2BACH_08-El tiempo en Geología - José Santiago Alvarez Gonzalez

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UNIDAD 
El tiempo en Geología 
El tiempo en Geología tiene una gran magnitud. Los procesos que han 
afectado y afectan actualmente a la Tierra ocurren en su mayoría —si 
se exceptúan fenómenos como pueden ser una erupción volcánica o 
un seísmo— a un ritmo muy lento, prácticamente imperceptible. 
En el tiempo geológico tienen cabida absolutamente todos los 
procesos que cíclicamente han ocurrido en la Tierra desde sus 
orígenes: deposición de materiales en cantidades suficientes grandes 
como para formar series de estratos de miles de metros de espesor, 
plegamiento de los mismos, erosión posterior, etcétera. Por esta 
razón, para medir el tiempo geológico no se emplean meses, ni años, 
ni aún siglos. La unidad utilizada es el cron, que equivale a un millón 
de años y la magnitud total del tiempo geológico es de casi 4600 
millones de años (Ma). 
ÍNDICE 
1. La medida del tiempo en Geología ................................... 228 
Tiempo ahistórico y flecha del tiempo ............................ 228 
Métodos de datación estratigráficos .............................. 230 
Métodos de datación estructurales ................................ 231 
Métodos de datación biológicos ..................................... 233 
Correlación estratigráfica: unidades ............................... 235 
Métodos de datación físicos ........................................... 238 
Otros métodos para medir la edad de las rocas .............. 241 
¿Cómo se determina la edad de los fós .. ................ 242 
2. Los cambios ocurridos en la Tierra ................................... 243 
Uniformismo y actualismo .............................................. 243 
Un calendario para la Tierra ........................................... 246 
3. Solucionario ..................................................................... 250 
4. Glosario ............................................................................ 252 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 228
 
Tiempo ahistórico y flecha del tiempo 
La geología es una ciencia eminentemente his-
tórica, y uno de sus objetivos es recons-
truir el pasado de la Tierra. Pero esta 
tarea solo puede tener éxito si va 
acompañada de una adecuada con-
cepción del tiempo. 
Muchos pueblos de la antigüedad, 
como los egipcios, los mayas y las 
culturas orientales, aceptaron un 
tiempo cíclico. La civilización griega 
amplió y profundizó en esta idea; para 
los filósofos estoicos, por ejemplo, el mun-
do es destruido periódicamente, y en su lugar se crea un mundo nuevo en el 
que se repiten exactamente los mismos eventos que en el anterior. 
Incluso Aristóteles (384-322 a. C.), que rechazaba esta doctrina del eterno 
retorno, argumentaba que el mundo debía haber existido siempre; el tiempo 
se extendería eternamente en el pasado y en el futuro. 
En estas condiciones ningún suceso sería relevante. Con tiempo suficiente, 
hasta el más improbable de los sucesos podría ocurrir un número indefinido 
de veces. El pasado se confundiría con el futuro, y la historia carecería de 
significado. 
La filosofía judeocristiana supuso una revolución en cuanto al modo de 
concebir el tiempo. La doctrina de la creación, inspirada en la Biblia, in-
corporaba la noción de un tiempo lineal y finito que se extendía desde el 
«hágase la luz» hasta el apocalipsis final en un futuro más o menos próximo. 
Y en un mundo no eterno, la historia cobra interés como una secuencia de 
sucesos irrepetibles. 
Ahora bien, los sucesos históricos no se pueden observar directamente. Los 
historiadores estarán necesariamente limitados a estudiar aquellos eventos 
que han quedado registrados —en forma de documentos escritos, por 
ejemplo—; su tarea consistirá entonces en datar tales eventos y situarlos en 
un calendario. 
Pero los «historiadores de la Tierra» no disponen de ese tipo de registros, ya 
que, contrariamente a lo que aceptaban los primeros eruditos cristianos, 
nuestro planeta ha estado despoblado de seres humanos la mayor parte del 
tiempo. Por esta razón, se han de utilizar métodos específicos para situar los 
procesos en el tiempo geológico y para ello se ha de partir de dos preguntas: 
 Un determinado acontecimiento, ¿ocurrió antes o después que otro? 
El 
uróboros, la 
serpiente que se come 
su propia cola, constituye 
el símbolo por excelencia 
de la doctrina del eterno 
retorno, esto es, de la 
naturaleza cíclica 
del tiempo. 
Tiempo cíclico y tiempo lineal 
 
El teólogo británico Thomas Burnet 
(1635-1715) publicó en 1681 su Teo-
ría Sagrada de la Tierra, que repre-
senta el primer intento de reconstruir 
la historia del mundo siguiendo las es-
pecificaciones de las Escrituras y pre-
tendiendo a la vez identificar las cau-
sas naturales de los sucesos bíblicos. 
Burnet trató de armonizar dos visio-
nes del tiempo contrapuestas: 
– Tiempo cíclico. La portada del li-
bro de Burnet muestra a Jesucris-
to, cuyo pie izquierdo descansa 
sobre una Tierra vacía y sin forma. 
Luego, en sentido horario, se ve el 
planeta en distintas etapas, pa-
sando por el diluvio y su consumo 
por el fuego, hasta que, tras el 
Juicio Final, se convierte en una 
estrella. Entonces comenzaría un 
nuevo ciclo. 
– Tiempo lineal. Pero este nuevo ci-
clo no sería una simple repetición 
del anterior, sino que surgiría un 
mundo más perfecto: la historia 
avanzaría hacia delante. 
 
 
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 ¿Cuándo ocurrió el suceso y cuánto duro? 
La geocronología trata de proporcionar respuestas a estas cuestiones. La 
contestación a la primera pregunta se apoya en el hecho de que muchos 
procesos naturales operan a ritmos precisos, y los geólogos pueden exami-
nar la «huella» que dejan sobre los materiales terrestres para datarlos. Estos 
métodos de datación se pueden clasificar, según el tipo de proceso en que 
se fundamentan, en estratigráficos, estructurales, biológicos y físicos. 
Los métodos de datación física darán respuesta a la segunda pregunta. 
Métodos de datación estratigráficos 
La mayoría de los métodos estratigráficos sirven para ordenar cronológica-
mente 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. Así, una concha fósil imprime su forma en la roca que la 
rodea, luego la primera era ya sólida antes que la segunda, al igual que un pie 
humano era sólido antes que el cemento en el que dejó su huella. Pero la 
forma de una veta de mineral se acomoda a la de las grietas de una roca, y 
por tanto la veta es posterior a la roca. 
Con la ayuda de este criterio, Steno pudo fijar los principios básicos de la 
estratigrafía, la ciencia cuyo objetivo es averiguar el orden en que han ido 
sucediéndose los acontecimientos geológicos en una región. 
Datación absoluta y relativa 
Tradicionalmente, los métodos de da-
tación se han dividido en dos grupos: 
– Métodos absolutos. Miden el 
tiempo transcurrido entre la for-
mación una roca y la actualidad; es 
decir, estiman la edad de la roca. 
– Métodos relativos. Permiten esta-
blecer el orden en que se han for-
mado distintas rocas. 
Esta terminología puede resultar am-
bigua. Por ejemplo, si preguntamos 
por la edad de una roca sedimentaria, 
¿nos referimos a la edad en que se 
originó el sedimento o a la edad en 
que este se consolidó y formó la roca 
sólida? Por ello, hay quien sugiere 
evitar el uso de estos términos, y en 
especial el vocablo «absoluto». 
En la imagen superior,fósil de un trilobite (ar-
trópodo del Cámbrico) y su molde en la roca en 
la que se formó. 
En la imagen inferior, una veta de calcopirita 
(falso oro) en cuarcita. 
1. Indica algún proceso que pueda alterar la horizontalidad original y explica cómo se produce. 
2. La sedimentación no siempre es horizontal. Recuerda algún ejemplo en que no se cumpla este principio. 
3. ¿Influye la morfología de la cuenca sedimentaria en la forma en que se depositan los estratos? Razona la respuesta. 
Principio de la horizontalidad original 
Puesto que un estrato se forma 
al depositarse sedimentos que se 
reparten homogéneamente so-
bre la superficie de la roca sub-
yacente, su superficie superior o 
techo ha de ser paralela al hori-
zonte; lo contrario significaría 
que, después de su formación, 
ha experimentado procesos que 
han alterado su disposición ho-
rizontal primitiva. 
 
 ACTIVIDADES 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 230
La deposición horizontal se debe a la gravedad: la carga sedimentaria tiende 
a desplazarse hacia los lugares topográficamente más bajos. 
El orden de la superposición revela la secuencia de depósito y cada intervalo 
de tiempo queda registrado por un estrato, de manera que una sucesión es-
tratigráfica registra un lapso de tiempo ordenado según la vertical. 
Este principio dejará de ser válido cuando por acción tectónica (plegamien-
tos, fallas, etcétera) los estratos se presentan invertidos. Ahora bien, si esta 
inversión hubiera tenido lugar, la posición inicial de los estratos podrá dedu-
cirse por las estructuras sedimentarias que presenta, las cuales permiten es-
tablecer un criterio de polaridad. 
Las terrazas fluviales encajadas constituyen otra excepción a este princi-
pio, ya que el río, al erosionar su cauce, no llega a eliminar completamente 
los depósitos de alu-
viones anteriores que 
quedan yuxtapuestas y 
superpuestas formando 
las terrazas. 
 
 
¿Se puede medir la edad de una 
roca con métodos estratigráficos? 
A veces, sí. Un ejemplo es la crono-
grafía de varvas. Este método se basa 
en que el tipo de sedimento deposi-
tado en los lagos glaciares depende 
de la estación del año: 
– En primavera y verano, cuando el 
lago recibe más aportes exterio-
res, se depositan limos y arenas, 
de color claro. 
– En invierno, cuando el lago se hie-
la, se depositan solamente sedi-
mentos arcillosos que había en 
suspensión, incluidos residuos or-
gánicos de color oscuro. 
 
El conjunto de ambos estratos, depo-
sitados 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 remontar-
se a varios miles de años. 
Las varvas constituyen además unos 
de los métodos más importantes y es-
clarecedores para estudiar los cam-
bios climáticos del pasado, aunque su 
estudio está restringido a Norteamé-
rica y al norte de Europa. 
Principio de la superposición de los estratos 
 
Steno observó que, en una se-
cuencia 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. 
Según el criterio del moldea-
do, los estratos inferiores de la 
serie deben ser más antiguos, y 
los estratos superiores más 
modernos. 
 ACTIVIDADES 
4. Observa la siguiente imagen y responde a las preguntas planteadas a continuación. 
 
 a) ¿Qué principios se pueden aplicar para interpretar la imagen de la izquierda? 
 b) En la imagen de la derecha podemos observar que los estratos han sido erosionados. ¿Se siguen cumpliendo los prin-
cipios mencionados en el apartado anterior? Razona la respuesta. 
5. ¿Cómo podríamos saber si un estrato está invertido? 
6. El estudio de las varvas glaciares, ¿es un método de datación absoluto o relativo? Razona la respuesta. 
En la imagen adjunta, T1 es la terraza 
más antigua, y la llanura de inundación 
es la futura terraza fluvial. 
 
 
 
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 La medida del tiempo en geología 
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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. 
El más importante de estos métodos se resume en el principio de las rela-
ciones de corte, formulado inicialmente por el geólogo escocés James Hut-
ton (1726-1797) y pormenorizado por su compatriota Charles Lyell (1797-
1875), aunque se hallaba implícito en el criterio del moldeado de Steno. 
Este principio es de particular interés para determinar las edades relativas de 
las estructuras geológicas que aparecen en un corte geológico. Su aplica-
ción 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, cabal-
gamientos, fallas inversas y diaclasas de 
compresión. 
 Estructuras tectónicas debidas a fuerzas ho-
rizontales distensivas. Incluyen fallas nor-
males, fallas transformantes y diaclasas de 
distensión. 
 Estructuras tectónicas debidas a fuerzas 
verticales ascensionales o relacionadas con 
la presión de confinamiento. Figuran entre 
ellas diapiros o domos, que ascienden gracias 
a su elevada plasticidad y baja densidad, y 
diaclasas de descompresión, paralelas a la superficie. 
Principio de la continuidad lateral 
Según Steno, «en el momento en que se for-
maba un estrato cualquiera, o bien este se ha-
llaba limitado por sus lados por otro cuerpo 
sólido, o bien cubría todo el globo de la Tie-
rra», y señala la necesidad de buscar la conti-
nuación de los estratos allá donde procesos 
como la erosión los han transformado en es-
tratos discontinuos. 
 
Principio de las relaciones de corte 
Si una falla como la de la fotografía 
«corta» una roca, el criterio del mol-
deado enseña que debe de haberse 
formado después que esta. 
Se puede generalizar esta conclusión y 
afirmar que todo proceso geológico 
(formación de intrusiones de rocas 
ígneas, plegamientos, fallas, encaja-
miento de valles fluviales o glacia-
res…) es posterior a los estratos a los 
que afecta, y anterior a todos los que 
no han sido afectados por él. 
 
 
En la imagen, fallas normales que se han 
formado en capas de calizas margosas (blan-
cas) y margas yesíferas (oscuras) del Cenozoi-
co, en Arganda del Rey (España). 
Datación estructural de planetas 
 
Los cuerpos planetarios rocosos que 
carecen de atmósfera se pueden da-
tar comparando la densidad de cráte-
res de impacto: suponiendo que los 
impactos de meteoritos ocurran a un 
ritmo uniforme, y teniendo en cuenta 
que en los cuerpos sin atmósfera los 
cráteres no pueden ser erosionados, 
su recuento nos dará idea del tiempo 
que lleva expuesta la superficie del 
planeta al bombardeo meteorítico. 
Un dique atraviesa dos estratos, 
por lo que, según el principio de 
las relaciones de corte, se formó 
después que dichos estratos. 
No siempre se cumple el principio de las relaciones de corte. Un ejemplo lo tenemos en los 
sedimentos que rellenan las cavidades. En este caso pueden aparecer capas más antiguas ro-
deando materiales más modernos, tal como sucede en la Sima de los huesos en Atapuerca 
(Burgos). 
 
 
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 La medida del tiempo en geología 
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En la imagen superior podemos ver que hay una serie de estratos, los más 
superficiales, que son concordantes, es decir, que se han depositado sin que 
se aprecie ninguna interrupción significativa; por esta razón, los estratos son 
paralelos entre sí y con respecto a la superficie de la Tierra. 
Sin embargo, la deposición de los estratos han sufridoalteraciones han ori-
ginado disconformidades o discordancias estratigráficas. Estas son de-
bidas a diversos factores: interrupción de la sedimentación durante un de-
terminado periodo, capas eliminadas por la erosión, alteración de la disposi-
ción de los estratos por diversos procesos tectónicas (plegamiento, fallas, in-
trusiones magmáticas)… Se originan nuevos planos de estratificación so-
bre el que se sitúan horizontalmente otras capas sedimentarias. 
En cualquier caso, una discordancia indica un cambio de las condiciones de 
sedimentación, ya sea temporal o permanente, debido a diversas causas: un 
periodo orogénico, una transgresión o regresión marina, un cambio de fa-
cies, un cambio climático e, incluso, un cambio faunístico. 
Las discordancias no sirven para establecer los límites entre sistemas estrati-
gráficos o las subdivisiones de estos, ya que es muy difícil conocer el inter-
valo de interrupción representado, pero sí marcan la línea divisoria. 
7. Observa el bloque diagrama superior y ordena los acontecimientos descritos en el texto adjunto. 
8. Observa el siguiente bloque-diagrama y responde a las siguientes preguntas teniendo en cuenta que todas las capas son 
sedimentarias excepto las capas K y L, 
que son ígneas. El evento 1 es una falla. 
 a) Ordena todas las letras, de más 
 antigua a más modernas inclu- 
 yendo todos los estratos, las in- 
 trusiones y los eventos. 
 b) En la imagen hay tres discordancias. 
 ¿Entre qué capas se producen y de 
 qué tipo son? 
 c) La intrusión K, ¿es más o menos 
 antigua que la capa C? Razona la 
 respuesta. 
 
 ACTIVIDADES 
En este bloque diagrama —una combinación de 
diversos cortes geológicos en direcciones per-
pendiculares— se observa que: 
 La falla normal afecta a todos los estratos, y 
por tanto es posterior a ellos. 
 El dique, en cambio, no afecta al estrato su-
perior, luego se emplazó antes que él, pero 
después de los restantes estratos. 
 La falla inversa solo afecta al estrato plegado 
y, por consiguiente, es posterior a él, pero 
más antigua que los demás. 
En la imagen, podemos ver que los estratos inferiores 
han sido plegados y fallados (círculo blanco). Después 
se han erosionado y posteriormente se han deposita-
do nuevas capas. Entre las capas inferiores, antiguas y 
plegadas, y las más superficiales, modernas y aplana-
das, hay una discordancia denominada discordancia 
angular. 
 
 
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Métodos de datación biológicos 
Los métodos biológicos hacen uso de procesos que ocurren en los seres vi-
vos y dejan huella en el registro geológico. El más extendido de tales méto-
dos 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. 
Interpretaciones del 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 consi-
derar que todas las rocas se habían originado en un único acto divino. ¿Có-
mo 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 depo-
sitados 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. 
Dendrocronología 
Los árboles (en griego, dendron) cre-
cen en grosor formando cada año un 
nuevo anillo de madera. Cada anillo 
consta de una parte oscura, que se 
corresponde con el crecimiento lento 
en invierno, y una capa clara asociada 
al crecimiento rápido en verano. Se 
puede, pues, determinar la edad de 
un árbol contando los anillos de su 
tronco. Los anillos más finos indican 
un crecimiento mínimo, debido a con-
diciones climáticas desfavorables. 
 
 
 
 
En la imagen superior, Gigandipus, una huella de 
dinosaurio del Jurásico Inferior localizado en la 
Formación Moenave en Utah (Estados Unidos). 
Imagen inferior, formación de fósiles de ammo-
nites, un grupo extinto de cefalópodos marinos. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
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Los fósiles como herramientas para la datación 
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 posi-
ble 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». 
Este principio, en combinación con el principio de la superposición de los 
estratos, contribuyó a establecer el orden en el que se depositaron las rocas 
sedimentarias y condujo en el siglo XIX a dos importantes conclusiones: 
 Correlación de estratos. Si dos estratos presentan el mismo contenido 
de fósiles tienen la misma edad, aun cuando se localicen en regiones muy 
alejadas. La presencia de fósiles guía, esto es, fósiles muy extendidos 
geográficamente pero circunscritos a un corto período de tiempo, facilitó 
la correlación de rocas incluidas en columnas estratigráficas diferentes. 
De este modo los geólogos pudieron definir agrupaciones de estratos ca-
racterizados por el tipo de organismos presentes (véase el recuadro «Co-
lumna estratigráfica»). 
 Catastrofismo. Cuvier y su colaborador Alexandre Brongniart (1770-
1847) constataron que la transición entre los terrenos secundarios y ter-
ciarios era abrupta, con drásticos cambios litológicos y biológicos. 
Para explicar estos efectos, Cuvier propuso que la historia de la Tierra es-
taba 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 des-
de regiones menos afectadas o creadas de nuevo. Razón por la cual, Cu-
vier y sus partidarios fueron conocidos como catastrofistas. 
Columna estratigráfica 
 
Como ya estudiamos en unidades an-
teriores, una columna estratigráfica 
es una representación de la secuencia 
vertical de las rocas de una región: las 
rocas más antiguas en la base y las 
más modernas en la parte superior. 
La ilustración representa la columna 
de la cuenca de París, una amplia de-
presión colmada con capas de rocas 
sedimentarias de varias clases que la 
erosión ha hecho aflorar en distintos 
puntos, tal y como fue obtenida por 
el naturalista francés Georges Léo-
pold Chrétien Frédéric Dagobert, ba-
rón de Cuvier (1769-1832). 
La escala numérica indica la profundi-dad en metros de los estratos deposi-
tados, entre los que Cuvier distinguió: 
– Terrenos primarios. Se encuentran 
en los límites de la cuenca e inclu-
yen rocas antiguas, en general de 
origen magmático y sin fósiles. Es-
tos terrenos no aparecen refleja-
dos en la ilustración. 
– Terrenos secundarios. Son rocas 
calizas y arcillosas, con abundancia 
de fósiles, sobre todo de reptiles, 
que afloran más hacia el interior. 
Se corresponden con las capas in-
feriores de la columna. 
– Terrenos terciarios. Se localizan 
cerca del centro de la cuenca, 
donde se hallan expuestas arenis-
cas y calizas con abundancia de fó-
siles de animales más parecidos a 
las faunas actuales cuanto más re-
cientes son los estratos. 
Principio de sucesión biótica 
 
Los fósiles se suceden en el tiempo en un orden predecible. Por tanto, cada estrato o 
grupo 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. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
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Correlación estratigráfica: unidades 
En los estudios de correlación de estratos se utilizan las siguientes unidades: 
Unidades litoestratigráficas 
Una unidad litoestratigráfica es un cuerpo rocoso definido y reconocido 
en base a sus características litológicas o a la combinación de sus propieda-
des litológicas y sus relaciones estratigráficas. 
La unidad litoestratigráfica puede estar formada por rocas sedimentarias, íg-
neas 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 tam-
poco por su historia geológica o por cómo se formó. 
La extensión geográfica de una unidad litoestratigráfica está delimitada ex-
clusivamente por la continuidad de sus rasgos litológicos específicos. 
La unidad litoestratigráfica principal es la formación. 
Una formación o formación geológica 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 va-
ría con la complejidad geológica de una región. 
Otras unidades litoestratigráfica, que pueden o no estar presentes, son: 
 Grupo. Conjunto de dos o más formaciones contiguas o asociadas que 
tienen en común propiedades litológicas significativas. 
● Miembro. Es una unidad litoes-
tratigráfica formal de menor 
rango que la formación. Tiene 
propiedades litológicas que la 
distinguen de partes adyacen-
tes dentro de la formación y a 
veces se puede extender de 
una formación a otra. 
● Capa. Es la unidad litoestrati-
gráficas más pequeña, aunque 
solo se le dan nombres pro-
pios. Se consideran unidades 
formales a aquellas capas –ca-
pas guía– que tienen una uti-
lidad estratigráfica. 
¿Cómo se nombran las forma-
ciones? 
Las formaciones se nombran de la si-
guiente manera: 
– El término formación (suele abre-
viarse como Fm.). 
– Las características litológicas prin-
cipales (lutitas, areniscas y con-
glomerados; dolomías, margas y 
calizas...). 
– El nombre de la localidad o zona en 
la que ha sido descrita inicialmen-
te, sirve de referencia principal pa-
ra identificar la formación. 
En la imagen superior, formación Bidahochi (de 
basalto; en la parte superior de la línea roja) y 
formación Chinle (de rocas sedimentarias blan-
cas y rojas; en la parte inferior de la línea roja). 
El contacto entre ambas formaciones es una dis-
cordancia (hiato) porque la formación Chinle fue 
depositada hace más de 200 millones de años y 
la Bidahochi tiene solo 8 millones de años. 
En la imagen superior, capa K/T. Esta delgada capa de 
arcilla, que casi pasa desapercibida, marca el límite en-
tre el Cretácico y el Terciario (Mesozoico-Cenozoico), 
de ahí su nombre, límite K/T, por lo que su importancia 
geológica es indudable. Aflora en diversas partes del 
mundo como en la playa de Sopelana (Vizcaya). 
En la imagen de la derecha, columna estratigráfica 
mostrando los diferentes miembros que componen la 
formación Cedar Mountain en Utah (Estados unidos) y 
su edad geológica aproximada. Los estratos que faltan, 
o bien no fueron depositados o se depositaron, pero 
más tarde fueron erosionados. 
 
 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 236 
9. ¿Qué información nos proporciona el estudio de la facies sedimentaria de una secuencia de estratos? ¿Qué nos indica un 
cambio lateral de facies? 
10. Ordena de mayor a menor las unidades litoestratigráficas según su rango. 
11. La presencia de capas de cenizas volcánicas puede ser muy útil para establecer correlaciones estratigráficas. Da una posible 
explicación a este hecho. 
12. Observa la figura adjunta y explica qué cambio de nivel del mar se observa en las siguientes secuencias. Correlaciona am-
bas columnas estratigráficas. 
 
 
 
 
 
 
13. Cada una de las columnas dibujadas a continuación representa una secuencia estratigráfica, y cada estrato presenta una li-
tología diferente. 
 a) Dibuja líneas, utilizando una regla, entre las tres secciones estratigráficas, para conectar los estratos con litologías simi-
lares. 
 b) ¿Cuántos estratos se pueden correlacionar en las tres secciones? 
 c) ¿Qué grosor presenta la sección estratigráfica más ancha? 
 d) Un estrato de carbón está presente en las regiones B y C. ¿A qué profundidad hay que perforar en la sección A para 
llegar al yacimiento de carbón? 
 
14. Ninguna región presenta una secuencia continua de deposición de sedimentos en el tiempo, sino que hay lagunas ausen-
cias (hiatos o lagunas estratigráficas) en los registros geológicos y fósiles. ¿Cómo se originan? 
 
 ACTIVIDADES 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 237 
 
15. a) Correlaciona las tres secciones siguientes (ten en cuenta que la unidad de piedra caliza está presente solo en las seccio- 
 nes A y B, y que es mucho más delgada en la sección B; ha adelgazado hasta el punto en el que no está presente en 
 absoluto en la sección C). 
 b) ¿Qué tipo de secuencia (transgresiva-regresiva o 
 regresiva-transgresiva) se ha representado en la 
 secuencia vertical de facies? 
 c) Señala mediante flechas qué parte de la secuencia 
 representa una transgresión (T) y qué parte una 
 regresión. 
 d) Estos sedimentos fueron depositados en un anti- 
 guo mar; ¿qué facies se depositaron más cerca 
 del mar? 
 e) ¿Qué facies se depositaron en la zona más alejada 
 de la tierra? 
 f) ¿En qué dirección (al oeste o al este) está la tierra 
 firme? Razona la respuesta. 
 
16. Observa el siguiente corte geológico y responde a las preguntas planteadas a continuación. 
 
 a) Ordena los estratos (de más antiguo a más moderno). 
 b) En este corte podemos ver dos discontinuidades estratigráficas. Señálalas sobre el dibujo e indica de qué tipo es cada 
una de ellas. 
 c) En el corte hay una falla (F) y una intrusión de granito. Indica la edad relativa de cada una de ellas; es decir, cuándo se 
formó con relación al depósito de los estratos. 
 d) Construye la columna estratigráfica de este corte. 
 
17. Interpreta el siguiente corte geológico, especificando el ambiente en el que han tenido lugar los sucesivos depósitos. 
 
 ACTIVIDADES 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD238 
Métodos de datación físicos 
A medida que transcurren los años una roca va acumulando huellas de pro-
cesos 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 determi-
nar el tiempo en que un conjunto de núcleos ra-
diactivos quedará reducido a la mitad. Este tiem-
po 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 ca-
bo de ese tiempo solo quedará la mitad de sus 
átomos; la otra mitad se habrá convertido en ar-
gón-40 (40Ar). Transcurrido de nuevo ese tiempo 
quedará una cuarta parte de 40K y tres cuartas par-
tes de 40Ar, y así sucesivamente. 
 
El cálculo de Lord Kelvin 
En 1866, el prestigioso físico escocés 
William Thomson, primer barón Kel-
vin (1824-1907), intentó estimar la 
edad de la Tierra basándose en la 
medida del ritmo de pérdida de calor 
a través de su superficie. Partió para 
ello de las siguientes suposiciones: 
– La Tierra era inicialmente una ma-
sa de roca fundida a la temperatu-
ra uniforme de 3900 °C; este dato 
lo obtuvo a partir de experimentos 
sobre fusión de rocas. 
– Tras solidificarse la Tierra, la corte-
za se empezó a enfriar desde fuera 
hacia dentro, generándose un gra-
diente geotérmico. 
– Con el tiempo, el calor se fue disi-
pando por conducción a través de 
las rocas a un ritmo constante. 
– A medida que la capa exterior en-
friada iba creciendo en grosor, el 
gradiente geotérmico se atenuaba: 
 
A partir de medidas del calor emitido 
en las minas, Kelvin calculó que el ac-
tual gradiente geotérmico superficial 
corresponde al de una Tierra con 100 
millones de años de edad; si la Tierra 
fuese más vieja, la capa exterior sería 
tan gruesa que el gradiente sería mu-
cho menor del observado. 
Sin embargo, el modelo de Kelvin ig-
noraba una forma de frenar el engro-
samiento de la capa: la transferencia 
de calor en el interior es más eficiente 
que en la corteza gracias a corrientes 
de convección que pueden mantener 
alto el gradiente geotérmico superfi-
cial durante largo tiempo. Si hubiese 
tenido en cuenta este factor, Kelvin 
habría podido obtener para la Tierra 
una edad incomparablemente mayor: 
unos 2000 o 3000 millones de años. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 239 
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: 
t =
1
λ
log (
H
P
) + 1 
donde t es el tiempo transcurrido y λ es la constante de desintegración, pro-
pia 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 muy 
pocas 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. 
En la imagen superior, principales isótopos ra-
diactivos utilizados en sistemas de datación ra-
diométrica del tiempo geológico. 
En la imagen inferior, representación gráfica de 
las proporciones de los isótopos «padre» e «hi-
jo» a lo largo de proceso de desintegración. 
Isótopo 
padre 
Isótopo 
hijo 
Periodo de 
semidesintegración 
(en Ma) 
Rocas datadas Minerales utilizadas 
238U 206Pb 4468 Graníticas 
Pechblenda, uraninita, 
 circón 
235U 207Pb 703,8 Graníticas 
Pechblenda, uraninita, 
 circón 
40K 40Ar y 40Ca 1280 
Rocas volcánicas 
y metamórficas 
Moscovita, biotita, hornblenda, 
glauconita, ortosa… 
87Rb 87Sr 48800 
Ígneas, metamór-
ficas y sedimenta-
rias 
Moscovita, biotita, ortosa y 
glauconita. 
14C 14N 5760 Sedimentarias 
Restos orgánicos, 
maderas fósiles 
Razón isotópica 
La mayor parte de los elementos del 
sistema periódico están constituidos 
por familias isotópicas. Los distintos 
isótopos de un elemento tienen exac-
tamente la misma configuración elec-
trónica, pero hay variaciones en su 
núcleo, todos tienen el mismo núme-
ro de protones pero varían en el nú-
mero de neutrones. 
Para hallar la edad de una muestra se 
calcula la diferencia entre la razón 
isotópica inicial de un determinado 
elemento (proporción de isótopos 
presentes en la muestra; por ejemplo, 
14C/12C) y la que se revela en el mo-
mento de la medición. Esta relación 
habrá variado por desintegración del 
14C. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 240 
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. 
 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 si-
guen 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 
radiactivosestán, en mayor o menor proporción, muy extendidos en toda la 
geografía. 
La actividad biológica del liquen Acarospora thamni-
na, provoca la meteorización química de la roca gra-
nítica sobre la que se asienta. Las áreas borrosas en 
torno al liquen, limitadas por las líneas amarillas, 
muestran las zonas meteorizadas. 
La meteorización química puede ocasionar una pér-
dida de isótopos hijos. Por ello, se han de seleccionar 
muestras de rocas que no hayan sido alteradas y que 
hubiesen tenido la misma razón isotópica inicial, con-
dición que se cumple, por ejemplo, en rocas ígneas 
originadas a partir de un mismo magma, o en rocas 
metamórficas sometidas a un intenso proceso meta-
mórfico que haya conducido a que las razones isotó-
picas se homogeneicen. 
 ACTIVIDADES 
18. ¿Por qué es mucho más difícil datar radiométricamente las rocas sedimentarias y establecer correlaciones estratigráficas? 
19. Si el porcentaje de isótopo «padre» en una muestra es del 50 %, ¿qué proporción de isótopo «hijo» habrá en la muestra? 
¿Cuántos periodos de semidesintegración habrán transcurrido? 
 Y si el porcentaje de elemento «hijo» formado fuera del 93,75 %, ¿qué cantidad de isótopo «padre» queda en la muestra? 
¿Cuántos periodos de semidesintegración habrán transcurridas? 
20. Se han encontrado fósiles de dinosaurios en la Antártida y fósiles de peces en las estepas de Siberia. Propón alguna hipó-
tesis para explicar estos hechos. 
21. El periodo de semidesintegración del isótopo radiactivo 24Na es de 15 horas. Si partimos de 1000 átomos de este elemen-
to, ¿cuántos átomos quedarían después de 45 horas? 
22. Si un elemento radiactivo tiene un periodo de semidesintegración de 4 · 106 años, ¿qué fracción de la cantidad original 
queda después de 12 millones años de desintegración? 
23. Si un isótopo tiene un periodo de semidesintegración de 50 millones de años y tenemos una muestra que presenta una oc-
tava parte de isótopo «padre», ¿cuál será la edad de la roca de la que se tomó la muestra? 
24. En el campo, se localiza unos estratos de rocas sedimentarias atravesa- 
 dos por un dique de granito (intrusión de granito). Se calcula radiométri- 
 camente la edad del granito y esta es de 2,87 x 107 años. Razona si es po- 
 sible hacer alguna deducción sobre la edad de la roca sedimentaria. 
25. Observa la gráfica adjunta que muestra la desintegración radiactiva 
 de dos elementos, A y B. Deduce cuántos periodos de semidesintegra- 
 ción han transcurrido en cada uno de los casos. 
26. Una roca ígnea contiene circón con un 12,5% de 235U y un 87,5% de 207Pb. 
 ¿Cuál es la edad absoluta de las rocas? 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 241 
Otros métodos para medir la edad de las rocas 
Además de los métodos de datación físicos, actualmente se emplean otros 
procedimientos para determinar la edad absoluta de una roca. 
Dataciones astronómicas 
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. 
Análisis paleomagnéticos 
Las inversiones de polaridad del campo magnético terrestre quedan regis-
tradas 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 ele-
mentos de datación. El método es muy simple: basta con datar las rocas in-
mediatas 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 mine-
rales, como el cuarzo y los feldespatos, de captar partículas cargadas proce-
dentes de su entorno, para emitir luz, termoluminiscencia, cuando son ca-
lentados. 
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 inclu-
yen huellas de fisión en circón y apatito, datación potasio-argón… 
Las edades de exposición a los 
rayos cósmicos 
Las rocas superficiales de los cuerpos 
planetarios sin actividad geológica 
pueden estar expuestas al viento so-
lar durante millones de años. Los ra-
yos pueden penetrar hasta un metro 
de la roca, produciendo huellas mi-
croscópicas o bien transformando sus 
núcleos en isótopos que pueden ser 
medidos y permiten la datación de la 
roca. 
Este método 
se ha empleado 
 en rocas lunares 
 y en meteoritos. 
En la imagen, un meteorito. La medi-
da de la exposición de rayos cósmicos 
del meteorito indica que se separó de 
un fragmento mayor hace cerca de 
300 millones de años 
La termocronología de baja temperatura permi-
te determinar la evolución del paisaje en una 
gran variedad de ambientes tectónicos: oróge-
nos activos, márgenes continentales activos y 
pasivos, las cuencas sedimentarias… 
En la imagen, aplicación de la termocronología 
de baja temperatura para estudiar la evolución 
geológica de las montañas de Rwenzori (Ugan-
da), su elevación tectónica y su posterior denu-
dación por erosión. Obsérvese como las isoter-
mas (línea imaginaria que une todos los puntos 
con igual temperatura) se «elevan» con el creci-
miento de las montañas. 
Cuando las rocas pasan por una determinada 
isoterma la información se almacena en deter-
minados minerales pesados, como el apatito y el 
circón. Estos minerales actúan como una combi-
nación de reloj y termómetro que puede ser leí-
do por los diferentes análisis de termocronología 
de baja temperatura. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 La medida del tiempo en geología 
CIDEAD 242 
¿Cómo se determina la edad de los fósiles y de 
las rocas sedimentarias? 
Solo determinadas rocas sedimentarias pueden ser datadas radiométrica-
mente. Son aquellas que incluyen minerales neoformados como la glauconi-
ta. Por esta razón, la edad de la mayoría de las rocas sedimentarias se debe 
establecer mediante una combinación de métodos estratigráficos y de data-
ción 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 me-
tamorfismo 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 estra-
tigrafía (superposiciónde estratos, relaciones de cor-
te, 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 po-
drán 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 to-
do el mundo. A partir de los datos obtenidos se ha podido establecer 
la escala de tiempo geológico que veremos en el siguiente epígrafe. 
En la columna de la derecha de la imagen se pre-
tende fechar un estrato de esquistos con fósiles. 
La roca ígnea subyacente (granito) está datada 
en 480 millones de años. El flujo de lava localiza-
do en una capa superior está datado en 450 mi-
llones de años. Por lo tanto, el estrato de esquis-
to con fósiles tiene una edad comprendida entre 
los 480 y los 450 Ma. 
A partir de estos datos podemos correlacionar 
secciones estratigráficas situadas en lugares muy 
lejanos pero que presenten los mismos fósiles 
aunque no hayamos podido hacer ninguna data-
ción por radiación radiométrica. 
27. Observa la imagen inferior que correlaciona dos secciones, A y B, situadas en áreas geográficas distintas. Explica qué edad 
tendrá el flujo de lava superior de la sección A. ¿Y los esquistos de ambas secciones? 
 
 
 
 
 
 
 
 ACTIVIDADES 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 243 
 
Uniformismo y actualismo 
Una premisa implícita en todo método de datación es que los procesos na-
turales siempre han sido esencialmente los mismos. Si la tasa de desintegra-
ción radiactiva variase en el tiempo la datación radiométrica sería inviable, y 
los principios de Steno carecerían de sentido si en el pasado la sedimenta-
ción 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: 
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: 
 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 resul-
tado de procesos (vulcanismo, erosión…) que aún operan en la Tierra. 
Este principio recibe el nombre de actualismo. 
Estas 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 pa-
sado a base de estudiar cómo se forman en la actualidad. Por tanto, todos 
los científicos las suscribían sin reparo. 
En cambio, los otros dos significados que Lyell dio al uniformismo son pro-
puestas teóricas sobre la dinámica de la Tierra con las que muchos geólo-
gos, en particular los de la escuela catastrofista, estaban en desacuerdo: 
 Uniformidad del ritmo o gradualismo. Los procesos geológicos siem-
pre 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. 
Es decir, fenómenos que podemos observar hoy, como puedan ser la ero-
sión 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 podrá conocer su mecanismo de formación en el pasado. Por 
ejemplo, si una roca contiene restos de conchas marinas, el depósito habrá 
Arriba: Duna actual en el Lugar de Importancia 
Comunitaria (LIC) conocido como «Dunas de la 
Safor», en la costa valenciana. 
Abajo: Duna fósil en el Parque Regional de Cal-
blanque, al sur del Mar Menor. Según el princi-
pio del actualismo se formó del mismo modo 
que la duna de la Safor. 
Paleoecología 
El principio del actualismo es la piedra 
angular de la paleoecología. Esta 
ciencia permite la reconstrucción de-
tallada de los paleoambientes pasa-
dos a través de los fósiles que vivían 
en ellos. 
Para la reconstrucción paleoecológica 
se acepta que las especies actuales 
son descendientes de las fósiles y, por 
tanto, las condiciones ambientales en 
las cuales desarrollaban su actividad 
eran similares, lo cual es la premisa 
esencial del actualismo: el presente es 
la clave del pasado. 
Sin embargo, se ha observado que 
cuanto más alejados estén tempo-
ralmente las especies, menos simili-
tudes se observan. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 244 
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. 
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 im-
portantes, 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 ac-
tuales; ni implica que todos los procesos que se desarrollan ahora lo han he-
cho de forma exactamente similar en el pasado. Se acepta, más o menos ge-
neralmente, que el grado de correlación entre los procesos antiguos y mo-
dernos decrecen según el tiempo; por ejemplo, en eras anteriores a la apari-
ción de la vegetación terrestre, la meteorización y la erosión han tenido que 
ser diferentes en carácter e intensidad a las de la actualidad. 
Un ejemplo de aplicación del método actualista: 
la reconstrucción de paleoclimas 
Puesto que cada clima particular deja su propia «huella» —por ejemplo, al 
favorecer determinadas formas de vida o contribuir al modelado del relie-
ve—, el principio del actualismo permite aplicar los conocimientos sobre la 
dinámica climática actual para reconocer formas generadas bajo climas rei-
nantes en el pasado, o paleoclimas. 
Una «huella» paleoclimática preservada en el registro geológico es un indi-
cador paleoclimático o proxy. Existen proxies de naturaleza diversa: geo-
química, 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 eva-
poran peor, y el agua del mar pierde más 16O que 18O. 
– Normalmente el agua evaporada retorna al mar tras precipitar, arras-
trando 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. 
δ18O 
La composición isotópica del agua se 
mide en relación al patrón conocido 
como estándar medio del agua oceá-
nica de Viena(VSMOW, por su acró-
nimo en inglés), que para la relación 
18O/16O es de 2005,20 partes por mi-
llón; en números redondos, por cada 
molécula de H218O hay unas 500 molé-
culas de H216O. 
La diferencia entre la relación 18O/16O 
en una muestra con respecto a la de 
VSMOW se expresa como: 
δ18O = 1000 · [
O18 O16⁄
( O18 O16⁄ )
VSMOW
− 1] 
Arriba: Durante un período interglacial, el agua 
isotópicamente «ligera» (H216O) se escapa de los 
océanos por evaporación, pero retorna a través 
de los ríos y su concentración no varía. 
Abajo: Cuando los glaciares se expanden retie-
nen parte del agua isotópicamente «ligera» en 
los continentes: el nivel del mar desciende y el 
océano se enriquece en agua «pesada» (H218O). 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 245 
 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 quími-
cas 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 paleoter-
mómetro, 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 ma-
yor proporción de aragonito que en los mares fríos; el aumento de salini-
dad, en cambio, produce el efecto contrario. En consecuencia, la propor-
ción 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 tempe-
ratura, 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 deposita-
ron los sedimentos y, por tanto, el clima 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 cli-
máticas a corto plazo. 
 Indicadores sedimentológicos. Algunos tipos de rocas y de sedimen-
tos son característicos de determinados ambientes morfoclimáticos, así 
por ejemplo, las tillitas son rocas sedimentarias formadas por acumula-
ción de las morrenas glaciares, por lo que su presencia en un determina-
do lugar indica temperaturas medias anuales por debajo de 0 ºC. 
En el caso de climas secos o áridos, se encuentran minerales de hie-
rro con grandes cristales y rocas como las evaporitas formadas por mine-
rales tales como halita (NaCl), calcita (CaCO3) y yeso (CaSO4). 
En climas húmedos es frecuente la presencia de arcillas. 
En la imagen superior, se pueden observar ban-
das de crecimiento de un coral con indicación de 
los años y de la longitud. 
Un coral crece típicamente alrededor de un cen-
tímetro cada año. Los corales muestran una 
prominencia de carácter anual y unas finas es-
trías paralelas a la abertura de carácter diario, 
por lo que sus esqueletos pueden contener un 
registro de hasta 500 años de historia. 
Bloque procedente de la morrena del Senegüé, en 
Huesca. Las morrenas están constituidas por rocas 
acarreadas por los glaciares, a menudo pulidas y con 
estrías. El sedimento formado por tales rocas se llama 
till, e indica un clima frío. 
 ACTIVIDADES 
28. ¿Qué tipo de indicadores sedimentológicos son propios de los climas cálidos y húmedos? 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 246 
Un calendario para la Tierra
Escala estratigráfica universal, según la úl-
tima revisión llevada a cabo por la Comisión 
Internacional de Estratigrafía (ICS, 2013). 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 247 
 
El uso de técnicas de datación ha permitido a los 
geólogos organizar en un calendario —la escala de 
tiempo geológico— los acontecimientos que se 
han sucedido en la historia de la Tierra. Dado que 
tales acontecimientos han quedado registrados fun-
damentalmente en estratos de roca, el calendario se 
llama también escala estratigráfica. 
La escala de tiempo geológico es una secuencia 
vertical que representa todas las unidades, a nivel 
mundial, de roca conocidas y sus fósiles. Estas uni-
dades se colocaron en orden secuencial (de más an-
tigua a menos), utilizando criterios basados en la da-
tación relativa y en la correlación de estratos. Las 
edades absolutas de las rocas se han determinado 
principalmente a través de la datación radiométri-
ca. Por lo tanto, la escala de tiempo geológico pro-
porciona una «vara de medir» calibrada para la de-
terminación de las edades de las rocas de todo el 
mundo a través de un examen de sus estratos, y es-
pecialmente aquellos que contienen fósiles. 
Al igual que el calendario humano se divide en me-
ses, semanas y días, los geólogos han dividido el ca-
lendario de la Tierra en varias unidades, definidas 
con arreglo a criterios diferentes: 
Unidades cronoestratigráficas 
Una unidad cronoestratigráfica es un conjunto 
de cuerpos rocosos delimitado por cambios en el 
contenido fósil, en el tipo de sedimento deposi-
tado o en la disposición de los estratos. 
Las unidades cronoestratigráficas de mayor ampli-
tud se llaman eonotemas. A su vez, los eonotemas 
se dividen en eratemas y estos en unidades de ran-
go progresivamente menor, como sistemas, series 
y pisos. 
 Un eonotema es una unidad cronoestratigráfica 
que corresponde al conjunto de estratos rocosos 
que permanecen en el registro estratigráfico de-
positados durante un determinado eón de la es-
cala temporal geológica. Los eonotemas tienen 
los mismos nombres que sus eones correspon-
dientes. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 248 
Para la historia de la Tierra se han definido cuatro eonotemas; de más 
antiguo a más reciente son: el Hádico, el Arcaico, el Proterozoico y el 
Fanerozoico. 
 Un eratema es una unidad cronoestratigráfica correspondiente al regis-
tro estratigráfico total depositado durante el tiempo de duración de una 
era en la escala de tiempo geológico. Los eratemas tienen los mismos 
nombres que sus correspondientes eras. 
Así el eonotema Proterozoico comprende, de más reciente a más anti-
guo, los eratemas Neoproterozoico, Mesoproterozoico y Paleoprote-
rozoico, y el eón Arcaico y su eonotema correspondiente se dividen 
análogamente en Neoarcaico, Mesoarcaico, Paleoarcaico y Eoarcai-
co, cuyo límite inferior (más antiguo) no está definido, aunque la Comi-
sión Internacional de Estratigrafía lo ha situado provisionalmente en 
4000 millones de años. Tampoco se ha delimitado el eón Hádico. 
Los eratemas no suelen usarse en la práctica. Los expertos en cronoestrati-
grafía prefieren utilizar formas más precisas y de mayor resolución —que 
abarquen un menor periodo de tiempo— cuando evalúan los estratos. Estas 
serían los sistemas, las series y, especialmente, los pisos. 
 El piso es la unidad básica dela cronoestratigrafía y representa el con-
junto de rocas formadas durante un determinado tiempo de la historia 
geológica. Están definidos por la litofacies y por asociaciones caracterís-
ticas de fósiles. Cada piso es equivalente a una edad de la escala tempo-
ral geológica, con una duración media de pocos millones de años. 
Normalmente se denominan con el nombre geográfico donde fue esta-
blecido. El problema es que la mayoría de los pisos tienen un alcance 
regional, no global como las anteriores divisiones, y es posible encontrar 
pisos muy diferentes según la zona que se examine. 
Los límites y nombres de los pisos de la escala global son establecidos por 
la Comisión Internacional de Estratigrafía, igual que el resto de unidades. 
Estratotipos 
Para la definición formal de las diferentes divisiones litoestratigráficas se es-
tablecen estratotipos de límite inferior, que son secciones estratigráficas 
concretas que sirven de referencia para todo el planeta. 
Los límites de las unidades cronoestratigráficas (que se corresponderán por 
convenio con los de las geocronológicas) se establecen según características 
y eventos paleobiológicos y geológicos reales registrados en las rocas, como 
alteraciones de los grupos taxonómicos predominantes, extinciones masivas, 
cambios climáticos, variaciones geoquímicas, inversiones del campo magné-
tico terrestre, entre otros. 
Estos cambios señalan el límite inferior de un estratotipo y se ubican en sec-
ciones estratigráficas seleccionadas para que sirvan de referencia en las co-
rrelaciones globales. Así, por ejemplo, el límite inferior del piso Selandien-
se viene marcado por un brusco descendimiento del nivel del mar que se 
Sistemas y series 
Además de las unidades estudiadas 
en el texto, existen otras unidades 
cronoestratigráfica: 
– Un sistema es una unidad cronoes-
tratigráfica formal de ámbito glo-
bal, que agrupa a todos los conjun-
tos de rocas formadas en el mismo 
lapso de tiempo y en las que se 
distinguen cambios significativos 
del registro fósil respecto a las de-
positadas antes y después que 
ellas, es decir, reflejan cambios 
mayores en la composición de la 
fauna y flora de la Tierra a través 
del tiempo. El tiempo representa-
do por cada sistema se denomina 
periodo, que es la unidad geocro-
nológica equivalente de la escala 
de tiempo geológico. 
– La serie es una unidad cronoestra-
tigráfica formal que representa el 
conjunto de rocas formadas duran-
te una época, la unidad geocrono-
lógica de la escala de tiempo geo-
lógico equivalente. 
En la imagen superior, límite entre dos pisos –Se-
landiense y Thanetiense en la playa de Itzurun en 
Zumaia, Guipuzcua– definido utilizando criterios li-
tológicos. 
En la imagen inferior, límite entre dos series —Pa-
leoceno y Eoceno de Zumaia, en el País Vasco— es-
tablecido mediante criterios litológicos. 
 
 
Unidad 8 El tiempo en geología 
 Los cambios ocurridos en la Tierra 
CIDEAD 249 
produjo hace 61,1 millones de años; en tanto que el piso Thanetiense está 
determinado por una repentina inversión del campo magnético terrestre que 
tuvo lugar hace 58,7 millones de años. El definir solo el límite inferior de 
cada estratotipo evita solapamientos y lagunas entre las distintas secciones. 
Relación entre unidades litoestratigráficas y 
cronoestratigráficas 
Las unidades litoestratigráficas y las cronoestratigráficas pertenecen a siste-
mas de clasificación y ordenamiento de las rocas independientes entre sí y 
definidos con criterios muy diferentes. Así, una formación puede pertene-
cer a uno o a varios pisos, dependiendo de la duración de la actividad del 
medio sedimentario en el que se formó. Por otra parte, los pisos incluyen 
necesariamente numerosas unidades litoestratigráficas (formaciones geológi-
cas, miembros o capas), debido a que en cada edad se produce simultánea-
mente depósitos sedimentarios en diferentes ambientes sedimentarios loca-
lizados por todo el planeta. Asimismo, la migración geográfica en el tiempo 
de un ambiente deposicional puede conducir a que los primeros depósitos 
de una formación sean de una edad en una zona y más modernos en otra. 
Unidades geocronológicas 
Son divisiones de tiempo, cuyos límites se establecen a partir de dataciones 
absolutas. Pese a que se definen con arreglo a distintos criterios, las unida-
des geocronológicas se corresponden con las unidades cronoestratigráficas: 
Cronoestratigráfica eonotema eratema sistema serie piso 
Geocronológica eón era período época edad 
Como hemos visto, se da el mismo nombre a una determinada unidad geo-
cronológica y a su correspondiente unidad cronoestratigráfica. Así, el perío-
do Cretácico es el intervalo temporal durante el cual se depositaron las rocas 
que forman el sistema Cretácico. 
Unidades bioestratigráficas 
Se caracterizan por los fósiles o asociaciones de fósiles que contienen. La 
unidad fundamental es la biozona que es un estrato o conjunto de estratos 
con unas características paleontológicas que los diferencian de los adyacen-
tes. Se pueden diferenciar varios tipos de biozonas, según que se refieran a 
una especie determinada o a una asociación, cuya amplitud será variable. 
 
Biozona 
La biozona es la unidad básica en bio-
estratigrafía y se puede definir por la 
presencia de un solo taxón o por la 
combinación de varios, según su 
abundancia relativa o variaciones en 
las características relacionadas con la 
distribución de los fósiles (primera o 
última aparición). 
Una sucesión estratigráfica puede ser 
dividida en distintas escalas bioestra-
tigráficas según el grupo de fósiles 
presentes (ammonites, foraminíferos, 
etcétera). Así pues, pueden identifi-
carse varias unidades bioestratigráfi-
cas superpuestas para el mismo in-
tervalo rocoso. 
Los límites de una biozona se deno-
minan biohorizontes (superficies es-
tratigráficas que limitan la primera o 
última presencia de fósiles de deter-
minado taxón o taxones o algún cam-
bio significativo de carácter bioestra-
tigráfico). 
 
 ACTIVIDADES 
29. Explica las diferencias entre los conceptos de eonotema y eón. 
30. ¿En qué eratemas se divide el eonotema Fanerozoico? 
31. ¿Qué relación existe entre pisos y las unidades litoestratigráficas? 
En la imagen, representación de una secuencia estrati-
gráfica. La edad de los estratos (de 1 a 10) se determina 
mediante la localización de fósiles guía (de la A a la F) 
que caracterizan los bioestratos. 
 
 
 
 250 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
Solucionario 
1. El más evidente de todos es un plegamiento producido por compresión. En general, cuando los estratos no aparecen en su disposición hori-
zontal originaria es debido a que fuerzas internas han actuado sobre ellos originando nuevas estructuras. 
2. Hay fenómenos como la deposición lateral que se da en los frentes deltaicos (ver imagen adjunta) que no cumplen el principio de la horizon-
talidad original. Otro ejemplo, sería la estratificación cruzada propia de la acción de las corrientes. 
 
3. La disposición inicial de la estratificación depende de la topografía del fondo de la cuenca, que no necesariamente ha de ser totalmente hori-
zontal y que cambia con el tiempo (es frecuente encontrar estratos no afectados por fenómenos tectónicos y que pueden presentar hasta un 
buzamiento de 30º). 
4. a) Podemos observar que se cumple el principio de horizontalidad original, puesto que los estratos se han depositado paralelos a la superficie 
del terreno. El principio de superposición de estratos porque nos indican que los estratos inferiores son los más antiguos y los superiores 
los más modernos. 
b) En el dibujo de la derecha, se siguen cumpliendo estos principios aunque los estratos han sido parcialmente erosionados. 
5. Se puede determinar localizando el techo del estrato. Para ello se han de buscar estructuras que solo aparecen en la superficie: grietas de 
desecación, marcas de gotas de agua, huellas de fósiles, ripple marks,etcétera, que nos marcarán los criterios de polarización. 
6. Es un método estratigráfico pero también absoluto porque el ciclo formado por los dos lechos, claros-oscuros, supone un año en la sedimen-
tación. Por lo tanto, haciendo un recuento de los ciclos, podemos conocer la edad del depósito. 
7. Deposición y plegamiento de los estratos marrones y azules → falla inversa → intrusión magmática que da lugar al plutón → deposición de 
estrato de color ocre → intrusión del dique → erosión de todo el conjunto → deposición del estrato ocre claro (el más superficial) → forma-
ción de la falla normal → tras la cual hay otro proceso erosivo. 
8. a) De más antiguo a más moderno el orden de sucesos son: A, B, K, C, D, E, F, H, G, H, I, J, L. La falla 1 puede ocurrir después de E, o en 
cualquier momento después de la E, pero antes de I. 
 b) Entre B y C del tipo disconformidad. Hay una discordancia entre el conjunto de estratos inclinados A-H y la capa I; es una discordancia 
angular. Hay otra discordancia entre la intrusión ígnea K y los estratos Ay B. Es una inconformidad. 
 c) K es más antigua que C. No se instruye en C debido a la discordancia. No hay capas de C contenidos en K. Hay una superficie de erosión 
que indica que K estaba allí antes de que C fuera depositado. 
9. Su estudio detallado permite deducir en qué condiciones se depositaron los sedimentos y cómo se formaron las correspondientes rocas sedi-
mentarias. Un cambio lateral de facies indica que los sedimentos se depositaron al mismo tiempo pero bajo condiciones distintas. 
10. De mayor a menor las unidades litoestratigráficas según su rango son: Grupo — Formación — Miembro — Capa 
11. Porque su emisión habrá tenido lugar en un espacio de tiempo muy concreto. 
12. En ambas secuencias observamos el depósito de arenisca, esquisto y, por último, caliza, lo que indica que el agua se hizo más profunda, por lo 
tanto tuvo lugar una transgresión. La correlación que se establece es la siguiente: 
 
13. a) 
 
 
 
 
 251 DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
b) Cuatro estratos están presentes en cada una de las tres secciones. 
c) La sección B y mide aproximadamente 6,5 metros de espesor (va aproximadamente de 0,5 metros hasta los 7 metros). 
d) No existe una inclinación entre las secciones A y B. La parte superior de la capa de carbón está aproximadamente a 2,1 metros en la co-
lumna B, por lo que podemos suponer que está a la misma profundidad en A. Habría que perforar en la columna A 4,9 metros (7 menos 
2,1 metros) para llegar a la parte superior de la capa de carbón. 
14. Si en una secuencia sedimentaria hay una laguna estratigráfica o un hiato, puede deberse a que no se produjo una sedimentación, por causas 
muy variadas, o bien a que después de depositarse los materiales estos han sido erosionados. 
15. a) 
 
b) Transgresivo-regresivo. 
c) En la imagen. 
d) La arenisca marca el principio de la transgresión y el final de la regresión, por lo que es la facies depositada más cerca de la orilla. 
e) La piedra caliza se encuentra en la cúspide de una transgresión, por lo que se deposita más lejos de la tierra firme. 
f) Las calizas de aguas profundas no se encuentra en la sección C de manera que esta es la dirección más cercana a la tierra y, por lo tanto, se 
localiza hacia el Este. 
16. a) De más antiguo a más moderno: 1, 2, 3, 4, 5, 
b) Entre la intrusión de granito y los estratos adyacentes se forma una inconformidad, y entre 4 y 5 hay una discordancia angular. 
c) La intrusión se produjo después del depósito de 4 y antes del depósito de 5 y la falla justo después, porque afecta a la intrusión, pero 
también es anterior al depósito de 5. 
 
17. Los procesos que han tenido lugar en la zona son, por orden de antigüedad: 
1. Depósito de dolomías, margas y calizas, en ambiente marino profundo. 
2. Plegamiento de la serie anterior, seguido de condiciones continentales, con erosión. 
3. Transgresión marina. 
4. Depósito de areniscas, arcillas y yesos en ambiente marino próximo al continente, o cuenca marina restringida. La presencia de yesos in-
dica una fuerte evaporación, y por tanto ausencia de aportes de agua. 
5. Procesos tectónicos: posible basculación de la cuenca y paso a condiciones continentales. Erosión y formación de una penillanura. 
6. Depósito de conglomerados. Posiblemente continentales, procedentes de la erosión de los relieves próximos producidos por la tectónica 
(abanicos aluviales). 
7. Erosión de los conglomerados por la instalación de una red fluvial 
18. Porque es muy improbable que muestras de rocas sedimentarias posean las mismas proporciones isotópicas (razón isotópica) iniciales ya que 
se originan a partir de fragmentos o sedimentos procedentes de áreas muy diferentes. Por esta razón, para poder establecer correlaciones es-
tratigráficas se ha de recurrir a métodos indirectos como el que aparezcan intercalados capas de carbón o materiales volcánicos, fósiles, intru-
siones magmáticas… 
19. En el primer caso, se ha formado un 50 % de átomos «hijos» y ha transcurrido un periodo de semidesintegración. 
En el segundo caso, en la muestra queda 6,25 % de isótopo «padre» y han transcurridos 4 periodos de semidesintegración. 
 
 
 
 252DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 
20. Se debe al desplazamiento de las placas que forman la litosfera y a los cambios ambientales (como las glaciaciones) que han tenido lugar a lo 
largo de la historia de la Tierra. La mejor explicación para la presencia de los dinosaurios en la Antártida es que este continente formó parte 
de una masa gran masa continental, todavía no fracturada en placas, sobre la que desarrollaron su existencia. 
21. 125 átomos. 
22. Una octava parte. 
23. Ciento cincuenta millones de años. 
24. Que tiene más de 2,87 x 107 años porque los estratos sedimentarios ya estaban allí cuando se formó la intrusión de granito. 
25. En el caso A, 2 periodos de semidesintegración y en el caso B, 3. 
26. Aproximadamente 2100 millones de años. 
27. En la sección B, se puede observar una intrusión magmática datada en 110 años, como esta intrusión atraviesa la capa superior de lava pode-
mos deducir que esta capa se depositó antes, por lo tanto, tiene una edad superior o igual a 110 millones de años. Por tanto, la capa de esquis-
tos que está situada entre las dos capas de lava tiene una edad comprendida entre 180 y 110 millones de años. 
Correlacionando ambas secciones, podemos deducir que la capa de lava superior de la sección A tiene una edad superior o igual a110 grados y 
que la capa de esquistos presenta una edad entre 180 y 110 millones de años. 
28. Calizas y dolomitas masivas, bauxita y lateritas (con minerales de aluminio). 
29. El eonotema no debe confundirse con el eón en sí mismo, que es la correspondiente división de tiempo geológico que abarca una cantidad 
específica de (millones de) años, durante los cuales las rocas que se formaron se clasifican dentro del eonotema. 
30. El eonotema Fanerozoico se divide en los eratemas: Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico, nombres coincidentes con los de las correspondien-
tes eras. 
31. Los pisos incluyen numerosas unidades litoestratigráficas, como formaciones, miembros o capas, debido a que para cada edad, como en la ac-
tualidad, la sedimentación y formación de rocas se produce por todo el planeta en diferentes ambientes sedimentarios. De igual forma una 
unidad litoestratigráfica determinada puede abarcar todo o parte de un piso, o varios pisos si el sistema deposicional en el que se formó estu-
vo activo el tiempo suficiente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Eón Es cada una de las divisiones mayores de tiempo de la historia de la Tierra desde el punto de vis-
ta geológico y paleontológico. 
 Era Es una unidad geocronológica formal de la escala temporal geológica que representa el tiempo 
correspondiente a la duración de un eratema, la unidad cronoestratigráfica equivalente que 
comprende todas las rocas formadas en ese tiempo. 
 Geocronología Es la ciencia