacto, su 
aplicación ha permitido estudios importantes, especialmente para determinar ambientes 
paleogeográficos. 
 
La aceptación de esta teoría no excluye la posibilidad de que procesos que operaron en el pasado no 
sean hoy en día observables con las técnicas actuales; ni implica que todos los procesos que se 
desarrollan ahora lo han hecho de forma exactamente similar en el pasado. Se acepta, más o menos 
generalmente, que el grado de correlación entre los procesos antiguos y modernos decrecen según 
el tiempo; por ejemplo, en eras anteriores a la aparición de la vegetación terrestre, la meteorización 
y la erosión han tenido que ser diferentes en carácter e intensidad a las de la actualidad. 
 
 
2.2. La reconstrucción de paleoclimas. 
 
Puesto que cada clima particular deja su propia «huella» —por ejemplo, al favorecer determinadas 
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formas de vida o contribuir al modelado del relieve—, el principio del actualismo permite aplicar los 
conocimientos sobre la dinámica climática actual para reconocer formas generadas bajo climas 
reinantes en el pasado, o paleoclimas. 
 
Una «huella» paleoclimática preservada en el registro geológico es un indicador paleoclimático o 
proxy. Existen proxies de naturaleza diversa: geoquímica, biológica, sedimentológica… 
 
 Indicadores geoquímicos. Destaca la relación entre los isótopos del oxígeno 
18O y 16O en las conchas de organismos fósiles. Esta relación, simbolizada por 
δ18O, es un auténtico termómetro del pasado: a mayor δ18O, menor 
temperatura tenía la Tierra en la época en que vivían dichos organismos. A 
semejante conclusión se ha llegado mediante la siguiente cadena de 
razonamientos: 
 
– Las moléculas de agua que tienen el isótopo 18O, más pesado, se evaporan 
peor, y el agua del mar pierde más 16O que 18O. 
– Normalmente el agua evaporada retorna al mar tras precipitar, arrastrando 
consigo el 16O; pero si bajan las temperaturas y dicha agua queda retenida 
en el hielo de los glaciares, el 16O no llegará al agua de mar, y aumentará su 
relación δ18O. 
– El carbonato cálcico (CaCO3) que forma las conchas contiene átomos de 
oxígeno extraídos del agua, por lo que su relación δ18O reflejará la que tenía 
el agua en ese momento. 
 
 Indicadores biológicos. Por ejemplo, la anchura de los anillos de los árboles 
aumenta con la temperatura media. 
 
Lo mismo ocurre con los anillos de los esqueletos de los corales, cuyo uso 
constituye una importante herramienta de reconstrucción ambiental. Su fundamento se basa en 
que las características químicas del esqueleto (geoquímica coralina) varían de acuerdo a las 
condiciones físicas y químicas del agua oceánica en el momento en que el esqueleto se conforma. 
Por ejemplo, existen algunos elementos químicos (como el estroncio, el magnesio y el uranio) 
cuya concentración en el agua de mar varía muy poco, pero su incorporación en el coral depende 
de la temperatura del océano al momento preciso de la formación del esqueleto de carbonato de 
calcio. Es decir, los cambios en la proporción de estos elementos con respecto al calcio del coral 
funcionan como un termómetro, o paleotermómetro, que registra de manera continua la 
temperatura del mar a lo largo del tiempo. 
 
Otro ejemplo lo encontramos en las variaciones de calcio y aragonito en las conchas de los 
moluscos. En mares cálidos, estas conchas tienen mayor proporción de aragonito que en los 
mares fríos; el aumento de salinidad, en cambio, produce el efecto contrario. En consecuencia, la 
proporción aragonito-calcita en las conchas de los moluscos es directamente proporcional a la 
temperatura e inversamente proporcional a la salinidad, lo cual constituye un importante 
indicador paleoclimático. 
 
Sin embargo, como en el agua de mar la salinidad aumenta con la temperatura, ambos efectos se 
contrarrestan en cierto grado, y es conveniente contrastar los resultados obtenidos por este 
método con la temperatura calculada mediante la razón isotópica del oxígeno. 
 
Los granos de polen hallados en los sedimentos permiten identificar a la comunidad vegetal que 
habitaba la región en la época en que se depositaron los sedimentos y, por tanto, el clima 
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reinante; además, la abundancia de polen en un año depende de la intensidad de las lluvias en los 
meses previos, por lo que la densidad de polen informa sobre oscilaciones climáticas a corto 
plazo. 
 
 Indicadores sedimentológicos. Algunos tipos de rocas y de sedimentos son característicos de 
determinados ambientes morfoclimáticos, así por ejemplo, las tillitas son rocas sedimentarias 
formadas por acumulación de las morrenas glaciares, por lo que su presencia en un determinado 
lugar indica temperaturas medias anuales por debajo de 0 ºC. 
 
En el caso de climas secos o áridos, se encuentran minerales de hi rro con grandes cristales y 
rocas como las evaporitas formadas por minerales tales como halita (NaCl), calcita (CaCO3) y yeso 
(CaSO4). En climas húmedos es frecuente la presencia de arcillas. 
 
 
2.3. Un calendario para la Tierra. 
 
El uso de técnicas de datación ha permitido a los geólogos organizar en un calendario —la escala de 
tiempo geológico o escala geocronológica— los acontecimientos que se han sucedido en la historia 
de la Tierra. Dado que tales acontecimientos han quedado registrados fundamentalmente en 
estratos de roca, el calendario se llama también escala cronoestratigráfica. 
 
La escala cronoestratigráfica es una secuencia vertical que representa todas las unidades, a nivel 
mundial, de roca conocidas y sus fósiles. Estas unidades se colocaron en orden secuencial (de más 
antigua a menos), utilizando criterios basados en la datación relativa y en la correlación de estratos. 
Las edades absolutas de las rocas se han determinado principalmente a través de la datación 
radiométrica. Por lo tanto, esta escala proporciona una «vara de medir» calibrada para la 
determinación de las edades de las rocas de todo el mundo a través de un examen de sus estratos, y 
especialmente aquellos que contienen fósiles. 
 
Al igual que el calendario humano se divide en meses, semanas y días, los geólogos han dividido el 
calendario de la Tierra en varias unidades cronoestratigráficas, definidas con arreglo a criterios 
diferentes. Una unidad cronoestratigráfica es un conjunto de cuerpos rocosos delimitado por 
cambios en el contenido fósil, en el tipo de sedimento depositado o en la disposición de los estratos. 
Las unidades cronoestratigráficasde mayor amplitud se llaman eonotemas. A su vez, los eonotemas 
se dividen en eratemas y estos en unidades de rango progresivamente menor, como sistemas, series 
y pisos 
 
Las unidades cronoestratigráficas anteriores tienen sus equivalentes temporales en la escala 
geocronológica. Así, los eonotemas se corresponden con eones, los eratemas con eras, los sistemas 
con periodos, las series con épocas y los pisos con edades. 
 
 
 
 
 
 
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Escala estratigráfica universal, según la 
última revisión llevada a cabo por la 
Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS, 
2013). 
 
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3. HISTORIA DE LA TIERRA Y DE LA VIDA 
 
La historia de la Tierra se divide en cuatro eones que son, de más antiguo al actual: Hádico (de 
Hades, dios griego del infierno haciendo alusión al estado fundido de la Tierra en formación), Arcaico 
(del griego archaicos, "antiguo", “primitivo”), Proterozoico (del latín proto, “anterior”) y Fanerozoico 
(del griego phanerós, “evidente”, y zoon, "animal vivo" por la gran cantidad de fósiles encontrados). 
 
Los tres primeros —Hádico, Arcaico y Proterozoico— constituye el Precámbrico que es la etapa de 
mayor duración en la historia de la Tierra: abarca el 88 % del tiempo geológico. 
 
El Precámbrico es una división informal de la escala temporal geológica. Su estudio es muy complejo, 
pues en general las rocas formadas durante este tiempo están muy transformadas por diferentes 
ciclos orogénicos (deformación tectónica, metamorfismo, etcétera.) y los fósiles son muy escasos. 
 
El Fanerozoico comprende a su vez las eras: Paleozoica (del griego palaio, antiguo y zoon animal, por 
la abundancia de animales invertebrados, peces y anfibios), Mesozoica (del griego mesos, medio, 
haciendo referencia a la dominancia de los reptiles, animales considerados intermedios entre los 
anfibios y los mamíferos) y Cenozoica (del griego koino, común, y zoon, vida por la aparición de 
nuevos animales). 
 
Según los científicos, hace unos 13.700 Ma se produjo una gran explosión, el Big Bang. La fuerza 
desencadenada impulsó la materia, extraordinariamente densa y formada por gases y partículas 
subnucleares (quarks), en todas las direcciones a una velocidad próxima a la de la luz. 
 
A medida que se alejaban, estas masas de materia reducían su velocidad y se aproximaban unas a 
otras dando ori- gen a las galaxias. En el interior de nuestra galaxia, la Vía Láctea, una nebulosa 
compuesta de polvo cósmico ─átomos y moléculas de elementos químicos pesados— y gases —
hidrógeno, neón, criptón, argón...— se colapsó debido, entre otros factores, a la atracción 
gravitatoria de las partículas y al movimiento rotacional de la galaxia. Estas mismas fuerzas 
rotacionales hicieron que las partículas más pesadas se agruparon en el centro de la nebulosa dando 
lugar a un protosol alrededor del cual se condensaron otras partículas formando cuerpos de masa 
variable: los planetesimales. La colisión de estos planetesimales entre sí hizo que se redujeran en 
número (por pulverización o por fusión) y originó los planetas interiores o terrestres (Mercurio, Ve- 
nus, Tierra y Marte); en tanto que, en la región externa de la nebulosa, se concentraron gran 
cantidad de gases que dieron origen a los planetas mayores, de poca densidad y de gran tamaño. 
 
La Tierra se formó, por tanto, por acreción o agregación de planetesimales cuando se estaba 
constituyendo el Sistema Solar. Se supone que la Tierra primitiva era una masa incandescente, con 
océanos de magma, en la que la atmósfera primaria formada a partir de los gases procedentes de la 
nebulosa fue disipada rápidamente por el viento solar y los choques con planetesimales. 
 
 
 EÓN HÁDICO (4600 – 4000 m.a.) 
 
Comprende desde el momento en que se formó la Tierra hasta el fin del Gran Bombardeo Terminal. 
En este periodo inicial, nuestro planeta se iba enfriando exteriormente, pero volvía a fundirse por el 
calor emanado por la masa incandescente interior, y estaba sometido a un bombardeo continuo de 
meteoritos y otros cuerpos “celestes” que al chocar liberaban una gran cantidad de energía —a la 
que habría que sumar la desprendida por los elementos radiactivos— aumentando la temperatura 
del planeta. 
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Este estado de la Tierra, en la que las rocas y los metales estaban en un estado 
semifundido y podían fluir como líquidos viscosos, propició que hubiese una 
diferenciación de los materiales que componían la Tierra en función de sus 
densidades: los materiales más densos fluyeron a las capas inferiores y los 
menos densos fueron desplazados a capas superiores. Este hundimiento 
gigantesco generó aún más calor, elevando la temperatura promedio de la 
Tierra alrededor de 6.000 °C. Como consecuencia de la diferenciación, se 
formaron una serie de capas concéntricas ordenadas por densidades: en su 
parte más interna, el núcleo, compuesto por los materiales más densos, hierro 
y una pequeña proporción de níquel; sobre este núcleo se depositaron 
materiales de densidad intermedia para constituir el manto y finalmente, la 
capa más externa y menos densa formó la corteza. 
 
Se supone que durante el Hádico la superficie terrestre se fue enfriando lo suficiente como para 
formar una rudimentaria corteza. La actividad volcánica era intensa, lo que motivaba que grandes 
masas de lava saliesen al exterior y al solidificarse aumentasen el espesor de la incipiente corteza. 
Aunque en unos pocos millones de años nuestro planeta alcanzó su tamaño definitivo continuó 
siendo bombardeado durante 100 millones de años más por planetesimales de gran tamaño. 
 
Apenas se tienen datos de este eón, solo se han encontrado algunas rocas en Australia y Canadá de 
unos 4.400 Ma cuyo origen se desconoce, si bien su composición se asemeja al basalto. Los volcanes 
también producían grandes cantidades de gases (CO2, metano, amoníaco...) que darían lugar a una 
atmósfera secundaria, constituida esencialmente por CO2, vapor de agua y N2, pero prácticamente 
nada de oxígeno. Esta atmósfera secundaria tenía aproximadamente 100 veces más gas que la 
actual, la mayor parte gases de efecto invernadero; a consecuencia de ello, se sospecha la presencia 
de agua líquida (procedente de cuerpos extraterrestres que chocaban con la Tierra), a pesar de que 
la energía emitida por el Sol era sólo el 70 % de la actual y la temperatura teórica de nuestro planeta 
sería de – 41 °C. 
 
Posiblemente la presencia de agua líquida permitió que se originara la vida hace unos 4.400 Ma. El 
intenso bombardeo al que estuvo sometida la Tierra en sus comienzos —y que concluyó hace 
aproximadamente 3.900 Ma con el Gran Bombardeo Terminal que pulverizó la superficie de la 
Tierra— pudo llegar a aniquilar en diversas ocasiones a la incipiente biosfera. 
 
 
 EÓN ARCAICO (4000 – 2500 m.a.) 
 
Abarca de los 4.000 a los 2.500 Ma. El límite inferior viene marcado por la aparición de las primeras 
rocas de origen terrestre. La Tierra continúa enfriándose y se forman las primeras rocas y continentes 
que son recicladas (se forman y destruyen) rápidamente. El final del Arcaico viene marcado por una 
intensa orogenia. 
 
La vida en el planeta apareció en los océanos y hay diversas teorías que intentan explicar el su 
origen, y se pueden agrupar en dos tipos: 
 Hipótesis que proponen que todas las moléculas necesarias para la vida han surgido 
exclusivamente de las condiciones en laantigua Tierra. 
 Hipótesis de la panspermia (del griego παν- pan, «todo» y σπερμα sperma, «semilla») que 
propone que la materia orgánica pudo haber llegado a la Tierra desde el espacio gracias al 
impacto de los meteoritos. 
 
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Las simulaciones por ordenador de posibles impactos de cometas predicen la formación de algunos 
de los compuestos orgánicos más importantes para la vida. 
 
En cualquiera de los dos casos, la vida pudo surgir en la Tierra hace unos 4000 Ma. Se piensa que la 
energía, procedente de los volcanes, los rayos y las radiaciones ultravioleta, de la joven Tierra 
pudiera haber desencadenado una serie de reacciones químicas que generarían moléculas complejas 
a partir de compuestos simples como el metano y el amoníaco. La presencia de ciertas moléculas 
podría aumentar la velocidad de las reacciones. 
 
Este proceso continuó durante bastante tiempo, con reacciones más o menos aleatorias, hasta que 
se creó una nueva molécula, el «replicador», que presentaba la característica de promover 
reacciones químicas para conseguir una copia de sí mismo, con lo que comenzó realmente la 
evolución. 
 
Algunas de las copias contenían errores que en unos casos impedían su replicación pero en otras 
ocasiones, los cambios facilitaban la réplica o aumentaban su velocidad. Esta última variedad, por 
tanto, se haría más numerosa. A medida que aumentaban su número, las diferentes moléculas 
reaccionaban unas con otras para obtener, a veces, moléculas más complejas. 
 
La evolución de estas complicadas estructuras moleculares daría lugar a un protobionte que es un 
agregado acelular de complejas moléculas orgánicos ensamblados espontáneamente de forma 
abiótica y rodeada por una estructura membranosa. Los protobiontes constituyen las primeras 
estructuras y formaciones de moléculas orgánicas que pudieron haber evolucionado para dar lugar a 
los primeros seres vivos serían, por tanto, los precursores de la vida celular. Los protobiontes exhiben 
algunas de las propiedades que se asocian con la vida, como la reproducción simple, el metabolismo 
y la excitabilidad, así como el mantenimiento de un medio químico interno diferente del exterior. 
 
La naturaleza del replicador no se ha podido determinar; las propuestas han sido múltiples: 
proteínas, ácidos nucleicos, cristales… Actualmente, el ADN ha sustituido al replicador, excepto 
algunos virus y priones. En cualquier caso, hoy en día se piensa, casi con toda seguridad, que en 
primer replicador de la Tierra es un mosaico hecho de fragmentos, tanto terrestres como 
extraterrestres. 
 
Los primeros fósiles encontrados (imagen de la derecha) datan de hace 3.600 Ma, 
y corresponden a células procariotas (bacterias) que habitaron los océanos 
arcaicos —su morfología es muy sencilla, pero presentaban una gran diversidad 
desde el punto de vista bioquímico—. 
 
Hace unos 3.500 Ma algunas bacterias desarrollaron un primer tipo de 
fotosíntesis, aunque las cianobacterias capaces de escindir las moléculas de agua 
y generar O2 como subproducto, no aparecieron hasta finales del Arcaico o 
comienzos del Proterozoico. 
 
Cuando disminuyó la actividad de los volcanes ─y, por lo tanto, la emisión de 
gases de invernadero—, hace unos 2.700 millones de años, el oxígeno comenzó a 
saturar los mares y la atmósfera y dio lugar a la mayor crisis ambiental de la 
historia de la Tierra: aniquiló a casi todos los organismos que habían evolucionado 
durante el Arcaico (se produjo la primera extinción en masa de la historia de la 
Tierra). 
 
 
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En principio, la atmósfera arcaica estaba compuesta por metano y otros gases pero con la aparición 
de la fotosíntesis comienza a acumular oxígeno. Parte de este oxígeno reaccionaba rápidamente con 
el hierro emitido por los múltiples volcanes activos que se encontraban por toda la tierra, generando 
óxidos de hierro que dieron lugar a características formaciones de hierro bandeado. 
 
Asimismo, el oxígeno libre encontró gran cantidad de rocas superficiales a las que comenzó a 
meteorizar, liberando nutrientes que antes eran escasos; también contribuyó a la oxidación del 
nitrógeno atmosférico, formando nitratos más fácilmente asimilables por los organismos autótrofos. 
 
 
 EÓN PROTEROZOICO (2500 – 542 m.a.) 
 
La temperatura del interior de la Tierra ha disminuido al igual que la actividad volcánica. A lo largo de 
este eón, se formaron varios supercontinentes —las masas continentales se reúnen y forman un 
supercontinente— que posteriormente se fragmentaron; consecuentemente, tuvieron lugar impor- 
tantes orogenias de características semejantes a las del Fanerozoico. Uno de los supercontinentes 
que se crearon, Rodinia, se fragmentó en tres grandes masas continentales que volverían a reunirse 
hace 600 Ma para dar lugar a otro supercontinente, Pannotia, cuya formación marca el final de este 
eón. 
 
Entre 2.400 y 2.100 Ma tuvo lugar la primera glaciación de la que se tienen numerosos registros, la 
glaciación huroniana, aunque parece ser que hubo, al menos, tres fases muy frías –en dos de ellas la 
tierra firme se cubrió de hielo y el mundo se transformó en una gigantesca “bola de nieve” con una 
temperatura media de –50 °C. 
 
A comienzos del Proterozoico, la densa atmósfera del Arcaico había desaparecido por procesos de 
meteorización de las masas continentales procedentes de la fragmentación de los supercontinentes: 
el CO2 se disolvió en el agua y formó ácido carbónico (H2CO3) que atacó las rocas, destruyendo los 
silicatos y formando carbonatos, en particular calcita (CaCO3); este mineral, bastante insoluble, 
precipitó en los océanos, retirando buena parte del CO2 de la atmósfera —lo que pudo ser causa de la 
glaciación huroniana anteriormente mencionada; recuérdese que el CO2 es un gas de efecto 
invernadero— y transformándolo en roca caliza. 
 
En este eón aparecen y evolucionan las células eucariotas a partir de las procariotas (Teoría de la 
endosimbiosis – Lynn Margulis, 1967), cada vez más complejas y diferenciadas; y la vida se va 
diversificando cada vez más en los océanos. Las bacterias fotosintéticas siguen enriqueciendo la 
atmósfera con oxígeno y retirando el CO2. Parte del oxígeno 
constituyó la capa de ozono (O3) que nos protege de la radiación 
ultravioleta. Así quedó constituida la atmósfera terciaria actual y 
facilitó que algunos organismos se aventuraran a conquistar la tierra 
firme. 
 
Se encuentran gran cantidad de estromatolitos (imagen de la 
derecha) que son estructuras organosedimentarias laminadas 
(principalmente de CaCO3) adheridas al sustrato, producto de la 
actividad metabólica de microorganismos como las cianobacterias. 
Los más antiguos conocidos son de Australia occidental y datan de 
hace 3.500 Ma. 
 
Surgen los primeros organismos pluricelulares y al final del eón —hace aproximadamente 565 Ma, 
quizá 600, tras los episodios de “bola de nieve”— se desarrollan numerosos grupos de enigmáticos 
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organismos que no parecen guardar relación alguna con las 
formas actuales, es la llamada fauna de Ediacara (imagen de la 
derecha). Su desaparición, entre 549 y 543 millones de años, 
marca el límite entre el Proterozoico y el Fanerozoico. 
 
 
 EÓN FANEROZOICO (542 m.a. – actualidad) 
 
Es la etapa de la historia de la tierra más conocida. Se caracteriza principalmente por la gran 
diversidad biológica. Se divide en tres eras: 
 
 
Era del Paleozoico: los grandescambios (542 – 251 m.a.) 
 
Se divide en seis periodos: Cámbrico, Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero y Pérmico. 
 
Comienza con la fragmentación de Pannotia en cuatro grandes continentes: Gondwana, Laurentia, 
Siberia y Báltica. Al final del Paleozoico estos cuatro continentes colisionaron y se unieron para dar 
lugar a un supercontinente, la Pangea, y a varios cinturones orogénicos como el Caledónico-
Apalachiense (aflora, por ejemplo en Escocia, Irlanda, península Escandinava y, en Estados Unidos, 
forma los Apalaches) y el Hercínico o Varisco (que aflora, por ejemplo, en el Macizo Ibérico). 
 
En este periodo se registran varias glaciaciones: en el Ordovícico, en el Carbonífero inferior y la 
glaciación permocarbonífera. Las causas de estas glaciaciones no están claras. 
 
Al comienzo del Paleozoico, tras la extinción de la fauna de Ediacara, la vida se reducía básicamente a 
bacterias, algas y esponjas; sin embargo, el clima cálido del Cámbrico facilitó la precipitación del 
carbonato y fosfato cálcico lo que condujo, en un tiempo relativamente corto, al desarrollo de un 
gran número de especies —la llamada pequeña fauna de conchas— con cubiertas o esqueletos 
mineralizados. Sin embargo, esta diversificación evolutiva palidece en comparación con el más 
impresionante episodio documentado por el registro fósil: la llamada explosión del Cámbrico, un 
súbito estallido de creatividad biológica –que se inició hace 530 millones de años y concluyó menos 
de diez millones de años después; es decir, un “suspiro” a escala geológica– durante el que 
aparecieron representantes de todos los filos del reino animal: artrópodos, cnidarios, equinodermos, 
moluscos, todo tipo de “gusanos”… y hasta cordados (incluidos los ¡peces sin mandíbulas!). Las 
excepciones son los poríferos, que ya habían surgido, y un grupo de animales marinos llamados 
briozoos, que no lo harían hasta el Ordovícico. 
 
En los últimos periodos de esta era aparecen los primeros seres que colonizan el medio terrestre: los 
insectos y los arácnidos. Al final del paleozoico, la aparición de huevos con cáscara propició el 
desarrollo de los reptiles. Se desarrollan las plantas vasculares (gracias a la aparición de la semilla) y 
pteridófitas (helechos) especialmente en el Carbonífero. 
 
Entre los fósiles-guía característicos encontramos, entre otros, los trilobites, los graptolites, 
Calamites sp., etc. (ver la tabla del final del tema). 
 
Paralelamente a esta diversificación biológica, se produjeron varios episodios de extinciones 
masivas: 
 La extinción ordovícica-silúrica, que eliminó el 49 % de los géneros de animales; se piensa 
que está relacionada con el desarrollo de una glaciación. 
 La extinción del Devónico superior, que acabó, entre otros, con los peces acorazados. 
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 La extinción permotriásica, que tuvo lugar en la transición del Paleozoico al Mesozoico, en la 
que desaparecieron, en unos pocos miles de años, el 96 % de las especies marinas, entre ellas 
los trilobites, y el 70 % de los vertebrados terrestres. Hasta los insectos se extinguieron casi 
por completo. Las causas pudieron ser múltiples: la caída de un meteorito, el aumento de la 
actividad volcánica que privaría de oxígeno a los océanos... 
 
 
Era del Mesozoico: el mundo de los dinosaurios (251 – 65 m.a.) 
 
Se divide en tres periodos: Triásico, Jurásico y Cretácico. En esta era comenzó a disgregarse la Pangea 
y las masas continentales inician su desplazamiento hacia latitudes actuales. 
 
No se produjeron grandes movimientos orogénicos; por el contrario, los relieves hercínicos sufrieron 
una intensa erosión, debido a que el clima se hizo más árido, formándose depósitos característicos 
de gravas, arenas y arcillas rojas. 
 
No hay evidencias de que se produjeran glaciaciones en esta era y los fósiles propios de climas 
tropicales son abundantes. En el Cretácico inferior las aguas se retiraron (regresión marina) y la 
Tierra se llenó de lagos y mares en los que se depositaron gran cantidad de materia orgánica que 
trajo como consecuencia una disminución considerable del CO2; estos hechos condujeron a un 
enfriamiento general del planeta, pero sin llegar a producir glaciaciones. Esta bajada de 
temperaturas pudo deberse a un incremento de la actividad volcánica —se encuentran inmensas 
masas de rocas volcánicas, formadas durante el Cretácico, en la meseta del Deccan en la India—; los 
volcanes emitirían grandes cantidades de SO2 a la atmósfera que disminuirían el grado de insolación. 
 
Durante el Cretácico superior se incrementó la actividad de las dorsales oceánicas, aumentando el 
volumen de la corteza oceánica; a consecuencia de este hecho, el nivel del mar subió y se inundó 
(transgresión marina) hasta el 40 % de las tierras emergidas. 
 
Desaparecen los trilobites, graptolites y peces acorazados. Los invertebrados característicos fueron 
los ammonites (dos géneros típicos fueron: Ceratites e Hildoceras), con forma de caracol, y los 
belemnites, con caparazón alargado y puntiagudo; aunque también se encuentran equinodermos, 
braquiópodos y cefalópodos. 
 
En cuando a los vertebrados, hace unos 360 Ma aparecieron a la vez los condrictios (peces 
cartilaginosos) y los tetrápodos (animales que andan a cuatro patas). Los dinosaurios surgieron hace 
unos 230 Ma, al mismo tiempo que los mamíferos (que durante tres cuartas partes de su existencia 
no experimentaron “avance” alguno). Los modernos anfibios (ranas, salamandras…) emergieron hace 
unos 200 Ma, y poco después se produjo la radiación explosiva de la mayoría de los actuales peces 
óseos (los teleósteos), originando decenas de miles de especies. Por último, las aves evolucionaron 
hace unos 150 Ma a partir de un grupo de dinosaurios, los terópodos. 
 
La vida animal en el Mesozoico estuvo dominada por los reptiles arcosaurios (dinosaurios, 
pterosaurios y las formas acuáticas como ictiosaurios o plesiosaurios). 
 
Hace 125 Ma aparecen las angiospermas (plantas con flores) que rápidamente se extienden por toda 
la Tierra. 
 
Al final de esta era, hace 65 Ma, tuvo lugar una extinción masiva, si no la más importante, sí la más 
espectacular; en ella desaparecieron la mayoría de los dinosaurios —sólo se salvaron sus plumíferos 
descendientes, las aves— y, en los mares, los ammonites. Se apuntan varias causas, la más aceptada 
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es la caída de un asteroide de siete a diez kilómetros de diámetro que se precipitó desde el espacio, 
en el norte de lo que hoy es la península mexicana del Yucatán; a consecuencia del impacto se formó 
un cráter —hoy enterrado bajo dos kilómetros de sedimentos— de unos 180 kilómetros de diámetro. 
La trayectoria de la masa de roca fue oblicua, lo que multiplicó los efectos devastadores (en la costa 
del sur de Estados Unidos existen señales de los gigantescos tsunamis que se produjeron). Tras el 
choque, se depositó por toda la superficie de la Tierra una delgada capa de iridio extraterrestre 
procedente de la desintegración del asteroide. Posiblemente el impacto lanzara a la estratosfera 
gigantescas cantidades de polvo que causaron varios meses, incluso años, de oscuridad y frío, lo que 
afectó a la actividad fotosintética en mares y continentes y, posteriormente, a otros elementos de las 
redes tróficas, como los ammonites en el mar y los dinosaurios en la tierra. Además, las 
precipitaciones arrastrarían este polvo dando lugar a lluvias ácidas que contaminarían las aguas y los 
continentes. 
 
Algunos autores consideran que el aumento de la actividad volcánica, anteriormente mencionado, 
enfrío la Tierra e hizo más vulnerables a los seres vivos;posteriormente, la caída del asteroide 
acabaría con todos aquellos grupos peor adaptados a las nuevas condiciones. 
 
 
Era del Cenozoico: el mundo de los mamíferos ((65 m.a. – actualidad) 
 
Se divide en los periodos Paleógeno (subdividido a su vez en tres épocas: Paleoceno, Eoceno y 
Oligoceno) y en el Neógeno (con tres épocas: Mioceno, Plioceno y Pleistoceno o Cuaternario). 
 
Las masas continentales procedentes de la fragmentación de Pangea continúan su desplazamiento a 
sus actuales ubicaciones y colisionan dando origen a dos sistemas orogénicos: el conjunto Rocosas-
Andes, que se ex- tiende desde Alaska a la Patagonia y el sistema Pirineos- Atlas-Alpes-Himalaya en 
dirección este-oeste. 
 
A principios del Cenozoico el clima era cálido y húmedo, sin mantos de hielo ni en la Antártida ni en 
Groenlandia, pero se fue enfriando gradualmente hasta llegar a un clima frío, con glaciaciones cíclicas 
que han recubierto de hielo, durante los 2 últimos millones de años, extensas zonas continentales. El 
enfriamiento vino acompañado, como una de las causas, o como uno de los efectos, por una pérdida 
casi continua de CO2 atmosférico. En el límite entre el Paleoceno y el Eoceno se produjo un máximo 
térmico durante el cual la temperatura del planeta se incrementó entre 5 y 7 °C. Este pico de 
temperatura pudo deberse a la liberación brusca de metano —hasta entonces atrapado en cristales 
de hielo en los sedimentos del fondo oceánico— por el incremento de temperaturas. Una vez en la 
atmósfera, el metano liberado se oxidaría convirtiéndose en CO2 y vapor de agua, incrementando en 
2 o 3 veces la concentración de dióxido de carbono de la atmósfera. 
 
En el Neógeno hubo una glaciación caracterizada por la alternancia de periodos glaciares (los 
glaciares avanzan hacia el ecuador) e interglaciares (los glaciares retroceden). Cada ciclo glaciar dura 
unos 100.000 años y hace 11.550 años que comenzó el actual periodo interglaciar. 
 
Durante el Cenozoico, las formas de vida en la tierra y en el mar se hicieron más parecidas a las 
existentes actualmente. La vida en el mar se diversificó y aparecieron nuevas especies de moluscos, 
peces, y un grupo de foraminíferos exclusivos de esta era, los nummulites. Los invertebrados 
existentes son prácticamente los actuales. Desaparecen muchos grupos de reptiles y anfibios, que 
quedan reducidos a los actuales. 
 
Las aves también se diversificaron, perdieron los dientes y consiguieron un esqueleto más ligero, lo 
que les facilitó el vuelo y el dominio del medio aéreo. En el oligoceno ya aparecen las aves modernas 
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y en el Mioceno se pueden encontrar algunas formas de gran tamaño como los fororrácidos o “aves 
del terror”, que tenían 1,5 metros de altura y eran carnívoros. 
 
Las plantas con flores o angiospermas sustituyen progresivamente a las gimnospermas. Hay un gran 
avance de las plantas monocotiledóneas que forman extensas praderas en las que pastan numerosos 
grupos de herbívoros. 
 
Sin embargo y a pesar de la gran diversidad animal, esta era se caracteriza por el dominio de los 
mamíferos como detallaremos a continuación: 
 
 En el Paleoceno aparecieron varios grupos de mamíferos: los marsupiales, los insectívoros, los 
lémures (primates primitivos), los monotremas (como el equidna), carnívoros (distintos a los 
actuales) y los ungulados primitivos (a partir de los cuales evolucionarían posteriormente 
diversos grupos como los caballos, rinocerontes, cerdos y camellos). 
 
El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno, que apenas duró unos 80.000 años, influyó 
enormemente en la evo- lución de la vida animal. El episodio coincidió con una importante 
extinción de fauna, tanto en los continentes como en los océanos, y con la aparición de 
numerosos órdenes de mamíferos, que dominan la Tierra desde entonces. 
 
La flora se adaptó a las altas temperaturas respondiendo con cambios en la fisonomía de sus 
hojas y con migraciones hacia latitudes más altas. 
 
 En el Eoceno surgieron las formas primitivas de los murciélagos, primates, roedores (la mayor 
parte de ellos de menor tamaño que las formas actuales) y las formas ancestrales del caballo, 
del elefante... El final de esta época fue testigo de la primera adaptación de los mamíferos a la 
vida marina, con la aparición de los antecesores de las actuales ballenas. 
 
 En el Oligoceno, los mamíferos aumentan de tamaño y se diversifican. Aparecen los Équidos 
(antecesores de los actuales caballos) y las formas primitivas de los rinocerontes (un subgrupo, 
el Baluchitherium de Asia central, es el mamífero terrestre más grande de todos los tiempos), 
de los camellos (del tamaño de ovejas) y de los elefantes (carentes tanto de colmillos como de 
trompa). Los carnívoros se diferencian para dar lugar a los grupos actuales de cánidos 
(ancestros de los perros, lobos...), felinos (tigre dientes de sable…), hiénidos (predecesores de 
las hienas), pinnípedos (formas anteriores de las focas, morsas…) y úrsidos (primitivos osos). 
Los roedores estaban muy extendidos. De los estratos del oligoceno se han ex- traído huesos de 
los primeros monos de Asia y Europa. 
 
 En el Mioceno, el desarrollo de los mamíferos estuvo relacionado de forma directa con un 
importante avance evolutivo en el reino vegetal: la aparición de las gramíneas. Estas plantas, 
ideales como forraje, contribuyeron al crecimiento y desarrollo de los animales herbívoros, 
como los caballos, rinocerontes, mamuts, mastodontes (morfológicamente semejantes a los 
mamuts, pero pertenecientes a distintas familias) y elefantes (estos últimos ya tenían una larga 
trompa). 
 
Se generaliza la presencia del Dryopithecus, un animal parecido a los gorilas, en Europa y Asia. 
Durante esta época, grupos de grandes simios relacionados con el orangután vivían en Asia y en 
la parte sur de Europa. Aparecen algunos grupos de carnívoros modernos como los gatos, las 
hienas y una especie de perro-lobo; todos ellos se extendieron por varias partes del mundo. 
 
 En el Plioceno se produce la evolución de un grupo de primates, los homínidos, con diversas 
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especies, desde los Australopitecinos al Homo habilis y al Homo erectus, considerados 
antepasados directos del Homo sapiens. 
 
 El Pleistoceno se caracterizó por la extinción masiva de algunos grandes mamíferos —como los 
mamuts, los mastodontes y los elefantes, estos últimos quedaron reducidos a las dos especies 
actuales— y de otros animales como, por ejemplo, el tigre dientes de sable, el perezoso 
terrestre y el hombre de Neandertal; otros grupos queda- ron reducidos a algunos continentes 
(por ejemplo, en Europa desaparecieron los antílopes, leones, hipopótamos, mofetas...). No se 
sabe a ciencia cierta por qué se produjo esta extinción, aunque algunos datos sugieren que 
estuvo relacionada con las glaciaciones. Los seres humanos, como tales, aparecieron en esta 
época. 
 
Como acabamos de estudiar, la historia de la 
Tierra, y con ella la de la vida, ha estado marcada 
por acontecimientos catastróficos de lo más 
variopinto: enriquecimiento en oxígeno de la 
atmósfera, continentes que se mueven, climas 
repentinamente cambiantes… 
 
Estos acontecimientos han venido a dar la razón, 
retrospectivamente, a Cuvier y a su doctrina del 
catastrofismo, y han sentado las bases para una 
nueva visión del mundo en que los cataclismos 
conviven con procesos graduales: el 
neocatastrofismo. 
 
Tampoco sabemos a ciencia cierta por qué a la 
vida eucariota en general, y a la pluricelular en 
particular, le costó tanto eclosionar (recordemos 
que se produjo en la “explosión del Cámbrico”). 
Se han apuntadodiversas hipótesis, algunas de 
las cuales parecen bastante prometedoras, que 
vinculan el origen de los eucariotas, la explosión del Cámbrico y, en realidad, casi cualquier faceta de 
la evolución de los seres vivos, con la dinámica del planeta que los acoge. Por ejemplo, 
recientemente ha llamado la atención una curiosa “coincidencia”: el único cuerpo del Sistema Solar 
en el que existe tectónica de placas y movilidad continental es también el único –que sepamos– en el 
que ha arraigado la vida. 
 
 
 
 
 
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