Métodos de datación

MÉTODOS DE DATACIÓN

 DATACIÓN RELATIVA:

         Significa que las rocas se colocan en una secuencia de formación adecuada. Mediante este
método no se puede establecer una fecha precisa, pero si podemos obtener lo que
sucedió antes o después de un acontecimiento. Las técnicas de este método que se
desarrollaron siguen siendo utilizadas en la actualidad.

DATACIÓN ABSOUTA:

          Mediante ésta es posible obtener fechas absolutas, fiables para los acontecimientos del
pasado geológico. Son los métodos que nos proporcionan edades numéricas.

En la siguiente tabla se clasificaron los métodos más conocidos de datación, las cursivas corresponden a dataciones absolutas (proporcionan edad numérica)

TIPOS

Datación relativa:

Para poder llegar a establecer una escala de tiempo relativo, es necesario aplicar principios, 

los que procederemos a analizar ahora:

-Ley de la superposición:
Se le atribuye a Nicolás Steno, un anatomista, geólogo y clérigo Danés (1638-1686). Esta ley, establece: “que en una secuencia no deformada de rocas sedimentarias, cada estrato es más antiguo que el que tiene por encima y más joven que el que tiene por debajo”. Esta ley es aplicada también a otros materiales depositados en la superficie, como por ejemplo coladas de lava y estratos de ceniza de erupciones volcánicas.

-Principio de la horizontalidad Original:
También Steno fue el que reconoció la importancia. Este principio Significa que las capas de
sedimento se depositan en general en una posición horizontal. Cuando observamos estratos
rocosos que son planos, deducimos que no han experimentado alteración y que mantienen
aun su horizontalidad original. Pero si está plegado o inclinado un cierto ángulo deben haber
sido desplazados a esa posición por alteraciones de la corteza algún tiempo después de su
depósito
-Principio de Intersección:
Cuando una falla atraviesa otras rocas, o cuando el magma hace intrusión y cristaliza,
podemos suponer que la falla o la intrusión es más joven que las rocas afectadas, a este
principio se le llama principio de intersección.

-Inclusiones:
En ocasiones, las inclusiones pueden servir para datar en forma relativa. Las inclusiones son
fragmentos de una unidad de roca que han quedado encerrados dentro de otra. El principio
se basa en lo siguiente: la masa de roca adyacente a la que contiene las inclusiones debe
haber estado allí primero para proporcionar los fragmentos de roca. Por consiguiente, la
masa de roca que contiene las inclusiones es la más joven de las dos.

-Discontinuidades Estratigráficas o Discordancias:
Cuando observamos estratos rocosos que se han ido depositando esencialmente sin
interrupción, decimos que son concordantes.
A lo largo de la historia de nuestro planeta, el depósito de sedimentos se ha interrumpido
una y otra vez. La ruptura en el registro litológico se denomina  discontinuidad
estratigráfica (hiato o laguna estratigráfica). Una discontinuidad estratigráfica representa
un largo periodo durante el cual se interrumpió la sedimentación, la erosión eliminó las rocas
previamente formadas y luego se reinició el depósito. Las discontinuidades estratigráficas
son rasgos importantes ya que representan acontecimientos geológicos significativos de la
historia de la Tierra.
Los coloreados estratos del Gran Cañón registran una larga historia de sedimentación en
una diversidad de ambientes: mares en avance, ríos y deltas, llanuras maréales y dunas de
arena. Pero el registro no es continuo. Las discontinuidades estratigráficas representan
cantidades de tiempo que no se han registrado.
Hay distintos tipos de discontinuidades: Discordancia Angular, Disconformidad e
Inconformidad.
       +Discordancia Angular:  Quizá la discontinuidad más fácil de reconocer es la
discordancia angular. Consiste en rocas sedimentarias inclinadas o plegadas sobre
las que reposan estratos más planos y jóvenes. Una discordancia indica que, durante
la pausa de deposición, se produjo un periodo de deformación (pliegue o inclinación) y
erosión.
       +Paraconformidad o disconformidad: Cuando se la compara con las discordancias
angulares, las paraconformidades son más comunes pero normalmente son bastante
menos claras, porque los estratos situados a ambos lados son en esencia paralelos.

       +Inconformidad o no conformidad:  El tercer tipo básico de discontinuidad es la
inconformidad. Aquí la ruptura separa rocas ígneas, metamórficas o intrusivas más
antiguas de los estratos sedimentarios más jóvenes. Para que se desarrolle una
inconformidad, debe haber un periodo de elevación y luego erosión de las rocas
suprayacentes.

 En esta imagen se pueden observar las distintas capas estratigraficas según su edad.

-Correlación de las capas rocosas:
Para desarrollar una escala de tiempo que sea aplicable a toda La Tierra, deben
emparejarse rocas de edad similar localizadas en regiones diferentes. Esta tarea se conoce
con el nombre de correlación.
1. Correlación por criterios físicos
La correlación a lo largo de distancias cortas suele conseguirse observando la
posición de una capa en una secuencia de estratos. Correlacionando las rocas de un
lugar con las de otro, es posible una visión más completa de la historia geológica de
una región.
Muchos estudios geológicos se realizan en áreas relativamente pequeñas. Aunque
son importante por si mismos, sólo se comprende su valor completo cuando se
correlacionan con otras regiones. Cuando el objetivo, es la correlación entre áreas
muy distantes o entre continentes, el geólogo dependerá de los fósiles.

2. Fósiles y correlación
Aunque la existencia de los fósiles se ha conocido durante siglos, no fue hasta finales del siglo XVIII y principios del XIX cuando se puso de manifiesto su importancia como herramientas geológicas. Los organismos fósiles se sucedieron unos a otros en un orden definido y determinable, y por consiguiente, cualquier periodo puede reconocerse por su contenido fósil. Esto es lo que se conoce como principio de la sucesión de fósiles. En otras palabras, cuando los fósiles se ordenan según edad, no presentan una imagen fortuita. Por el contrario, los fósiles documentan la evolución de la vida a través del tiempo. Ejemplo, en el registro fósil se reconoce una edad de los Trilobites. Luego, en sucesión, los paleontólogos reconocen una edad de los peces, una edad de los pantanos carboníferos, una edad de los reptiles y una edad de los mamíferos. Cuando se descubrió que los fósiles eran indicadores temporales, se convirtieron en el medio más útil de correlacionar las rocas de edades similares en regiones diferentes. Los geólogos prestan una atención particular a ciertos fósiles denominados fósiles índice o guía. Estos fósiles están geográficamente extendidos y limitados a un corto periodo de tiempo geológico, de manera que su presencia proporciona un método importante para equiparar rocas de la misma edad. Además de ser herramientas importantes y a menudo esenciales para correlacionar, los fósiles son importantes indicadores ambientales. Por consiguiente, examinando de cerca los tipos de fósiles, puede identificarse la posición.En esta foto se puede observar las distintas correlaciones de las capas en terrenos distintos separados por mar.

Datación Absoluta
Los métodos de datación absoluta, utilizan elementos radioactivos. Analizaremos los métodos más conocidos.

         Las Varvas:
Las varvas son pares de estratos producidos anualmente en relación con los cambios estaciónales (ver figura). Estas se producen principalmente en lagos de frente glaciar, sus estratos son claros, limosos o arenosos, además de otro arcilloso oscuro. Son las variaciones climáticas las que producen varas más o menos gruesas, cada región con una secuencia. Cuando se logra averiguar la edad de una vara, mediante correlaciones, se puede con precisión ver los avances y retrocesos glaciares de una región, así como su climatología.
Varvas del Pleistoceno en los acantilados de Scarboro (Toronto, Ontario, Canadá). Las más gruesas tienen cerca de 1,50 cm de espesor.
 
Varvas.
         Dendrocronología:
Refiere a los anillos de crecimiento de los árboles. Éstos cada año añaden a su tronco un anillo compuesto por una parte clara y otra oscura, el grosor de dicho anillo dependerá del clima. Contando los anillos de un tronco vivo a partir de su corteza es posible conocer su edad con precisión de un año. Se ha llegado a obtener una secuencia de 7.240 años. Los pinos americanos han permitido regresar más en el tiempo. Estos anillos también son indicadores climáticos.
Con esta imagen podemos observar la cantidad de información que se puede sacar de un tronco de árbol desde su edad y los procesos climáticos sucedidos en esos momentos.
  

      
      Densidad de Cráteres
En los cuerpos planetarios sin atmósfera, los cráteres formados por impactos de meteoritos no se pueden erosionar. Por lo tanto se acumulan a lo largo del tiempo. Pero de igual forma esto no impide que se pueda obtener o realizar una datación, es simplemente una dificultad.
La densidad de cráteres permite una datación de tipo estratigráfico, en esta el principio de superposición es sustituido por el criterio de densidad de craterización. La tasa de craterización puede convertirse en escala numérica si tenemos por lo menos una edad numérica de la superficie craterizada. Para la luna se datan las primeras rocas lunares en 1969, a partir de ese momento se hace una suposición basándose en que la Tierra y la Luna recibieron el mismo número de impactos, de ahí se construye una curva de cráteres-edades.

 

Cráter lunar.

       
 Las edades de exposición a los rayos cósmicos

Las rocas superficiales de los cuerpos planetarios sin actividad geológica pueden estar expuestas al viento solar durante millones de años. Los rayos pueden penetrar hasta un metro de la roca, produciendo huellas microscópicas o bien transformando sus núcleos en isótopos. Los dos efectos pueden medirse para obtener una edad.
Este método se ha empleado en rocas lunares y en meteoritos. Si las edades de varios meteoritos coinciden podemos decir que en esa fecha tuvo lugar una colisión importante.
        Las huellas de Fisión

Una zona de fisión es una zona lineal de un mineral dañada por el paso de un núcleo atómico. La edad se obtendrá midiendo la cantidad de huellas de fisión por unidad de superficie y dividiéndola por la concentración del uranio en el mineral.
La precisión se basa en 4 supuestos:
1. La velocidad de descomposición del U^238 es constante
2. La concentración de uranio en la roca se ha mantenido constante desde que se formó la roca
3. Todas las fisiones producen huellas
4. Todas las huellas de fisión no se borran.
Lo normal es que se traten dataciones a partir de 250000 años de antigüedad.
       


Huellas de físión.

 Termoluminiscencia

Este sistema, es parecido al anterior, se basa en que los minerales retienen partículas cargadas procedentes de su entorno. Este método sirve para datar unidades geológicas como coladas volcánicas, o elementos como cerámica.
El intervalo de aplicación del método va desde algunos siglos a varios cientos de miles de años; su margen de error va del 8 al 10% de la edad media. 
             
Datación Absoluta con Radiactividad

La datación radiométrica es la que nos permite medir con más precisión. Para la aclaración de términos, es conveniente recordar: cada átomo tiene un núcleo, que contiene protones y neutrones, y que alrededor de de este núcleo orbitan los electrones. Los electrones tienen carga eléctrica negativa y los protones positiva. Un neutrón es en realidad una combinación de un protón y un electrón combinados, pues no tiene carga (es neutro). El numero atómico (el número que identifica cada elemento) es el número de protones que tiene en su núcleo. Cada elemento tiene un número diferente de protones y, por lo tanto, un numero atómico diferente (hidrogeno = 1, Carbono = 6, uranio = 92, etc.). Los átomos de un mismo elemento tienen siempre el mismo número de protones, de manera que el número atómico se mantiene constante.
Prácticamente toda la masa de un átomo (99,99%) se encuentra en el núcleo, lo que indica que los electrones no tienen prácticamente masa. Así pues, sumando los protones y los neutrones del núcleo de un átomo obtenemos el número atómico del átomo. El número de neutrones puede variar, y esas variantes, o isótopos tienen diferentes números másicos. Un ejemplo: el núcleo del uranio tiene siempre 92 protones, de manera que sunúcleo atómico es siempre 92. Pero su población de neutrones varía, de modo que el uranio tiene tres isótopos: uranio- 234 (protones + neutrones=234), uranio-235,uranio-238.
Las fuerzas que unen los protones y los neutrones en el núcleo suelen ser fuertes. Sin embargo, en algunos isótopos, los núcleos son inestables porque las fuerzas que unen los protones y los neutrones no son lo bastante fuertes. Como consecuencia los núcleos se descomponen, o desintegran, espontáneamente en un proceso denominado radiactividad.
En 1907, el físico neozelandés Ernest Rutherford, sugirió la posibilidad de datar minerales mediante la radiactividad, calculando la proporción entre la cantidad de elementos radiactivos (llamados también elementos padres, o primarios) y las sustancias derivadas (llamados también elementos hijos o radiogénicos). Las primeras diez muestras de Boltwood dieron edades de hasta 2.200 millones de años. Aunque hoy sabemos que eran como un 20% alta. En la década de los 70, y mediante el estudio de los bordes de alteración de inclusiones radiactivas en minerales, se confirmó la propiedad clave de las transmutaciones radiactivas: su ritmo sólo depende de la estructura del núcleo, y nunca de las condiciones exteriores.
Para que un elemento radiogénico sea utilizable en la datación hacen falta tres condiciones:
1) Que se trate de un elemento relativamente común
2) Que su vida media no sea demasiado grande ni demasiado pequeña respecto al intervalo de tiempo que queremos medir.
3) Que el elemento hijo se pueda distinguir de las eventuales cantidades del mismo isótopo ya presente en el mineral desde su formación.