Una de las cuestiones más importantes en Paleontología es la de establecer el momento del pasado en que vivieron los organismos que conocemos por los fósiles. Aunque lo ideal sería poder datar los propios fósiles de manera directa, esto no suele ser posible. Más fácil puede resultar el establecer la antigüedad de los estratos, o capas de rocas sedimentarias, que los incluyen. Como los estratos contienen a los fósiles, es evidente que éstos son más antiguos que aquellos, aunque a veces ambos son prácticamente coetáneos. También puede ocurrir que un fósil de un estrato sea arrancado de éste por los agentes geológicos y depositado en un estrato más joven. Conocer la relación entre un fósil y el estrato que lo contiene resulta de capital importancia a la hora de fechar uno en función del otro y viceversa.
La determinación de la edad de un fósil, o de un estrato, es tarea de la Geocronología y puede abordarse desde dos vías distintas pero muy relacionadas entre sí: estableciendo dataciones relativas y absolutas. Establecer la datación relativa de un suceso consiste en situarlo en una serie de acontecimientos cuyo orden temporal conocemos. Es decir, saber si ocurrió antes o después que otros eventos históricos. Resulta fundamental conocer el orden en que se sucedieron los acontecimientos aunque no sepamos con certeza cuándo ocurrieron éstos; a esta ordenación temporal se le conoce como datación relativa.
El principal criterio para establecer la datación relativa de los estratos, y de los fósiles que contienen, es el Principio de superposición de los estratos, que se basa en el hecho evidente que los estratos más antiguos están situados bajo los más recientes.
Pero una vez que los distintos acontecimientos que ocupan al paleontólogo han sido ordenados temporalmente, aún queda pendiente una cuestión capital: ¿cuándo ocurrieron? ¿estamos hablando de miles, de cientos de miles, o de millones de años? La Geocronometría es la disciplina de la Geocronología encargada de dar respuestas a estas preguntas. Esto no ha sido posible hasta la segunda mitad del siglo XX. Para ello, ha sido preciso encontrar un "reloj natural" que registre el tiempo transcurrido y saber como leer dicho reloj. La clave ha estado en el mayor conocimiento que hemos adquirido en los últimos cien años sobre la naturaleza de la materia. Las propiedades de los átomos nos permiten usar las variaciones entre las proporciones de determinados isótopos como medida del tiempo desde que un organismo murió o desde que se formó una determinada roca..
Desgraciadamente, la primera posibilidad, medir el tiempo desde que murió un organismo, está prácticamente restringida a la técnica conocida como Carbono-14, que no puede datar fósiles más antiguos de 45.000 años. Es cierto que existen otras técnicas que nos permiten datar determinadas rocas sin límite práctico en cuanto a su antigüedad (como la técnica del Potasio/Argón o la de las Trazas de Fisión), pero la mayor parte de ellas tienen dos limitaciones. En primer lugar, y puesto que lo que se datan son rocas, solo nos ofrecen una datación relativa de los fósiles, que serán más antiguos o más modernos que el estrato que contiene la roca datada. En segundo término, solo pueden aplicarse a rocas volcánicas, que no se encuentran distribuidas por toda la superficie del planeta, lo que limita su aplicación a determinadas áreas geográficas..
Estos problemas se intentan subsanar mediante el desarrollo de técnicas nuevas (como el Análisis de las Series de Uranio, la Termoluminiscencia, y la Resonancia del Spin Electrónico) que pueden aplicarse a rocas sedimentarias y, con muchos problemas, a los propios fósiles.
En muchas ocasiones, no es posible datar directamente ni los fósiles ni los estratos de un yacimiento. En estos casos se recurre al establecimiento de correlaciones con otros yacimientos datados por métodos absolutos. Para estas correlaciones se utilizan características litológicas de los estratos o, más frecuentemente, datos paleontológicos, correlacionando los estratos por sus fósiles.
En esta línea, se ha desarrollado otra técnica de datación que aunque, en esencia, es de tipo relativo puede facilitar el establecimiento de edades absolutas; se trata del Paleomagnetismo o, más correctamente, Magnetoestratigrafía. Esta disciplina estudia las variaciones de la orientación del campo magnético terrestre en el pasado. A lo largo del tiempo, el campo magnético terrestre ha alternado periodos en los que la polaridad magnética era la misma que en la actualidad, con otros en los que la polaridad era la contraria. Estos episodios han quedado registrados en rocas volcánicas susceptibles de ser datadas por técnicas radiométricas, lo que ha permitido construir una tabla cronomagnetoestratigráfica, en la que figuran todos los episodios de cambios de polaridad y sus edades absolutas desde el Jurásico hasta la actualidad. En muchos yacimientos es posible establecer la polaridad magnética de sus estratos y correlacionarlos, en base a datos paleontológicos, con alguno de los episodios magnéticos de edad conocida. En la figura 1.2.1 se indican algunos de los métodos de datación absolutos y relativos que más se aplican en los yacimientos paleontológicos así como sus rangos temporales aproximados.
Rango temporal de diversos métodos de datación directa e indirecta. Dependiendo de la composición química y la antigüedad del estrato se aplican unos u otros. Por ejemplo en el yacimiento de Atapuerca se ha empleado el Uranio -Torio, Luminiscencia, ESR (o RES), Radiocarbono y Paleomagnetismo.
Las dataciones relativas
En Paleontología, no es fácil saber si un suceso ocurrió antes o después de otros y, por tanto, situarlo dentro de un marco de referencia. Para abordar este problema se recurre al Principio de superposición de los estratos y a las correlaciones entre columnas estratigráficas. El principio de superposición de los estratos es muy simple: puesto que las capas sedimentarias más antiguas se depositaron antes que las más modernas, en un yacimiento los estratos inferiores son más antiguos que los superiores. Es decir, que la situación en la secuencia estratigráfica nos indica directamente la edad relativa de los fósiles. Para que esta regla se cumpla es preciso asegurarse que el orden de los estratos no se haya visto alterado por procesos geológicos tales como plegamientos o episodios de erosión y relleno, y que los fósiles se encuentren en el estrato original en que se sedimentaron por primera vez.
Evidentemente, esta ordenación temporal solo es útil para cada yacimiento, y cada uno de ellos constituye un marco de referencia independiente de los demás. Para conseguir una escala temporal de referencia más amplia, que permita relacionar unos yacimientos con otros, se intentan correlacionar las columnas estratigráficas (el conjunto de estratos) de distintos yacimientos. Para ello, se comparan los yacimientos a la búsqueda de estratos comunes, en base a sus propiedades litológicas y/o a sus fósiles. La Litoestratigrafía es la rama de la Estratigrafía que estudia los estratos desde el punto de vista de su litología, mientras que la Bioestratigrafía utiliza los fósiles como elemento diagnóstico de los estratos.
Una vez localizados los estratos comunes, por criterios litoestratigráficos y/o bioestratigráficos, de dos o más yacimientos, se puede componer una columna estratigráfica conjunta que permite ordenar en el tiempo los estratos y fósiles contenidos en ellos.
Veamos un ejemplo de este modo de proceder. Imaginemos dos yacimientos (Y1 e Y2) cuyos estratos respectivos son los siguientes:
Yacimiento Y1: Yacimiento Y2 .
A1 A2
B1 B2
C1 C2
D1 D2
E1 E2
F1 F2
Resulta evidente que en el yacimiento Y1 los fósiles más antiguos serán los del estrato más bajo de la columna (F1) y los más modernos los del estrato más alto (A1), siguiendo un orden de antigüedad:
F1 > E1 > D1 > C1 > B1 > A1
Análogamente, la ordenación temporal del yacimiento Y2 será:
F2 > E2 > D2 > C2 > B2 > A2
De este modo tenemos dos series temporales independientes. Pero, ¿cuál es la relación entre, por ejemplo, los fósiles procedentes de A1 -del yacimiento Y1- y los del estrato D2 -del yacimiento A2? Para saberlo es preciso correlacionar ambos yacimientos. Imaginemos que las características litológicas y los fósiles del estrato F1 son comunes con los del estrato B2, y que también encontramos esta similitud entre estrato E1 y el estrato A2. En este caso, podemos concluir que los estratos F1 y B2, por una parte, y E1 y A2, por la otra, se formaron en épocas similares y podremos correlacionar ambos yacimientos, consiguiendo un marco de referencia temporal más amplio:
F2 > E2 > D2 > C2 > B2=F1 > A2=E1 > D1 > C1 > B1 > A1
Por supuesto, éste es un caso ideal muy simplificado y en la realidad los problemas son más complejos, pero el método es básicamente el mismo. Así, contando con numerosos yacimientos y estableciendo correlaciones entre ellos, se ha podido constatar que las distintas especies de seres vivos tienen distribuciones estratigráficas discretas, con un comienzo y un final, y que unas existieron antes que las otras.
Esquema idealizando la correlación de varios estratos en tres yacimientos. A pesar de que las secuencias a veces están incompletas y alejadas, se pueden establecer asociaciones atendiendo a las distintas especies incluidas en los estratos. Los seres vivos tienen distribuciones temporales discretas, por lo tanto, algunos fósiles pueden considerarse marcadores estratigráficos.
A partir de las distribuciones estratigráficas de las especies, y teniendo en cuenta la naturaleza continua e irreversible del proceso evolutivo, se puede establecer un marco cronológico global que ordene temporalmente la aparición y desaparición de las especies biológicas. De esta tarea se ocupa la Biocronología (una rama de la Geocronología). Sin embargo, puesto que el proceso evolutivo no tiene un ritmo continuo dicho marco cronológico es relativo.
De este modo, es posible caracterizar momentos del pasado en los que existieron unas determinadas faunas y floras y en los que se produjeron diferentes acontecimientos geológicos. Los de mayor amplitud se nombran como Eras (Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico), dentro de las cuales se distinguen Periodos, a su vez divididos en Épocas. La evolución de los primates, en general, y de los humanos, en particular, tuvo lugar durante la Era Cenozoica, que incluye los Periodos Terciario y Cuaternario, compuestos por las Épocas Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno, Plioceno (todas ellas del Periodo Terciario), Pleistoceno y Holoceno (ambas del Cuaternario).
Átomos, radiactividad y relojes
Hoy sabemos que la materia está compuesta por partículas que llamamos átomos. A su vez, estos átomos están constituidos por unidades menores conocidas como protones, electrones y neutrones. Protones y neutrones están situados en la región central del átomo, donde se concentra la mayor parte de la masa, mientras que los electrones se disponen en capas en la periferia del átomo.
Todos los átomos que tienen el mismo número de protones tienen características químicas idénticas, en cuanto a su capacidad para formar compuestos, y se agrupan en un mismo elemento. Es decir, que es el número de protones lo que define y caracteriza a los distintos elementos.
El número de neutrones de un átomo no es importante a la hora de incluirlo en uno u otro elemento, y dentro de cada uno de ellos se incluyen átomos con diferente número de neutrones, que se conocen como los isótopos de un elemento. Es decir, que todos los isótopos de un elemento tienen el mismo número de protones (característico del elemento en cuestión) pero varían en el número de neutrones. A los isótopos se les nombra con el nombre del elemento, al que se añade el número de neutrones. Por ejemplo, el isótopo del carbono que tiene 14 neutrones en su núcleo se conoce como Carbono-14, o 14C.
Los protones presentan carga positiva y los electrones carga negativa de la misma magnitud, mientras que los neutrones no presentan ninguna carga. En situación de equilibrio, un átomo presenta el mismo número de protones (en el núcleo) que de electrones (en la periferia) por lo que su carga neta es nula. Esta situación puede cambiar por la ganancia o perdida de electrones. En el primer caso, el átomo se carga negativamente y en el segundo lo hace positivamente. Al proceso de ganancia o perdida de electrones se le conoce como ionización y es muy frecuente en la naturaleza, hasta el punto de que muchos átomos están ionizados en las condiciones reinantes en el planeta.
En 1896, el químico Henry Becquerel descubrió el fenómeno de la radiactividad natural, que consiste en un proceso a nivel atómico por el que, de manera espontánea, determinados isótopos se desintegran; es decir, sufren variaciones en el número de neutrones o de protones de su núcleo, emitiendo radiaciones. Cuando, como resultado de este proceso, se varía el número de neutrones, el isótopo se convierte en otro isótopo distinto del mismo elemento. Si la modificación afecta al número de protones, entonces se produce un cambio de elemento. El aspecto de este proceso que tiene importancia a la hora de medir el tiempo es el hecho de que estas desintegraciones radiactivas no solo se producen de manera espontánea en la naturaleza, sino que además lo hacen a un ritmo regular, pudiendose establecer su periodo. El periodo de un isótopo radiactivo es el espacio de tiempo necesario para que la cantidad inicial de dicho isótopo se reduzca a la mitad.
Aunque las primeras dataciones radiométricas en rocas metamórficas se obtuvieron a principio del siglo XX, no fue hasta después de la Segunda Guerra Mundial que los avances técnicos permitieron depurar y extender el uso del periodo de desintegración de los isótopos radiactivos para medir el tiempo transcurrido desde un momento del pasado. El método que se desarrollo en primer lugar fue el conocido como Carbono-14.
El método del Carbono-14
El Carbono-14 (o radiocarbono) es un isótopo del carbono que se conoce artificialmente desde 1934, aunque hasta 1946 no se demostró su existencia natural. En este año, el químico W.F. Libby, que recibió el Premio Nobel por su descubrimiento, demostró que este isótopo del carbono se forma de manera continua en las capas altas de la atmósfera terrestre, debido a la acción de los rayos cósmicos sobre el Nitrógeno-14. Una vez formado, el Carbono-14 se oxida con el oxígeno para dar lugar a moléculas de dióxido de carbono, que son indistinguibles químicamente de las formadas por el isótopo "normal" del carbono, el Carbono-12. Estas moléculas de dióxido de carbono pasan a formar parte, a través de la fotosíntesis, de los tejidos vegetales, y de ahí a los animales. De modo, que todos los seres vivos mantienen en sus tejidos una proporción entre Carbono-14 y Carbono-12 que es la misma que la existente en la atmósfera terrestre (en la que el Carbono-14 es escaso).
Cuando el organismo muere, deja de incorporar carbono a sus tejidos y la proporción entre ambos isótopos comienza a cambiar, ya que el Carbono-14 es inestable y se convierte en Carbono-12 con un periodo de 5568 años. Es decir, que transcurridos 5.568 años desde la muerte del ser vivo, la mitad de su Carbono-14 habrá desaparecido para convertirse en Carbono-12, y pasados 11.136 años desde su muerte la cantidad de Carbono-14 inicial se habrá reducido a una cuarta parte. Como la cantidad inicial de Carbono-14 es la misma que la presente en la atmósfera terrestre, basta con medir la cantidad de Carbono-14 presente en un resto orgánico para deducir el tiempo transcurrido desde su muerte. No obstante, la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera no ha sido constante a lo largo del tiempo, sino que ha sufrido fluctuaciones, por lo que este método tiene un cierto margen de error.
El límite de esta técnica depende de la capacidad de medir con exactitud el número de átomos de Carbono-14 presente en una muestra. A partir de determinada antigüedad, hay tan pocos átomos de Carbono-14 que su medición se hace muy imprecisa y los resultados no son fiables.
Para comprender esta limitación imaginemos una muestra hipotética que tuviera en origen 1000 átomos de Carbono-14. Pasado el primer periodo, 5.568 años, solo quedarían 500 átomos. Poco importa un error de medida de 5 átomos: tanto si obtenemos 495 átomos, como si hallamos un número de 505 átomos, sabremos que ha transcurrido solo un periodo (5.568 años). Tampoco hay problemas con el segundo período (250 átomos de Carbono-14), ni con el tercero (125 átomos), y así sucesivamente hasta que, en el séptimo periodo se pasa de 16 átomos de Carbono-14 hasta 8 átomos. Ahora, un error de 5 átomos es demasiado elevado, ya que si obtenemos una medición de 13 átomos podríamos pensar que sólo han transcurrido 6 períodos, pero si obtenemos una cifra de 3 átomos concluiríamos que han transcurrido 8 períodos. Es decir que a medida que disminuye la cantidad de Carbono-14 aumenta el margen de error. De este modo se llega a un punto más allá del cual no es posible obtener dataciones fiables. Cuanto mayor sea el período de un isótopo, más lejos en el tiempo estará su límite.
Hasta hace pocos años, el límite de la técnica del Carbono-14 rondaba los 35.000 años de antigüedad pero en la actualidad se utiliza un Espectrómetro de Masas con Acelerador de Partículas, que es capaz de medir con precisión números muy bajos de átomos, lo que ha permitido extender el rango de la técnica hasta los 45.000 años.
Curva del período del isótopo del Carbono-14. A medida que disminuye la cantidad de Carbono-14 aumenta el margen de error. Cuanto mayor sea el período de un isótopo, más lejos en el tiempo estará su límite. Se llega a un punto más allá del cual no es posible obtener dataciones fiables.
Otra limitación a la técnica, reside en el descubrimiento de que la cantidad de Carbono-14 en la atmósfera terrestre no ha sido constante a lo largo del tiempo. Esto se debe a las fluctuaciones de la actividad solar. Cuando ésta es mayor, hay más viento solar, que reduce la llegada de rayos cósmicos a la Tierra y, por tanto, se produce menos cantidad de Carbono-14. En la actualidad existen técnicas para calibrar con gran precisión la técnica del Carbono-14 hasta cerca de los 11.000 años de antigüedad, y con menos precisión hasta su límite práctico.
Con todo, el método del Carbono-14 tiene un valor inapreciable en Arqueología, ya que los sucesos estudiados por esta ciencia entran dentro de su rango. Sin embargo, la mayor parte de los acontecimientos que ocupan al paleontólogo sucedieron mucho más allá del alcance del método del Carbono-14. Es por ello, por lo que se ha hecho necesario desarrollar nuevos métodos que, basandose en el mismo fenómeno de la radiactividad natural, alcancen antigüedades mucho mayores. Estos métodos están basados en isótopos de elementos tales como el potasio y el uranio.
Dataciones por Potasio-Argón
Esta técnica fue desarrollada en las décadas 60 y 70 de nuestro siglo y su fundamento es muy sencillo. Se basa en las propiedades de un isótopo radiactivo del potasio, el Potasio-40, cuyo periodo de desintegración es de 1.250 millones de años, por lo que su alcance es, en la práctica, ilimitado. Como resultado de su desintegración, el Potasio-40 se convierte tanto en Calcio-40 como en Argón-40. Este último es un gas inerte muy escaso en la Tierra. En el momento de su formación, las rocas volcánicas no contienen ninguna cantidad de Argón-40, ya que éste se escapa cuando la roca está fundida en forma de lava. Al solidificarse esta lava, se empieza a acumular Argón-40, que no puede escapar de la roca sólida, a partir de la desintegración del Potasio-40 presente en la roca.
De este modo, si tomamos un cristal de un mineral rico en potasio (un feldespato, por ejemplo) y lo fundimos con el concurso de un rayo láser, el Argón-40 quedará liberado y podrá ser cuantificado mediante un Espectrómetro de Masas. La cantidad de Argón-40 nos da la medida de la cantidad de Potasio-40 que se ha desintegrado desde el momento de la formación de la roca y, por tanto, de su edad. Una dificultad de esta técnica está en el hecho de que hay Argón-40 en la atmósfera y no puede evitarse que una parte de él se mezcle con la muestra. No obstante, existen técnicas para determinar cuánto Argón-40 de una muestra es de origen radiogénico y cuánto es atmosférico. Esta determinación es uno de los puntos cruciales de la técnica y si se hace incorrectamente, el resultado puede verse muy alterado.
Una vez determinada la edad de una roca por esta técnica, y según el principio de superposición de los estratos, los fósiles situados por debajo de la roca datada serán más antiguos que ésta y los que estén por encima serán más modernos. En la actualidad, se utiliza una variante más precisa de este método basado en los isótopos Argón-40 y Argón-30.
El mayor inconveniente de esta técnica es la necesidad de contar con rocas volcánicas susceptibles de ser datadas. Estas rocas son frecuentes en determinadas zonas del planeta (como la región del este de África que se conoce como Rift Valley, o la isla de Java), pero están ausentes en muchas otras (como la mayor parte de la Península Ibérica).
Columna estratigráfica del yacimiento con fósiles humanos de Haddar (en la región del este de África que se conoce como Rift Valley) donde las rocas volcánicas son frecuentes y por tanto se pueden aplicar las técnicas de datación del K-Ar (y Ar-Ar). En este esquema también observamos la aplicación combinada del principio de superposición de los estratos y del paleomagnetismo que veremos más adelante.
Datación por trazas de fisión
Como el anterior, este método solo puede aplicarse a rocas volcánicas y permite conocer la cantidad de tiempo transcurrido desde su formación. Cuando una roca volcánica se solidifica, muchos de los minerales que la componen cristalizan, atrapando, en la red de átomos de los cristales, átomos del isótopo radiactivo Uranio-238. Estos átomos se fisionan espontáneamente, según una tasa de tiempo conocida, en dos átomos "hijos" que salen despedidos violentamente en sentidos opuestos, dejando unas cicatrices características, o trazas de fisiónpermiten que pueden ser contadas y, a partir de su densidad y la cantidad presente de Uranio-238, deducir la antigüedad de dicho cristal.
Esta técnica presenta la dificultad de que las trazas de fisión son pequeñas y no son visibles si no se amplia y pule el área a analizar, lo que requiere un tratamiento en el laboratorio. El mineral más usado en esta técnica es el Zircón, que presenta varias ventajas: es muy duro, por lo que su superficie no se raya y es fácil distinguir las trazas de fisión, además es abundante en muchas rocas volcánicas, y suele ser rico en Uranio.
Datación por series de Uranio y Torio
Allí donde no hay rocas volcánicas, se utilizan los desequilibrios entre series isotópicas del uranio para averiguar la edad de las rocas. Existen en la naturaleza tres familias radiactivas, compuestas por elementos que se forman unos a partir de otros por desintegración radiactiva y que derivan de un elemento original (o "padre"). Estas familias, que se nombran a partir del elemento padre correspondiente, son la del Uranio-238, la del Uranio-235 y la del Torio-232, e incluyen a isótopos de elementos tales como el protactinio, el actinio, el radio, el radón, el polonio, el bismuto y el talio. Puesto que los períodos de los isótopos implicados son conocidos, las proporciones relativas entre ellos son una medida directa del tiempo transcurrido desde la formación de la roca que los contiene. El límite de la técnica está en el momento en que los elementos de cada serie alcanzan una proporción tal que no es posible medir con precisión el número de átomos que están pasando de uno a otro. A esta situación se le conoce como estado de equilibrio. Una vez que se alcanza el equilibrio, el "reloj" isotópico se detiene. El equilibrio en las distintas series isotópicas se alcanza hacia los 350.000 años por lo que no puede usarse esta técnica para datar rocas más antiguas de esa cifra, ni más modernas de 10.000 años.
Como ya se ha dicho, en las rocas más antiguas del límite de la técnica, todos los elementos que componen cada familia están en equilibrio y no pueden ser datadas porque el reloj isotópico está parado. Sin embargo, en determinadas condiciones, este reloj puede volver a ser puesto a cero para un nuevo periodo de 350.000 años, hasta que se alcance un nuevo equilibrio. Una de estas situaciones se produce cuando la roca que contiene los isótopos es disuelta por el agua. Entonces el agua arrastra al uranio, que es soluble, pero no a otros componentes de la familia, como el torio o el protactinio, que son insolubles. Cuando el uranio precipita, comienza un nuevo ciclo de producción de isótopos hijos, hasta alcanzar un nuevo equilibrio, 350.000 años después.
Este proceso es frecuente en las cuevas donde el agua disuelve la roca madre caliza (cuyos isótopos están en equilibrio) arrastrando al uranio. Cuando el carbonato cálcico disuelto en el agua precipita, dando lugar a estalagmitas y estalactitas, también lo hace el uranio, que comienza a desintegrarse en los elementos de la serie. De este modo, el reloj isotópico se pone de nuevo en marcha, marcando el momento de formación de estalactitas y estalagmitas. Con frecuencia, los yacimientos con fósiles se depositan encima de una estalagmita y/o son cubiertos por otra. Si la estalagmita cuya edad se conoce está debajo de los fósiles, estos serán más modernos, y más antiguos si se encuentran por debajo de la estalagmita datada.
Cuando el carbonato cálcico disuelto en el agua precipita, dando lugar a estalagmitas y estalactitas, también lo hace el uranio, que comienza a desintegrarse en los elementos de la serie. Las cuevas son lugares apropiados para la aplicación de éstos métodos de datación. Con frecuencia, los yacimientos con fósiles se depositan encima de una estalagmita y/o son cubiertos por otra.
Mediante esta técnica también pueden datarse directamente los fósiles, a condición de que hayan absorbido uranio mientras estuvieron enterrados en el sedimento. En este caso, la edad obtenida no es la del fósil, sino una edad mínima ya que el fósil pudo haber absorbido el uranio mucho tiempo después de su enterramiento. También es posible que el fósil haya perdido uranio, que es soluble en el agua, lo que hace que el fósil analizado parezca más antiguo de lo que realmente es. Estas circunstancias limitan el uso de la técnica sobre fósiles, que debe siempre contrastarse con otros métodos, absolutos o relativos. Otra limitación a esta técnica, aparte de su alcance, está en la cantidad de uranio de las rocas a datar o del sedimento en el que están enterrados los fósiles. Cuando estos son demasiados pobres en este elemento, la técnica no puede emplearse.
Dataciones por Termoluminiscencia y Resonancia de Espín Electrónico
La técnica de la Termoluminiscencia (TL) y la de Resonancia de Espín Electrónico (RES) están basadas en dos fenómenos naturales: la ionización de determinados minerales debido a la radiación y la termoluminiscencia.
Como resultado de la radiación recibida por la presencia de isótopos radiactivos en los sedimentos circundantes, determinados minerales se ionizan, es decir que algunos de sus átomos liberan electrones. Estos electrones quedan atrapados en la malla cristalina del mineral, siendo su número proporcional a la dosis de radiación recibida.
La base del método de la TL está en que cuando un mineral que ha sido así ionizado es calentado, los electrones se liberan de la malla cristalina y son recapturados por los átomos, produciendose una emisión luminosa (termoluminiscencia), que es proporcional al número de electrones recapturados. De este modo, al calentar un mineral termoluminiscente obtenemos una luz cuya intensidad nos permite conocer la cantidad de electrones retenidos en la red cristalina, que, a su vez, nos informa de la dosis de radiación recibida por un mineral o paleodosis. Si medimos la dosis de radiación anual del sedimento del que procede la muestra, basta dividir la dosis total del mineral (deducida a través de la termoluminiscencia) por la dosis anual para conocer el número de años transcurridos desde que la última vez que el mineral fue desionizado por efecto del calor. Evidentemente, esta técnica solo es aplicable a minerales que hayan sido expuestos a la luz solar intensa, como arcillas, o a la acción del fuego, tales como sílex quemados y cerámicas.
La técnica de RES es básicamente similar pero no se cuantifica la termoluminiscencia de un mineral, sino que el número de electrones libres en la malla cristalina se mide a partir de sus propiedades magnéticas. Tiene varias ventajas; entre ellas el que puede ser aplicada a dientes y huesos (lo que permite obtener una datación directa de los fósiles), que, al contrario que en la técnica de la TL, puede usarse varias veces en el mismo material, y que su alcance supera el millón de años. Sin embargo, es menos sensible que la TL y no puede aplicarse a muestras con antigüedades inferiores los 20.000 años.
Paleomagnetismo
Este método está basado en las propiedades del campo magnético terrestre. El núcleo terrestre está formado por una capa externa líquida, núcleo externo, y un núcleo interno sólido, los dos de composición metálica. El movimiento relativo de ambos genera un campo magnético alrededor del planeta, como si de una dinamo se tratara.
En la actualidad, el polo positivo de este campo magnético está situado muy próximo al polo norte geográfico, lo que explica que las agujas imantadas de las brújulas apunten hacia el norte. Pero esta situación no ha sido constante a lo largo del tiempo geológico. Sin que se conozcan bien las causas, el campo magnético de la Tierra ha invertido su polaridad en numerosas ocasiones en el pasado. En esos momentos, el polo magnético positivo se situó cerca del polo sur geográfico, por lo que en esas épocas las brújulas habrían apuntado hacia el sur. Esta situación se conoce como polaridad inversa, en contraposición con la actual de polaridad directa o "normal".
En diferentes ocasiones, el campo magnético de la Tierra ha invertido su polaridad. Cuando ésto ocurre, el polo magnético positivo se sitúa cerca del polo sur geográfico, por lo que en esas épocas las brújulas señalarían hacia el sur. Esta situación se conoce como polaridad inversa. Cuando el polo positivo se acerca al polo norte geográfico (situación actual), la aguja señala al norte coincidiendo ambos polos (el magnético y el geográfico) y se denomina polaridad directa (o normal).
Determinadas rocas de la corteza terrestre son ricas en minerales férricos que pueden orientarse según la dirección del campo magnético terrestre en el momento de formación de dicha roca. Éste el caso de los basaltos, en los que los minerales férricos se orientan según la polaridad magnética presente cuando la roca está fundida. Una vez que la lava se solidifica dichos minerales mantienen la orientación original. Si un basalto se formó en un periodo de polaridad inversa, sus minerales férricos estarán orientados hacia el sur, mientras que si se formó en un periodo de polaridad directa, su orientación será hacia el norte.
Como ya hemos visto, las rocas volcánicas, como los basaltos, pueden ser datadas con gran exactitud (básicamente con la técnica del Potasio/Argón), por lo que es posible conocer con precisión cuando se produjeron los cambios en la polaridad del campo magnético terrestre. Los fondos oceánicos son de naturaleza basáltica y también algunas regiones de los suelos continentales, lo que ha permitido estudiar los cambios en el magnetismo terrestre en los últimos millones de años y establecer una escala cronológica de dichos cambios.
Por ejemplo, sabemos que la situación actual, de polaridad directa, comenzó hace 780.000 años, y que entre esta fecha y hace poco más de 2'5 millones de años la polaridad predominante en el planeta fue inversa. Al período de los últimos 780.000 años de polaridad directa se le conoce como cron Brunhes (en honor del científico que lo descubrió), mientras que a la época anterior, de polaridad inversa, se le nombra como cron Matuyama (también del nombre de su descubridor). Dentro de un cron de polaridad predominantemente directa puede haber pequeños episodios, de corta duración, con polaridad inversa, y la situación contraria (episodios cortos de polaridad directa en un cron de polaridad básicamente inversa) también es frecuente. A estos periodos cortos se les conoce como subcrones. Así, sabemos que dentro del cron Matuyama (de polaridad inversa) hubo tres episodios (subcrones) cortos de polaridad directa. Estos subcrones son los conocidos como Jaramillo (entre hace 0'99 y 1'07 millones de años), Olduvai (entre hace 1'77 y 1'95 millones de años) y Reunión (entre hace 2'14 y 2'15 millones de años).
Escala cronológica de la polaridad geomagnética de los últimos 5 millones de años. Dentro de un cron de polaridad predominantemente inversa (como por ejemplo Matuyama) puede haber pequeños episodios, de corta duración, que se llaman subcrones con polaridad directa (Jaramillo, Olduvai y Reunión) y la situación contraria, subcrones de polaridad inversa en un cron de polaridad básicamente directa.
Además de los basaltos, hay otras rocas sedimentarias cuyos minerales férricos pueden quedar orientados en el momento de su formación. Este es el caso de las arcillas, ya que los minerales que las componen se hallan en suspensión en el agua y se van depositando muy lentamente. Una vez depositada la arcilla, la orientación magnética permanece.
Pues bien, si encontramos un fósil en un estrato arcilloso cuya polaridad es normal, no sabremos directamente su edad pero si sabremos que la arcilla solo pudo depositarse en alguno de los periodos con polaridad normal. Simplificando el problema a los dos últimos millones de años, estos periodos con polaridad normal son: el cron Bruhnes (entre 0 y 0'78 millones de años), el subcron Jaramillo (entre hace 0'99 y 1'07 millones de años),o el subcron Olduvai (entre hace 1'77 y 1'95 millones de años). En base a los fósiles acompañantes y a las condiciones geológicas del yacimiento, suele ser posible determinar a que cron o subcrón pertenecen las arcillas, con lo que habremos establecido, de manera aproximada, su antigüedad.
IZQUIERDA: Las arcillas son abundantes en las cuevas y están compuestas por minerales férricos que quedaron en suspensión en el agua y se depositaron muy lentamente orientándose en el momento de su formación. Una vez la arcilla se deposita, la orientación magnética permanece y el especialista puede extraer una muestra para analizar las orientaciones de los estratos muestreados.
DERECHA: En el yacimiento de Trinchera-Dolina (Sierra de Atapuerca) se han tomado numerosas muestras a lo largo de toda la secuencia estratigráfica del yacimiento.
La principal dificultad técnica de este método reside en el hecho de que una vez orientados los minerales férricos de una roca (magnetización original o remanente), éstos pueden sufrir reorientaciones posteriores debidas a varios factores. Entre ellos, destaca la presencia de fuertes campos magnéticos, como los que se producen en las tormentas eléctricas, o la existencia próxima de campos magnéticos débiles durante mucho tiempo. Hoy día, existen técnicas para "limpiar" las muestras del efecto de estas reorientaciones secundarias y poder medir así la orientación magnética original, que se produjo cuando se formó la roca. En la figura 1.2.10 se observan los resultados de los análisis paleomagnéticos llevados a cabo en el yacimiento de Gran Dolina en la Sierra de Atapuerca.
El estudio de las muestras obtenidas en Trinchera-Dolina reflejan un cambio brusco en la orientación de los minerales férricos de las arcillas a la altura del nivel 7 (TD7) coreespondiente a la transición del cron Matuyama al cron Brunhes hace unos 780.000 años. En la gráfica de la derecha se representa la latitud del polo geomagnético virtual (VGP, "Virtual Geomagnetic Pole"), a la izquierda se encuentra la columna estratigráfica del yacimiento.
Estos son, en esencia, los principales métodos de que se valen los científicos para determinar las edades de los yacimientos y la de los fósiles que contienen.
