A determinaçªo da idade das rochas - ige.unicamp.br · logia aplicam-se os dois tipos de escalas (absoluta e relativa), dentro das mais variadas ordens de gran-deza, com a finalidade

RESUMO Em pouco mais de 200 anos, a idade da Terra admitida pelaciência passou de alguns milhares para cerca de 4,56 bilhões de anos. Muitas analogiassão empregadas para facilitar a compreensão dos conceitos de �tempo profundo� ou�abismo do tempo� mas, não obstante, essas idéias permanecem de difícil assimilação,pois as escalas e relações envolvidas são incomuns e freqüentemente complexas. A profundainflexão no pensamento, e até mesmo na perspectiva humana, sobre a idade da Terra,decorre do amadurecimento da Geologia como ciência. Métodos específicos são necessáriospara determinação de idades de rochas e sua aplicação mais direta: o estudo do tempogeológico. Os métodos estratigráficos, paleontológicos e geocronológicos são empregadosmuitas vezes de forma integrada, para garantir resultados confiáveis; constituem parteessencial do conceito moderno de Geociências ou de Ciências da Terra. É convenientefazer um estudo dos princípios teóricos e das principais - e acaloradas - polêmicas envol-vidas, para se compreender de que modo o conhecimento acumulado a partir dessesprincípios e métodos �tornou� o planeta tão antigo; são idéias que afetaram profunda-mente a visão atual sobre a duração e permanência da espécie humana na Terra.

ABSTRACT Within the last two centuries there was a complete change onthe concealed age of the Earth by specialists: it changed from some thousands to nearly 4,6billion years. The study of geological time requires an integrated application of specificmethods for the determination of rock ages: the stratigraphical, paleontological andgeochronological methods. In order to get best results under different situations, the methodsare often combined; this interdependence belongs to the foundations of the study of Earth�spast. Analogies are often applied to help explaining the ideas of �deep time� or �abyss oftime�, but these are probably among the most complex concepts to be understood bypeople in general, for the complex relationships to be stablished and the unusual scalesinvolved. The evolution of Geology as a science followed such inflexion on the way ofthinking on the age of the Earth. Within the modern concept of both Geosciences orEarth Sciences, a knowledge on the heated discussions linked to the subject is neededto understand the way the principles and methods turned out the planet �aged�.

Celso Dal Ré CarneiroDepartamento de Geociências Aplicadas ao EnsinoInstituto de Geociências � [email protected]

Ana Maria Pimentel MizusakiDepartamento de Paleontologia e EstratigrafiaInstituto de Geociências � Univ. Federal do Rio Grande do [email protected]

Fernando Flávio Marques de AlmeidaEscola Politécnica (aposentado) � Universidade de São [email protected]

A determinação da idade das rochas

TERRÆ DIDATICA 1(1):6-35, 2005

ARTIGO

* Este documento deve serreferido como segue:Carneiro, C.D.R.; Mizusaki,A.M.P.; Almeida, F.F.M. de.2005. A determinação daidade das rochas. TerræDidatica, 1(1):6-35.<http://www.ige.unicamp.br/terraedidatica/>

7

TERRÆ DIDATICA 1(1):6-35, 2005 Carneiro, C.D.R, Mizusaki, A.M.P., Almeida, F.F.M.

1. Introdução

Hoje aceita-se com naturalidade que a Terra te-nha cerca de 4,6 bilhões de anos (ver �How old is it?�National Geographic. set. 2001, Carneiro & Almeida1989, Mizusaki et al. 2000). Com certa facilidade,a história da natureza é dividida em períodos comdezenas de milhões de anos cada um (Gradstein etal. 2004); assim procedendo, podemos estender aopassado, cada vez mais, a origem da vida e do ho-mem. Damos pouca atenção, entretanto, ao signifi-cado histórico e cultural dessas informações e, mui-tas vezes, menosprezamos que boa parte da huma-nidade desconheça ou refute essas idéias, tidascomo inacreditáveis. De fato, dependemos de me-táforas, na maior parte das vezes, para transmitir osignificado e tentar compreender � por aproxima-ção � a idéia de �tempo profundo� (Gould 1987).

a. Escalas relativas e absolutas

Estamos acostumados a medir o tempo nasnossas atividades diárias; dizemos que uma pessoaé pontual quando cumpre seus compromissos comcerta precisão, ou seja, respeita uma escala de tem-po medida em dias, horas, minutos e segundos.Neste exemplo de escala absoluta de tempo, todosos demais acontecimentos podem ser mais ou me-nos �amarrados�. Mudar as convenções de tempoé aparentemente simples, mas exige planejamen-to: a definição dos �horários de verão�, por exem-plo, deve ser meticulosamente organizada, pois afe-ta uma infinidade de atividades humanas que acon-tecem ao mesmo tempo. Existem ainda as escalasrelativas, que permitem seqüenciar os acontecimen-tos em uma dada ordem, admitida como a mais�lógica�. Isso também obedece a certos procedi-mentos muito bem definidos. Quando afirmamos,por exemplo, que a maior parte das bacias petrolí-feras brasileiras hoje conhecidas formou-se depoisda separação dos continentes, não estamos dizen-do �quando�, mas apenas �em que ordem� um fe-nômeno veio depois do outro.

A medida do tempo requer, além de diferentes

escalas, diversos graus de precisão. Se, para o as-trônomo, por exemplo, a ordem de grandeza dasrelações de idade varia entre milhões e bilhões deanos, para o biólogo, que trata de eventos na vidade seres vivos, os intervalos relativos podem sermuito menores, da ordem de anos, meses ou dias.Físicos nucleares estudam processos e reações queocorrem em intervalos pequenos, da ordem de 10-9

segundo. Em cada caso precisamos encontrar di-ferentes �relógios�, cuja sensibilidade seja compa-tível com o evento que se pretende medir.

Um fenômeno geológico como a erosão afetacontinuamente grandes porções da crosta terrestre,mas ao longo de uma vida humana é difícil notarmudança significativa no relevo de uma região. De-pois de um episódio de chuvas, por exemplo, per-cebemos que as águas de um rio tornam-se aver-melhadas, devido ao material argiloso que foi reti-rado de áreas altas próximas. Contudo, o processoé tão lento que milhares de anos são necessários pa-ra que sejam retirados poucos centímetros da cama-da superficial de um continente. Na moderna Geo-logia aplicam-se os dois tipos de escalas (absoluta erelativa), dentro das mais variadas ordens de gran-deza, com a finalidade de reconstruir a história doplaneta. Isso permite compreender o funcionamen-to da Terra nos dias de hoje e realizar previsões.

No estudo dos fenômenos do passado, o racio-cínio indutivo e as analogias são essenciais, masdependemos das �pistas� registradas nas rochas,analisadas por meio dos métodos geológicos deestudo do tempo: os estratigráficos, paleontológicose geocronológicos.

b. A polêmica sobre o tempo

Na segunda metade do século XVIII, época emque James Hutton, considerado o �pai� da Geolo-gia, começara a estudar rochas da região de Edim-burgo, na Escócia, onde vivia, acreditava-se que aTerra teria sido formada por influência divina, hánão mais que 7000 anos. Em 1654, o arcebispo ir-landês James Ussher utilizara complexa combina-ção de dados para obter a idade da Terra. A partirda cronologia bíblica, dados históricos e estudosastronômicos, ele determinou a Criação do mun-do e suas criaturas no sagrado ano 4004 AC, tendoJohn Lightfoot, diretor do St. Catherine�s College,de Cambridge, Inglaterra, refinado ainda mais adatação do arcebispo, precisando que a Criação sedeu exatamente às 9 horas da manhã do dia 26 de

�O número de anos em que nós, seres humanos, temosobservado o nascer do Sol não é nada, virtualmente

nada, na história de nosso planeta.�

WEINER, Jonathan. 1988. p. 14.

8

Carneiro, C.D.R, Mizusaki, A.M.P., Almeida, F.F.M. TERRÆ DIDATICA 1(1):6-35, 2005

outubro daquele ano, data que foi impressa em vá-rias edições da Bíblia. Por outro lado, no séculoXVIII, o pensador francês Buffon1 impressionou-se com suas próprias conclusões: os eventos ocor-ridos no planeta sugeriam eras de dezenas de mi-lhares de anos, ao que denominou de abismo do tem-po. A idade da Terra estender-se-ia, segundo ele,por cerca de 75 mil anos (Gohau 1991).

Para explicar as repentinas extinções em mas-sas de seres vivos, admitia-se que eventos catastró-ficos teriam ocorrido no passado da Terra. A teorialevou o nome de catastrofismo, sendo impregnadade dogmas religiosos. Sua refutação deve-se, entreoutros, ao consistente trabalho de Sir Charles Lyell(1795-1875), para quem o relevo terrestre seriaexplicável pela atuação de forças contínuas, masculminou na obra-prima de Charles Darwin �A ori-gem das espécies�, que desprezara tanto o catastrofis-mo, como os inúmeros atos espontâneos de cria-ção de seres vivos. Darwin baseava-se em variadas- e numerosas - observações, deixando clara a in-fluência de Lyell. Se o passado pode ser explicadopelos mecanismos que hoje atuam, necessaria-mente um longo tempo deveria estar envolvido naevolução. O mecanismo da seleção natural que for-necera enfrentou a dificuldade de ser dualista, aotratar da evolução e da seleção em si mesmas. Naseleção natural não há um selecionador ativo; o pro-cesso se faz a posteriori e a natureza é que faz a sele-ção. Se não contasse com explicações de como a evo-lução ocorre, contudo, a teoria seria mera especu-lação e as idéias criacionistas seriam, ao menos, tãoboas quanto elas.

Em meados do século XIX já haviam sido feitasinúmeras estimativas sobre a idade da Terra, utili-zando-se vários modelos. Alguns métodos eram de-masiadamente precários, como as medições basea-das em sedimentos: se fôssem medidos o volumedos sedimentos existentes e as taxas de erosão ou desedimentação responsáveis por eles, poderia ser cal-culada a idade do sedimento mais antigo. Uma al-ternativa seria a medição de estratos sedimentares:assumindo-se que rochas com bandamento rítmi-co tivessem se formado por alternância de condi-ções climáticas (verão e inverno, por exemplo), bas-taria contar o número de estratos em um local compadrão repetitivo, para saber o número de anosenvolvidos na deposição. As duas alternativas eramfrágeis, porque jamais as taxas de erosão (ou de se-dimentação) podem ser consideradas constantes:períodos de erosão rápida, na história geológica,

podem se alternar com longos intervalos de erosãolenta. O método da contagem é, além disso, aplicá-vel a intervalos muito pequenos de tempo. Na Sué-cia, por exemplo, a contagem de camadas alterna-das sucessivas de uma rocha chamada varvito, deorigem glacial, permitiu calcular que o gelo recuoudo sul daquele país há 13.500 anos, tendo deixadoo norte da Suécia há 8.700 anos (Bradshaw 1973).

2. A determinação da idade da TerraWilliam Thompson (1824-1907), homena-

geado com o título de Lorde Kelvin, admitira quea Terra viria sofrendo resfriamento contínuo des-de um estado quente e fluido. Utilizara a idéia deJoseph Fourier sobre condução do calor; este de-terminara, ponto-a-ponto, em um sólido, em qual-quer instante, tanto a temperatura, como a taxa devariação desta. Sadi Carnot, estudando a máquinaa vapor, demonstrara que calor e trabalho poderi-am ser convertidos um no outro. Thompson con-siderou, ainda, que uma parte do calor não está dis-ponível para gerar trabalho nessas máquinas. Damesma forma que na máquina a vapor, a fuga deenergia térmica da Terra é irrecuperável e constan-te, como se observa em minas e poços profundos:quanto mais fundo se escava, maior a temperatu-ra; o calor fluiria do interior para fora do planeta.Faltava, porém, a demonstração (um cálculo) deque a energia dissipada pudesse causar esgotamen-to dos sistemas naturais.

Partindo da suposição de que a Terra fazia par-te do Sol e originalmente tinha a mesma tempe-ratura que este, seria viável calcular a idade da Ter-ra com alguma exatidão. Em 1846 ele comunicouos resultados, mesmo reconhecendo pontos fracosna abordagem: o tempo requerido para a Terra atin-gir as temperaturas do presente seria cerca de 100milhões de anos, uma estimativa dentro de doisextremos: o tempo mínimo seria 20 Ma2 e o má-ximo 400 Ma.

O limite de história da Terra em 100 Ma eraestreito demais para que a seleção natural realizas-se todo seu trabalho. Este obstáculo central à teoriada evolução, aliás, havia sido bem compreendidopor Darwin: na 6a edição de �A origem das espécies�

1 Filósofo da época das Luzes (Iluminismo)2 Utilizam-se as siglas �Ma� (mega-age) para milhões de anos

e �Ga� (giga-age) para bilhões de anos

9


(1872, apud Hellman 1999), admite ser um dosproblemas mais sérios do modelo:

�Só posso dizer, primeiramente, que não sabemos qualé a taxa, medida em anos, em que as espécies se modi-ficam e, segundo, que muitos filósofos não estão dis-postos a admitir que saibamos o suficiente sobre a cons-tituição do universo para especular com segurança so-bre sua duração passada.�

Muitos cientistas aceitaram os cálculos deThompson e ele passou a apoiar os �verdadeiros�geólogos: pretendia ajudá-los a �tornar� científi-cas suas teorias, afastando aspectos inexatos ou de-pendentes de hipóteses. A teoria de Darwin seriaincompleta, sem provas que refutassem a geraçãoespontânea: a vida só procederia da vida. Em cam-po oposto reuniram-se outros cientistas (comoThomas Henry Huxley) que defendiam que, mes-mo existindo inúmeros indícios de geração espon-tânea, as condições físico-químicas do passado ge-ológico não seriam mais reproduzidas no presen-te. Thompson explicara a origem da vida pelosmeteoritos, que seriam portadores de sementes.Eles teriam encontrado condições favoráveis naTerra para iniciar a vida.

Os rumos do debate mudaram graças a trêsdescobertas inesperadas para os cientistas da épo-ca: a descoberta do elemento rádio por MadameCurie, a descoberta, pelo marido de Mme. Curie,de que o rádio irradia constantemente calor e a ter-ceira, por Lord Rayleigh, de que �o rádio está lar-gamente distribuído através de todas as rochas�(Holmes 1923, p. 19). Fôra descoberta uma imen-sa fonte de calor: a radioatividade; isso revelou, noinício do século XX, que geólogos e biólogos esta-vam corretos. Um discípulo de Kelvin, ErnestRutherford, foi decisivo no avanço dos cálculossobre a idade da Terra.

a. A idade da crosta terrestreCom o advento da geocronologia e os progres-

sos no conhecimento do Sistema Solar tornou-sepossível conhecer com precisão a idade da Terra.O Sistema Solar, que inclui o Sol e sua corte deplanetas, asteróides e cometas que o orbitam, for-mou-se a partir de acreções de gases e poeiras conti-dos na nuvem solar. Os meteoritos são objetos pro-venientes do Sistema Solar que caem na superfícieda Terra. São de vários tipos, entre eles os chama-dos condritos, que possuem inclusões cristalinasesféricas, os condros, formadas a partir de gotículas

silicatadas. Os condros são reunidos por inclusõesrefratárias ricas em Ca, Al e Ti, contidos numa ma-triz. Os condritos são amostras do material que ser-viu à formação do Sol e seus planetas e asteróides.Suas inclusões refratárias constituem os mais ve-lhos objetos do Sistema Solar. Datações pelo Méto-do urânio-chumbo permitiram conhecer com pre-cisão a idade dessas inclusões refratárias: 4.566 ± 3Ma (Zanda 1996). Admite-se que a Terra como umcorpo fundido formou-se durante os 120 Ma se-guintes. Desconhece-se a idade de consolidação desua crosta, mas datações recentes de rochas da Aus-trália e norte do Canadá indicam que já estava for-mada há uns 3.900 Ma. Assim, permanece indefi-nida a idade do início do Arqueano.

Admite-se que logo após a consolidação dacrosta, quando já se realizavam processos em suasuperfície ligados à presença de água, surgiu a vida.Sinais dela acham-se presentes na natureza de cris-tais de apatita contidos em rochas metassedimen-tares datadas recentemente em 3,85 Ga, em ilha dacosta noroeste de Groenlândia (Stephen Moyzsis,cit. in Svitl 1998). Surgiu provavelmente como re-sultado de fenômenos químicos, pelo que tambémpoderá existir em outros planetas de característicascomparáveis às da Terra.

b. Os principais métodos geológicosde estudo do tempo

�(...) um mundo sem vestígio de um início nemperspectiva de um fim�.

James Hutton

Antes de chegar aos sofisticados métodos dedatação de rochas e estudo da idade da Terra, con-vém lembrar que uma das pedras fundamentaiserigidas por Hutton para entender as dimensõesdo tempo geológico foi o reconhecimento de prin-cípios3 das investigações para se determinar idadesde rochas e das seqüências das quais elas fazemparte. Os principais métodos de estudo da moder-na Geologia, abordados a seguir, são os estratigrá-ficos, os paleontológicos e, finalmente, os geocro-nológicos. Assim, começaremos o estudo pelosmétodos estratigráficos.

3 Princípio consiste em um ponto de partida; é uma referên-cia, de certo modo inquestionável, sem a qual não se podeavançar, em Ciência, com qualquer segurança.

10


3. Métodos estratigráficos

Uma atividade freqüente do geólogo é dividiros tipos de rocha de uma dada região � ígneas, me-tamórficas ou sedimentares � segundo diferentesunidades, que devem ser discretas, reconhecíveispelos atributos particulares e, ao mesmo tempo, su-ficientemente espessas e extensas para serem repre-sentadas em um mapa geológico. As unidades ma-peáveis são denominadas formações e distinguem-se entre si por meio da composição, cor, textura,idade relativa e outras propriedades.

Para realizar esse estudo, é preciso aplicar al-guns princípios da Estratigrafia � a ciência que estu-da os estratos sedimentares, incluindo minerais efósseis presentes, sua ordenação cronológica, distri-buição geográfica e ambientes de sedimentação(Rohn 2000).

Os princípios permitem ordenar as rochas estra-tificadas no tempo, a partir do estudo de suas rela-ções laterais e verticais em uma dada área (Eicher& McAlester 1980). Três deles foram estabelecidosainda em 1669 por Nicolas Steno, no estudo dageologia do oeste da Itália: o princípio da horizon-talidade original, a lei da superposição e o princípio dacontinuidade lateral original. O quarto princípio foidefinido em 1795 por James Hutton, geólogo quepela primeira vez diagnosticou na Escócia a im-portância do estudo dos vários tipos de contatosentre as unidades de rochas. Trata-se do princípiodas relações de intersecção. Para facilitar, tomemos oenunciado original de cada um, analisando-se emseparado a importância, limitações envolvidas erelações implícitas no conceito.

a. Lei da superposiçãoEm uma seqüência de estratos indeformados,

cada camada é mais jovem que aquelas abaixo delae mais antiga do que aquelas situadas acima.

Embora alguns autores refiram-se a essa formu-lação como um princípio, a idéia de superposiçãoganhou �status� de lei. Leis científicas constituemafirmações rigorosas sobre a maneira regular pelaqual um fenômeno natural ocorre, sob dadas con-dições. A lei foi reconhecida pelo pioneiro NicolasSteno (�não antes de 1669�, como indicado porTarbuck & Lutgens 1996); aplica-se a camadas deorigem sedimentar e até mesmo a derrames de lavae camadas de cinza provenientes de erupções vul-cânicas. Uma redação equivalente poderia ser: �da-das duas camadas, a que estivesse originalmente

abaixo de outra é a mais antiga�. Esta é, segundoRead & Watson (1968) a reafirmação da �primeiralei [da superposição]� postulada por William Smith(1769-1839). Tal como o exemplo de uma paredede tijolos, os andares de um edifício ou as camadasde um bolo, a idade de uma seqüência de multi-camadas pode ser estabelecida considerando-se quea camada basal é a mais antiga, pois formou-se pri-meiro; a última, evidentemente, é a mais jovem.

Embora simples, este conceito é de todos o maisimportante, pois a história geológica de uma re-gião qualquer é interpretada de acordo com a or-dem de deposição (ver Press & Siever 1986, p. 28-30) das sucessões ou seqüências sedimentares (Fig. 1).Muitas vezes, porém, não é simples determinar quala posição de topo de uma camada, ou seja, não sesabe se ela está em posição normal ou invertida. Nestecaso, recorre-se ao estudo das estruturas sedimenta-res, ou seja, feições que possam esclarecer a posiçãodo estrato durante a deposição. Algumas estruturassedimentares são ambígüas, ou seja, não indicamtopo e base e, portanto, são inúteis para essa tarefa.

Uma seqüência deposicional é formada porestratos concordantes, relacionados entre si pelaorigem comum e delimitados, na base e no topo,por discordâncias ou descontinuidades na suces-são sedimentar. As discordâncias representam hia-tos temporais expressivos durante os quais nãohouve deposição de camadas ou, se ocorreu sedi-mentação durante certo intervalo de tempo, esseregistro foi perdido devido à erosão (hiatos depo-sicionais ou erosionais). O termo descontinuidadepertence a uma ordem de grandeza menor do quediscordância (Popp 1987).

O registro sedimentar é formado por �episó-dios� de sedimentação, alternados com períodosde não-deposição; a sucessão desses fenômenos é

Figura 1 � Camadas sedimentares horizontais doGrupo Itararé na região de Itu (SP)

11


registrado pelas camadas de sedimentos que cons-tituem a estratificação (Fig. 2). A natureza episódicado registro sedimentar consiste, basicamente, emuma sucessão finita de camadas separadas pordescontinuidades, cuja duração no tempo é peque-na quando comparada ao tempo envolvido na for-mação de uma discordância, por exemplo.

b. Princípio da horizontalidade original

As formações sedimentares são depositadas ori-ginalmente na posição horizontal. Qualquer mer-gulho que elas apresentem é resultado de subse-qüente dobramento ou basculamento.

A acumulação de sedimentos ocorre na maio-ria das vezes em uma disposição planar ou muitopróxima da horizontalidade. Assim, este princípioconstitui a base de qualquer interpretação regionalem ambientes de rochas estratificadas. Mesmo quealgumas estruturas encontradas em camadas se-dimentares sejam desde o início dispostas em ca-madas inclinadas, como as marcas de onda em arei-as de praia, algumas frentes de deposição de areiaem dunas ou barras de rio, seus limites mais geraissão dados por superfícies que se mantiveram hori-zontais durante a sedimentação.

Há exceções, no entanto, como inúmeras lâ-minas sedimentares (ver Fig. 2), alguns depósitosinclinados em encostas montanhosas, camadas de-positadas nos flancos de grandes dunas (ver Al-meida & Carneiro 1998) e certos depósitos mari-nhos, como em bordas de grandes recifes subma-rinos. Nesses casos, a inclinação original da cama-da não deve ser assumida como zero ou próximade zero, mas interpretada com algum cuidado.

c. Princípio da continuidade lateral originalSeqüências estratigráficas idênticas expostas em

lados opostos de um vale devem ser interpretadascomo restos de camadas que já foram contínuas naárea na qual o vale foi aberto.

Steno reconhecera que muitas formações atual-mente interrompidas por vales ou cadeias de mon-tanhas eram contínuas, antes que as feições maisjovens se implantassem. Uma camada sedimentarforma-se, na época de sua deposição, como umalâmina contínua que terminaria apenas ao se afi-nar até o desaparecimento, ou pela mudança gra-dual para uma camada de composição diferente ouainda pelo encontro de uma parede ou barreira,como a linha de costa, que confinasse a áreadeposicional (Press & Siever 1986, p. 28).

Embora aparentemente simples, o raciocínioenvolve notável discernimento, mesmo admitin-do-se que a maioria das formações geológicas éextensa e espalha-se em todas as direções ao longode grandes áreas da crosta terrestre. Os limites des-tas podem ser bruscos ou graduais, dependendo desuas relações com as unidades dispostas ao lado,acima ou abaixo. Tais relações foram construídasquando a bacia sedimentar em que as camadas sedepositaram esteve em processo de subsidência4 ,durante intervalos de tempo incalculáveis, há muitotempo atrás. O princípio traz implícito que a dinâ-mica da natureza pode alternar, na mesma parte dacrosta terrestre, condições de subsidência (quandoos sedimentos são depositados e aprisionados) comcondições de soerguimento, quando rochas

Figura 2 � Estratificação sedimentar em turbiditos de sedimentos do Grupo Itararé, contendo finas camadas ediscretas descontinuidades, que formam planos horizontais ou inclinados. As estruturas são indicativas detopo e base; mesmo local da foto anterior, Itu (SP)

4 Subsidência é o fenômeno de afundamento gradual de umaparte da crosta terrestre

12


anteriormente formadas são erodidas e podem de-saparecer, ou ficarem representadas somente peloschamados �testemunhos�5 (Fig. 3a).

d. Princípio das relações de intersecção

Qualquer rocha que foi cortada por um corpointrusivo ígneo ou por uma falha é mais antiga queo corpo ígneo ou falha.

As relações de intersecção, de certo modo, fa-zem parte do senso comum. Em diferentes situações

reconhece-se a idéia de cronologia; em outras, elapermanece implícita, mas não necessariamente aspessoas percebem com clareza o(s) mecanismo(s)envolvido(s) no fenômeno considerado.

Observando-se, por exemplo, uma casa sendoconstruída, vemos que há uma sucessão de etapas,desde a definição dos limites do lote, a terraplena-gem, as fundações, as paredes, o telhado, a pinturae assim por diante. Em uma sucessão de camadascortadas por falhas ou por um veio, por exemplo, aordem de aparecimento das estruturas pode serdeterminada se reconhecermos qual feição cortaoutra. A mais jovem delas será a que atravessa to-das as demais (Fig. 3b).

Vulcão 2Lava AVulcão 1

Lava B

Princípio das relações de interseção - BPrincípio das relações de interseção - B

Morros testemunhos de erosão - AMorros testemunhos de erosão - A

Figura 3 (a e b) � Aplicação prática dos Princípios da Estratigrafia: a) Princípios da Continuidade Laterale da Superposição: testemunhos de erosão da paisagem rochosa do deserto do Arizona. Ascamadas foram depositadas em estágios sucessivos, da base para o topo, umas sobre as outras;b) Princípios da Superposição e das Relações de Intersecção: uma seqüência de camadas sofreu aintrusão de magma que levou à formação do conduto que originou o vulcão 1 e a lava A. Oconduto foi posteriormente cortado por uma falha inversa. Mais tarde, novo conduto corta oanterior, tendo originado o vulcão 2 e a lava B. Uma falha normal é a última estrutura observada,pois corta as demais.

5 Testemunhos são restos de camadas ou massas de rocha,isolados geograficamente na paisagem.

13


4. Métodos paleontológicos

O estabelecimento da ordem de sucessão dascamadas fossilíferas da Grã-Bretanha foi sobretu-do obtido pelos trabalhos de William Smith (1769-1839), que foi levado a concluir que cada camadacontinha fósseis peculiares e que estes se sucediamna mesma ordem, pelo que formações muito afas-tadas de outras podiam ser consideradas como pra-ticamente contemporâneas desde que contivessemgrupos semelhantes de fósseis � os chamados fós-seis-índices. De tal modo, foi pioneiro no reconhe-cimento dos fósseis para determinar a idade relati-va das rochas estratificadas.

a. Lei da Sucessão Biológica

O estabelecimento de uma coluna padrão dotempo geológico à qual possam ser correlacionadasas camadas fossilíferas baseia-se na Lei da Suces-são Biológica, que pode ser assim enunciada:

Os organismos sucederam-se no tempo, dosmais simples aos mais complexos, e uma determi-nada espécie ou grupo de organismos, após sobre-viver durante tempo mais ou menos prolongado,desapareceu do planeta para não mais ressurgir.

Para exemplificá-la indicamos o caso do im-portante grupo de crustáceos denominadostrilobitas, que surgiram em princípios do tempochamado Paleozóico e desapareceram no seu final.

Tanto mais precisa será a correlação das cama-das quanto mais curto o tempo em que viveramseus organismos e maior a dispersão geográfica queapresentaram no planeta. Nesse sentido, são parti-cularmente importantes para correlações os animaismarinhos, como as espécies de trilobitas, graptóli-tos, amonitas, foraminíferos etc. Podem existir di-ficuldades em se saber com exatidão o momento elocal em que determinada espécie ou grupo de or-ganismos surgiu, para mais tarde se extinguir noplaneta, devido ao diacronismo que esses fatos apre-sentam em bacias diferentes. Entretanto, os pro-gressos da paleontologia permitiram estabelecer aescala da evolução da vida e verificar que sua his-tória não foi uniforme mas existiram momentosgeológicos em que alta porcentagem de seres en-tão viventes foram extintos. Houve outras ocasi-ões, durante as quais determinados grupos surgi-ram rapidamente, ou tiveram seu desenvolvimen-to explosivamente incrementado.

Diversos fatores, nem todos ainda bem conhe-cidos, responderam por essas irregularidades, tais

como variações de clima, relevo, composição daatmosfera (sobretudo aumento do oxigênio, vaporde água e bióxido de carbono), transgressões e re-gressões marinhas devidas a glaciações ou causastectônicas, modificações da temperatura e salini-dade do mar, vulcanismo, extensão dos continen-tes e oceanos, impacto de corpos celestes etc. Entreas causas de ordem astronômica incluem-se o espo-rádico aumento de radiação solar emitindo raios-X, raios ultravioleta e partículas tais como prótons;radiações provenientes da explosão de supernovasda Via Láctea e ainda a passagem periódica do Sis-tema Solar por certas zonas da galáxia, o que pode-ria explicar a ciclicidade das extinções reconhecidapor alguns pesquisadores, citados por Albritton Jr.(1989). Embora não haja consenso entre os cientis-tas sobre as causas dessas descontinuidades, as oca-siões de evolução explosiva de grupos de organis-mos e as de sua extinção em massa existem e, jun-tamente com o surgimento de grupos de animais evegetais, assinalam momentos importantes na evo-lução da vida. Essas descontinuidades permitemestabelecer divisões na escala do tempo geológico.

b. Escala do tempo geológicoA escala do tempo geológico foi estabelecida

com base na sucessão biológica (Quadro 1). Os no-mes das maiores divisões, chamadas Eons, referem-se ao caráter geral da vida em cada uma. Com aintrodução das datações pelos métodos geocronoló-gicos foi possível estabelecer limites numéricosentre elas (Fig. 4).

O Eon mais antigo chamou-se Arqueozóico(do grego, vida antiga) e modernamente Arqueano,compreendendo o intervalo de tempo entre 2.500Ma e pelo menos 3.900 Ma, quando se sabe que jáexistia uma crosta na Terra. O Eon seguinte, deno-minado Proterozóico (do grego, vida primitiva)corresponde ao tempo entre 2.500 e 570 Ma. Se-gue-se a ele o Eon Fanerozóico (vida visível).

As rochas arqueanas são geralmente muito de-formadas e metamorfizadas, sendo destituídas defósseis de valor cronológico. Indícios de vida noplaneta, representados por compostos orgânicos eraros microfósseis globulares, filamentosos e bas-tonetes, possivelmente originados de bactérias,ocorrem em rochas datadas de até 3,85 Ga. O mai-or problema de identificação e estudo desses ma-teriais é a falta de partes duras, existentes em orga-nismos mais novos, que são mais fáceis de se pre-servar. Estromatólitos são estruturas concêntricas

14


Quadro 1 � A História da Terra, de acordo com o registro fossilífero

bulas). No Devoniano Superior, os anfíbi-os ocuparam a Terra.

l Carbonífero � Nesse período, predomi-naram grandes florestas, que deram origemàs reservas de carvão mineral. Surgem osrépteis.

l Permiano � Durante a era Paleozóica,aconteceram várias extinções em massa. Amaior delas aconteceu no fim do Permiano,assinalando o limite entre as eras Paleozóicae Mesozóica. Calcula-se que cerca de 80%das espécies animais então existentes desa-pareceram em alguns milhões de anos.

l Triásico6 � Os vertebrados continuaram aevoluir, diferenciando-se em répteis e ma-míferos.

l Jurássico � No Mesozóico, a Era dos Rép-teis, esses animais ganharam grande impor-tância. Durante o Jurássico, surgiu a primei-ra ave, originada dos dinossauros. Surgiramtambém as primeiras plantas com flores.

l Cretáceo � O fim do Cretáceo é marcadopor uma grande extinção, que fez desapare-cer quase a metade das espécies viventes.Dos répteis só restaram crocodilos, lagartos,tartarugas e cobras, mas os dinossauros e ou-tros répteis de grande porte, como os ictios-sauros e os pterossauros, desapareceram.Discute-se o que causou essa extinção: a hi-pótese mais aceita é a queda de um meteoro(asteróide ou cometa) com cerca de 10 kmde diâmetro.

l Terciário � Domínio dos mamíferos. Ani-mais pequenos no princípio, eles se desen-volveram após a extinção dos grandes rép-teis. Evolução dos primatas e diversificaçãodos insetos e peixes.

l Quaternário � Os vertebrados evoluem ra-pidamente. Aparece o homem moderno.

Os dados paleontológicos separam a histó-ria da Terra em eon Arqueano, que começa coma solidificação da crosta, há mais de 3 bilhões e900 milhões de anos e termina há 2 bilhões e500 milhões de anos. O eon seguinte, oProterozóico, vai de 2,5 Ga a 570 Ma. Os fós-seis que registram a existência da vida no pla-neta mostram que ela evoluiu pouco duranteos primeiros bilhões de anos, por muito tempoas formas de vida não passaram de seresunicelulares. Veja os principais períodos dessahistória:l Pré-Cambriano � Os registros fósseis in-

dicam o aparecimento de formas plurice-lulares somente há cerca de 700 Ma, no fi-nal do período Proterozóico: no sul da Aus-trália, em um local chamado Ediacara, fo-ram encontrados registros de uma fauna deanimais multicelulares marinhos, que, de-pois, foram descobertos também em outrasregiões. Eram organismos moles, que pare-cem ter sofrido extinção em massa aindaantes do final do Proterozóico.

l Cambriano � Há 570 Ma, ocorreu a �ex-plosão cambriana�, assim chamada porqueos registros fósseis indicam que houve umagrande diversificação das formas vivas. Alémde animais de corpo mole, surgiram, na vidamarinha, novos seres com o corpo protegi-do por carapaças duras, alguns com pernase outros apêndices.

l Ordoviciano � Aparecem os primeiros ver-tebrados, ancestrais dos peixes atuais.

l Siluriano � Aparecem as primeiras plantasterrestres e, junto com elas, os primeirosartrópodes terrestres

l Devoniano � Os insetos voadores mais an-tigos conhecidos são desse período, assimcomo os verdadeiros peixes (com mandí-

6 Almeida & Carneiro (2004) adotam para a base do erátemaMesozóico o termo Triásico, que significa �triádico, compostopor três, triplo�, salientando que a palavra �Triássico�, tambémusual, sofre óbvia influência de �Jurássico� e do Inglês Triassic.

colunares, resultantes da acreção de detritos cap-turados e aglutinados por colônias de bactérias ealgas cianofícias, existindo em rochas de até 3.600Ma, também atestando ser esse valor um mínimopara a existência da vida na Terra. Representam amais antiga comunidade de vida conhecida. Proli-feraram no Proterozóico, sendo sobretudo abun-

dantes no fim desse Eon. Embora sejam às vezesúteis para correlações entre continentes, são fós-seis de valor cronológico muito reduzido.

A História da Terra contada pelos fósseisA História da Terra contada pelos fósseis

15


Os fósseis e indícios de compostos orgânicoscorrespondentes a cerca de três quartos da existên-cia da vida no planeta mostram que ela então evo-luiu muito lentamente, pelo que não fornece ele-mentos para o estabelecimento de limites biológi-cos para divisões do chamado Pré-Cambriano, quereúne esses dois Eons. De tal modo as subdivisõesdo Pré-Cambriano são feitas com base em eventostectônicos de maior grandeza, como o aparecimen-to de grandes blocos rígidos da crosta (crátons) e aevolução de faixas de dobramentos.

Apesar da lenta evolução da vida pré-cambria-na, ela assistiu ao aparecimento dos organismosmicroscópicos unicelulares (protozoários) e, maistarde, há uns 3 Ga, ao dos multicelulares (meta-zoários), que evoluíram para formas mais comple-xas, assim como ao advento da reprodução sexuadahá uns 2 Ga. Há cerca de 700 Ma, portanto já pró-ximo do final do Proterozóico, um acontecimentobiológico importante ficou assinalado pelo apa-recimento da primeira fauna de metazoários, ani-mais multicelulares certamente marinhos, encon-trados em Ediacara no sul da Austrália (Gaessner1984) e também em outros continentes. Eramanimais moles, aparentemente não vinculados aphyla fanerozóicos.

Tal fauna sofreu extinção em massa antes dotérmino do Proterozóico, sucedendo-se, apósalgumas dezenas de milhões de anos, a �explosãocambriana� quando, a par de animais de corpo moleembora complexo, surgiram os primeiros meta-zoários providos de carapaças, pernas e outros apên-dices duros, passíveis de fossilização. Uma evoluçãoexplosiva da vida animal, toda ela marinha, levou,nessa ocasião, ao aparecimento dos phyla de quasetodos os metazoários modernos. Esse evento é ummarco importante na escala do tempo geológicobaseada na evolução da vida, assinalando o iníciodo Eon Fanerozóico.

De acordo com a evolução da vida os Eons sãodivididos em Eras, estas em Períodos, que por suavez se dividem em Épocas, que ainda admitem sub-divisões menores determinadas por gêneros e espé-cies fósseis característicos e datações radiométricas.Na correspondência com a coluna estratigráfica osperíodos equivalem aos sistemas e as épocas às sé-ries. A figura 4 indica as divisões maiores da escalado tempo geológico, sua idade em anos e relaçõescom as etapas maiores da evolução da vida.

Uma dúzia de extinções em massa da vida ani-mal manifestou-se durante o Fanerozóico. A maior

delas teve lugar no Permiano Superior a terminal,assinalando o limite entre as Eras Paleozóica eMesozóica. Estima-se que entre 10 a 15 milhõesde anos finais do período cerca de 83% dos gêne-ros de invertebrados marinhos desapareceram(Sepkoski Jr. 1986). Também se extinguiram maisde 80% das famílias de répteis, três quartas partesdas de anfíbios (Olson 1982, Sepkoski Jr. 1982) e30% dos insetos, mas a vida vegetal foi pouco per-turbada. Nessa ocasião quase desapareceram osamonóides, crinóides e corais, muito se reduziramos peixes e extinguiram-se os trilobitas. A extinçãopermiana foi a primeira a afetar de modo significa-tivo a vida terrestre, pois nas anteriores a maioriada vida era marinha. No Permiano os continenteshaviam se reunido num supercontinente que sedenominou Pangea (em português, adota-se Pan-géia); vários autores consideram esse fator como aprincipal causa da grande extinção.

Outros quatro episódios expressivos de extin-ções se deram no Ordoviciano Superior quando57% dos gêneros marinhos desapareceram; noDevoniano Superior, com grande perda de famíliasde invertebrados marinhos e de peixes; no TriásicoSuperior, com o desaparecimentos de répteis e an-fíbios primitivos e de 75% das espécies de inver-tebrados marinhos. A última grande extinção se deuno Cretáceo terminal. Foi a segunda em grandeza,tendo-se realizado há 65,5 Ma, no limite entre oCretáceo e o Terciário (conhecido como limite K-T). Causou o desaparecimento de 47% dos gêne-ros animais, incluindo os répteis voadores e mari-nhos e muitos dos terrestres, como os dinossauros.Extinguiram-se cerca de 15% das famílias de ani-mais marinhos, inclusive as amonitas (Sepkoski Jr.1982). Nos dez milhões de anos finais do Cretáceopelo menos 30 gêneros de dinossauros habitavamo planeta, vários dos quais viveram até o limite K-T, porém nenhum parece ter sobrevivido à grandeextinção. Dos répteis só restaram crocodilos, lagar-tos, tartarugas e cobras.

Os primeiros vegetais terrestres são represen-tados por esporos provenientes de plantas desco-nhecidas, datados do Ordoviciano Inferior. Naépoca mais nova do período Siluriano os escorpi-ões foram os primeiros animais a adotarem a res-piração aérea. Os insetos voadores mais antigossurgiram no Devoniano. Os primeiros vertebrados,representados por peixes cobertos por couraças esem maxilar (ostracodermos) são do períodoOrdoviciano. Os verdadeiros peixes, ainda com

16


esqueleto interno pouco ou não ossificado, são doDevoniano Inferior. No Devoniano Superior osvertebrados ganharam a terra com o aparecimentodos anfíbios, que originaram os répteis no Carbo-nífero Superior. Nos tempos mais novos desteperíodo desenvolveram-se as florestas de Cryp-togamas Vasculares e Gymnospermas formadoras

dos carvões que deram o nome ao sistema.No Triásico Superior e início do Jurássico co-

meçou a se partir o supercontinente Pangéia, frag-mentação que se acentuou no decorrer do Jurássicoe Cretáceo. A grande extensão de plataformas con-tinentais dela decorrente e as transgressões mari-nhas favoreceram a diversificação dos invertebrados

4566

Unidades de tempo Desenvolvimento deplantas e animais

Fane

rozó

ico

Prot

eroz

óico

Arqu

eano

"Idade dosInvertebrados"

"Idade dosAnfíbios"

"Idade dosRépteis"

488

443

416

359

299

245

199,6

145,5

65,5

1,8

Paleoceno

Eoceno

Oligoceno

Mioceno

Plioceno

Pleistoceno

Holoceno

Ceno

zóic

oM

esoz

óico

Pale

ozói

co

Eon Era Período Época

Cambriano

Ordoviciano

Siluriano

Devoniano

Carbonífero

Permiano

Triásico

Jurássico

Cretáceo

Terciário

Quaternário Desenvolvimento do Homem

Extinção dos dinossaurose muitas outras espécies

Origem do Sistema Solar

Primeiros organismos unicelularesIdade mínima da crosta

Primeira fauna de metazoários grandes

Extinção de trilobitas e muitos animais marinhos

Primeiros organismos com conchas

Primeiros peixesTrilobitas

Primeiras plantas com floresPrimeiros pássaros

Dinossauros dominantes

Primeiros répteis

Primeiros insetos fósseis

Primeiras plantas terrestres

Grandes pântanos de carvãoAnfíbios abundantes

Primeiros organismos multicelularesPré-Cambriano 2500

542

4030

"Idade dosMamíferos"

Ma

Desenvolvimento deplantas e animais

Unidades de tempo

Figura 4 � Escala do Tempo Geológico, com indicação de alguns eventos importantes naevolução da vida (modif. de Tarbuck & Lutgens 1996 e Gradstein et al. 2004)

17


de águas rasas. Os vertebrados passaram a evoluir,diferenciando-se nos continentes separados. Osrépteis tornaram-se importantes, com o apareci-mento dos crocodilianos, dinossauros terrestres,plesiossauros e ictiossauros marinhos e pterossaurosvoadores. Surgiram os mamíferos no fim do Triá-sico, originados dos répteis, mas sua evolução foilenta até o fim do Cretáceo. De acordo com recen-te identificação de penas no dorso de um pequenoréptil do Triásico Superior, Longisquama insignis,feita por paleontólogos americanos e russos, ele foium ancestral das aves, que até agora tem-se consi-derado provirem dos répteis dinossauros.

Durante o Jurássico continuaram e evoluir asfaunas vindas do período anterior, acrescidas deaves primitivas, como o célebre Archaeopteryx. Osrépteis ganharam grande importância e juntamen-te com os do Cretáceo justificam reconhecer-se oMesozóico como a Era dos Répteis. A vegetação,constituída sobretudo de coníferas e cicadáceas co-mo no Triásico, viu surgirem as Angiospermas, asprimeiras plantas com flores.

No Cretáceo a flora e a fauna vindas do períodoanterior continuaram sua evolução sem grandestransformações. Os répteis terrestres, marinhos evoadores atingiram seu apogeu. Na flora cretáceadestaca-se o papel crescente das Angiospermas emrelação às Gimnospermas. O mais antigo fóssil co-nhecido das Angiospermas pertence ao Hauteri-viano e o Cenomaniano é abundante em fósseisdesses vegetais.

Em 1760 o italiano Arduino, numa tentativade dividir os estratos, propôs sua classificação emPrimitivos, Primários, Secundários e Terciários. Ostrês primeiros termos caíram em desuso, mas per-maneceu o Terciário, tendo Lyell denominado Pós-Terciários os estratos que incluíam os produtos dagrande glaciação e restos humanos, que posterior-mente viriam a fazer parte do período Quaternário.

As camadas correspondentes à Era Cenozóica(Fig. 4, Quadro 1) foram divididas primeiramentepor Lyell em seus �Princípios de Geologia� (1830-1833), em três séries, com as designações de Eoceno(que significa aurora do recente) cujas camadascontinham somente 3 a 4% das conchas moder-nas; Mioceno (menos recente), com cerca de 18%de conchas recentes e Plioceno (mais recente) commais de 40% de conchas recentes em sua fauna.Em 1854 a parte superior do Eoceno foi separadacom a denominação de Oligoceno (pouco recen-te). Em 1839 Lyell chamou as camadas contendo

70% de espécies de conchas recentes de Pleistoceno(o mais recente), que mais tarde foram unidas aoRecente (Holoceno), para constituir as duas sériesdo sistema Quaternário. Paleoceno foi introduzi-do mais recentemente na coluna estratigráfica, paraincluir algumas camadas que antes eram supostaspertencerem ao final do Cretáceo.

c. Causas das extinções em massa

A partir da década de 80 vem sendo dada cres-cente atenção à possibilidade de a extinção em mas-sa no limite K�T ter sido causada pelo impacto,possivelmente no oceano, de um asteróide ou co-meta. Pesquisadores da Universidade da Califórniaencontraram em Gubbio, na Itália, uma fina cama-da de argila, antiga de 65 milhões de anos, parti-cularmente rica no elemento químico irídio, que écerca de 10.000 vezes mais abundante em meteo-ritos rochosos que nos materiais crustais. Essa ca-mada acha-se na passagem de camadas que con-têm fósseis de dinossauros para outras acima, quenão os possuem e pertencem ao Paleoceno Inferior.Alvarez et al. (1980) propuseram que o planeta foiatingido nessa ocasião por um asteróide com cercade 10 km de diâmetro, ou cometa (Hsü 1980).

Numerosos cientistas concordam hoje que umgrande objeto chocou-se com o planeta por oca-sião da extinção dos dinossauros. Cerca de umacentena de anomalias de irídio são hoje conheci-das nesse limite. Admitindo-se que o bólido caísseno oceano abriria uma cratera com cerca de 200km de diâmetro, afastaria a atmosfera em seu tra-jeto e formaria uma bola de fogo de alguns milharesde quilômetros, que ventos de centenas de quilô-metros por hora espalhariam, queimando a vege-tação e matando os animais terrestres. As águasoceânicas seriam revolvidas, provocando turbilhõesque levariam águas da superfície ao fundo e desteelevariam águas frias pobres em oxigênio, comefeitos catastróficos para a vida. Tsunamis gigantesvarreriam as costas em todo o mundo. A poeira es-cureceria a atmosfera durante meses, causando umanoite que inibiria a fotossíntese. Produzir-se-iachuva ácida, e a camada de ozônio, afetada, permi-tiria a penetração da intensa radiação ultravioletasolar mortífera.

É fácil imaginar os efeitos dessa catástrofe para avida, tal como na instigante simulação do fenôme-no na abertura do filme Armageddon. Mas existem

18


crateras que podem ter resultado de tão violentoimpacto? Arthur (1993) cita como candidatas a estru-tura Manson em Iowa, USA, e a cratera de Chiksu-lub na península de Yucatán no sul do México,ambas com tectitos e idade no limite K � T. Outrasduas parecem existir no norte do Canadá e na antigaUnião Soviética, mas há que se lembrar que o bó-lido teria mais chances de cair no oceano, que co-bre área mais extensa do que a dos continentes, coma possibilidade de desaparecer a cratera devido afenômenos de subducção das placas tectônicas.

A catástrofe do final do Cretáceo, embora extre-mamente severa, foi precedida de outras. A queaconteceu no final do Permiano foi provavelmentea mais devastadora de todas (Erwin 1996): cercade 90% de todas as espécies marinhas, assim comodois terços das famílias de répteis e anfíbios, desa-pareceram durante os últimos milhões de anos doPermiano.

No decorrer do Terciário, a vegetação das terrasemersas passou aos poucos a adquirir seus aspectosmodernos, com as Angiospermas ocupando o lu-gar das Gimnospermas mesozóicas. Mudanças cli-máticas alteraram a distribuição geográfica das flo-restas. No mundo animal os invertebrados desdecedo atingiram o estado atual de sua evolução. Des-tacaram-se os foraminíferos, lamelibrânquios egasterópodos, por sua abundância e diversidade. Aevolução dos insetos acompanhou a grande diversi-ficação da flora. O número de famílias de peixes ede aves teve grande aumento logo após o Cretáceo.

Com a destruição de quase toda a fauna repti-liana no intervalo K-T, os mamíferos, até entãoanimais pequenos e pouco diferenciados, apresen-taram um desenvolvimento explosivo desde o iní-cio do Terciário, ocupando o espaço deixado pelosrépteis nos continentes, no mar e no ar, justifican-do considerar-se o Cenozóico como a Era dosMamíferos, tal como o Mesozóico o foi dos Rép-teis. Incluíram, como estes, grandes animais mari-nhos e continentais, além de pequenos voadores.

No final do Terciário os primatas evoluírampara um animal inteligente que, no Quaternário,com seu alto poder para matar e conscientementedestruir o ambiente, tardiamente dotado da fala,tornou-se o principal causador de nova e crescenteextinção em massa, que vem se processando desdeo Pleistoceno: o Homem.

Modernos autores consideram o Homem, ade-mais, como importante agente geológico no pla-neta (Nir 1983, Hooke 2000, van Loon 2001).

5. Métodos geocronológicosO termo Geocronologia foi utilizado pela primei-

ra vez em 1893 por Williams para reunir as diferen-tes formas de investigação da escala de tempo emanos aplicáveis não só à evolução da Terra mas tam-bém à evolução de todas as formas de vida. Paraessas determinações torna-se necessário um relógiogeológico, ou seja, o conhecimento de um processoirreversível que seja governado pelo tempo, a umataxa conhecida. A descoberta da radioatividade per-mitiu o nascimento da Geocronologia, pela dataçãoradiométrica7 . Na Geologia, o único processo queocorre a uma taxa estatisticamente previsível e es-tável8 é a desintegração radioativa.

a. A descoberta da radioatividadeA radioatividade foi detectada pela primeira vez

há aproximadamente 100 anos atrás, com o uso demeios mecânicos. Tudo se associa a uma série decircunstâncias favoráveis que envolveram experi-mentos com sais de urânio. Parece que tudo co-meçou com o vidreiro alemão Heinrich Geisslerque se dedicou a construir vasos de pressão con-tendo eletrodos de metais que poderiam ser utili-zados para estudar a transmissão de cargas elétricasatravés do vácuo. As experiências mostraram em1855 a existência dos raios catódicos, somente ex-plicados em 1897 por J. J. Thomson. Este conside-rou os raios como fluxos de elétrons, ou seja, partí-culas negativamente carregadas. O passo levou aoconhecimento da estrutura interna dos átomos e,conseqüentemente, trouxe um prêmio Nobel deFísica para Thomson.

O conhecimento dos raios catódicos possibi-litou ainda, de forma indireta, a descoberta da ra-dioatividade. Becquerel, em 1880, ao expor cris-tais de sulfato duplo de urânio à luz ultravioletaobteve luminescência9 ; na época, os físicos verifi-caram que a propriedade era visível durante a pas-sagem dos raios catódicos das paredes de vidro dostubos. O fenômeno foi confirmado por Roëntgen,

7 Datação radiométrica é a medida da quantidade de tempopassado por meio de análises de minerais e rochas.

8 Radioatividade é o processo de desintegração espontânea dealguns tipos de átomos que ocorrem na natureza. Verifica-seem laboratório que a taxa média da desintegração radioativaespontânea não é afetada nem por aquecimento, resfriamentoou mesmo trocas referentes a pressão e estado químico.

9 Luminescência é a propriedade que certos materiais apre-sentam de emitir luz visível em resposta à excitação por outrafonte de energia.

19


que provocou luminescência em um papel cober-to de platicianeto de bário em 1895. A lumines-cência continuava, porém, enquanto o tubo de raioscatódicos estivesse energizado. Aparentemente eleemitia uma radiação misteriosa que podia pene-trar e ser impressa em papel preto � os famososraios-X de Roëntgen. Becquerel, motivado peladescoberta, retomara seus estudos anteriores comos sais de urânio. Para verificar se estes eram res-ponsáveis pela emissão de raios-X, recobriu umachapa fotográfica com papel preto e colocou algunscristais de sulfato de urânio em cima deste, expon-do o pacote à luz solar. Os cristais emitiram umaradiação invisível que atravessou o papel preto efoi registrada na chapa fotográfica. A experiência,embora simples, mostrou que os sais de urânio eeventualmente até mesmo minerais de urânio po-deriam emitir radiação contínua mesmo quandonão expostos à luz solar.

A descoberta animou grande número de pes-quisadores jovens como o casal Marie e PierreCurie. Esta devotou-se à procura sistemática deoutros elementos e compostos semelhantes aosutilizados por Becquerel e que emitissem radiaçãosimilar, tendo descoberto que minerais de U e Th,conforme Becquerel já suspeitava, também emi-tem radiação, mais ativa que a dos sais destes ele-mentos. Ao pesquisar com o minério da mina deJoachimsthal (Tchecoslováquia), o casal Curie con-seguiu provar a idéia e descobriu dois novos ele-mentos com propriedades semelhantes: Polônio(Po) e Rádio (Ra). O fenômeno recebeu o nomede radioatividade pelas emissões observadas a partirdo Ra e rendeu o prêmio Nobel de Física de 1903para o casal.

O efeito da descoberta na Geologia foi pro-fundo, pois facilitava uma nova linha de pesquisa,visando medir a radioatividade das rochas.

A radioatividade gera calor nas rochas, pois éprocesso exotérmico, e também é um meio eficazde medida da idade de minerais e rochas. A possibili-dade foi percebida tanto por Rutherford como Bolt-wood, já em 1905. O primeiro propôs que se esti-masse a idade da série de minerais de U a partir daquantidade de He neles acumulada; aplicara estemétodo em inúmeros minerais de U e obtivera umvalor aproximado de 500 Ma. Boltwood publicoua seguir os resultados das primeiras determinaçõesde idade de três amostras de uraninita com basenas suas relações U/Pb. Os valores, entre 410 e 535Ma, considerados razoáveis, são hoje concordantescom as idades obtidas por técnicas mais modernas.

Joly (1908) reconheceu que certos halos ob-servados em algumas amostras de rochas ao micros-cópio eram causados por minerais radioativos. Eletambém mediu as concentrações de Th e Ra nosdiferentes tipos de rochas e em 1909 publicou olivro intitulado Radioatividade e Geologia no qualsumariava suas conclusões. Destacava-se a idéia deque a radioatividade forneceria a energia requeridapara a construção das montanhas.

A radiação ionizante descoberta pelos Curielevou Rutherford, que já havia estudado a ionizaçãodos gases pelos raios-X, a efetuar um estudo destanatureza, porém com a radiação emitida pelo Ra.Pouco tempo depois ele mostrara que a radiaçãoera originada a partir das substâncias radioativas econsistia de três componentes denominados alfa(a), beta (b) e gama (g). O componente alfa, na rea-lidade, é um núcleo do gás nobre Hélio (He). Obeta foi identificado como sendo elétrons. Somenteo raio gama mostrou ser uma radiação eletromag-nética semelhante aos raios-X de Roëntgen.

A teoria da desintegração radioativa formuladapor Rutherford e o químico Soddy diz que os áto-mos dos elementos radioativos se desintegram es-pontaneamente formando átomos de outros ele-mentos e emitindo partículas alfa e beta. A desinte-gração radioativa é evento estatístico, pois não sepode prever nem a identidade de um átomo parti-cular que irá se desintegrar nem o momento exatoem que o evento ocorrerá. No entanto, a inten-sidade de radiação é proporcional ao número deátomos radioativos presentes. Os pesquisadores su-geriram ainda que a estrutura do átomo era forma-da por um núcleo (prótons) rodeado por uma co-roa eletrônica, formada por elétrons. Soddy, emoutro grupo de trabalho, reconheceu as séries doU e do Th, verificando que ambos possuíam di-ferentes taxas de desintegração. As novas formasresultantes dessas desintegrações foram iden-tificadas como elementos químicos, cuja caracterís-tica principal é a presença de átomos de Th, porémcom pesos atômicos distintos. As diferentes amos-tras de Th existiriam na mesma posição do Th ori-ginal na Tabela Periódica e constituiriam isótopos(em grego: mesmo lugar).

Vários pesquisadores dedicaram-se a procurare caracterizar os isótopos. Após o término da Pri-meira Guerra Mundial, um deles, Aston, tentouconstruir equipamentos que confirmassem e carac-terizassem os isótopos: os espectrômetros de massa.Recebeu o prêmio Nobel em 1922 pela descobertade 212 dos 287 isótopos de ocorrência natural.

20


b. A revolução no uso dos relógios geológicos

�A enorme ampulheta, que mede a destruição dasrochas na terra e a sua formação no fundo do mar,

trabalha ininterruptamente.�Arthur Holmes (1923, p. 11)

Para estudar os problemas ligados à idade da Ter-ra, Arthur Holmes começou medindo a composi-ção isotópica do chumbo, na mesma época do apri-moramento dos espectrômetros, e evoluiu para no-vos métodos de datação utilizando o Th e o U pre-sentes no chumbo. O livro The Age of the Earth, pu-blicado por Holmes em 1923, mostra a importânciada radioatividade no entendimento dos processosgeológicos, além de propor a primeira escala do tem-po geológico baseada em métodos radiométricos.

A datação radiométrica permitiu tratar nume-ricamente o tempo. É difícil avaliar seu impactonos conceitos geológicos devido à quantificação;não somente se aprimorou o conceito sobre a ida-de total da Terra, mas também foi possível dataramostras de rochas da Lua e fragmentos de meteo-ritos, revelando-se idades similares entre eles. Adatação isotópica também abriu possibilidade parase determinar com rigor quantitativo as taxas dosprocessos atuantes no passado geológico. Final-mente, a Geocronologia permitiu estudar interva-los de tempo afossilíferos e subdividi-los.

c. Isótopos estáveis e isótopos radioativosNa natureza são conhecidos isótopos instáveis

e isótopos estáveis. Os instáveis ou radiogênicosresultam dos processos de desintegração radioati-va. São particularmente interessantes para dataçãodo tempo geológico pois podem ser aprisionadosnos minerais. Sendo assim, pode-se fazer dataçãoradiométrica de rochas que contenham elementosradioativos e, conseqüentemente, isótopos instá-veis. Estes se originam a partir das transformaçõesespontâneas, que envolvem a emissão de partícu-las ou de energia e que ocorrem no núcleo dos áto-mos instáveis (os chamados átomos-pai) onde es-tão os prótons e os nêutrons.

Os átomos podem se desintegrar de diferentesmodos, transformando-se em formas de menorenergia, que são os isótopos radiogênicos do ele-mento original. Os isótopos são designados por umnúmero que representa a soma total de nêutrons eprótons existentes no seu núcleo. É o número demassa do elemento, normalmente escrito na porção

superior esquerda do símbolo químico do elemen-to (o urânio natural, por exemplo, é uma misturados isótopos 238U e 235U). A representação é justifi-cada pelo fato de que as emissões do núcleo de umisótopo radiogênico trocam a identidade do isótopopor aumentar ou diminuir o número de nêutronspresentes no núcleo.

Em geral, no processo de desintegração radioati-va, o núcleo do elemento-pai pode emitir partículaalfa, beta ou ainda capturar um elétron quando dadesintegração. Além disso pode simultaneamenteemitir raios-gama (radiação eletromagnética maisenergética do que raios-X). A desintegração alfa (a)consiste na perda, pelo núcleo do átomo-pai, dedois prótons e dois nêutrons; o número de massadecresce de quatro e o número atômico de dois. Adesintegração beta ocorre quando o núcleo emiteum elétron de alta velocidade, um de seus nêutronsse transforma em um próton e o número atômicoaumenta de um. Na captura de elétrons, um prótondo núcleo captura um elétron orbital e se transfor-ma em um nêutron: o número atômico decrescede um. A desintegração beta e a captura de elétronsnão mudam o número de massa (Fig. 5).

A desintegração radioativa envolve apenas o nú-cleo de um átomo-pai; a taxa não se altera quaisquer

Núcleo radioativo

perde 2 cargas e 2 unidades de massa

Núcleo radioativo

perde 1 carga

Núcleo radioativo

ganha 1 carga

Decaimento alfa

Decaimento beta

Captura de elétrons

ElétronCarga - 1

Massa desprezível

Partícula alfaCarga + 2

Massa 4

Partícula beta (elétron)Carga - 1

Massa desprezível

Figura 5 � Os três tipos de decaimento radioativomodificado de Eicher & McAlester 1980). Nadesintegração alfa (a) ocorre a perda, pelo núcleodo átomo-pai, de dois prótons e dois nêutrons; onúmero de massa decresce de quatro e o númeroatômico de dois. A desintegração beta consistena emissão, pelo núcleo, de um elétron de altavelocidade, um de seus nêutrons se transformaem um próton e o número atômico aumenta deum. Na captura de elétrons, um próton do núcleocaptura um elétron orbital e se transforma emum nêutron: o número atômico decresce de um.A desintegração beta e a captura de elétrons nãomudam o número de massa

21


Estado inicial Uma meia-vida

depois

Duas meias-vidas

depois

Isótopo pai Isótopo filho Cristal

que sejam as condições físicas e químicas, comopressão, temperatura e soluções-tampão. Os áto-mos de um nuclídeo radioativo específico, qual-quer que seja a sua idade, possuem cada um a mes-ma probabilidade de preservação ou desintegração.O processo é estatisticamente caótico e, por isto,pode-se estabelecer a desintegração por meio deuma constante de desintegração (g) que indica aproporção de átomos radioativos existentes que sedesintegrarão na unidade de tempo.

O número total de átomos para desintegrar-seserá dado por gN, onde N é o número total de áto-mos radioativos pais que estão no sistema. Desdeque N decresce constantemente pela desintegra-ção de uma dada amostra, o número real de áto-mos a se desintegrar decrescerá com cada interva-lo sucessivo de tempo na proporção da redução donúmero de átomos radioativos pais sobreviventes.O tempo de vida de um elemento pai radioativoem um dado sistema não pode ser especificado, pois

na teoria é considerado infinito. No entanto, é sim-ples determinar o tempo de desintegração da me-tade dos átomos pais radioativos de determinadosistema, a chamada meia-vida.

Cada nuclídeo radioativo possui uma meia-vida única, t1/2, que se relaciona à sua constante dedesintegração. Isto é fundamental para a dataçãoradiométrica pois os métodos utilizados têm porbase a acumulação dos átomos-filho produzidospor um pai radioativo. Ao se formar, um mineralou rocha contém somente o nuclídeo radioativo:admite-se que a quantidade de filhos radiogênicosseja igual a zero. Portanto, a razão filho/pai inicialé zero e a idade indicada também é zero. A desinte-gração progressiva de átomos-pais radioativos pro-duz átomos-filhos radiogênicos, que ficam aprisi-onados em suas respectivas posições no retículocristalino (Fig. 6).

Conhecendo-se a constante de desintegraçãodo pai radioativo, necessita-se apenas medir no sis-tema a proporção de nuclídeos-filhos e pais (No/Nt) de modo a calcular o tempo em que o sistemase originou (Fig. 7), em anos antes do presente.

O tempo, chamado de idade radiométrica dosistema, é calculado pela equação:

Idade= ln (átomos-filho/átomos-pai + 1) X 1/l

Como é um processo exponencial, pode serexpresso da seguinte forma:

λt = ln (No/Nt)

onde:

λ = constante de desintegraçãoNo = número de átomos do isótopo-filho no tempo

zeroNt = número de átomos do isótopo pai após o tempo

t de desintegraçãoln = logaritmo natural (base 2,78)

É importante fixar uma unidade de tempo quepossa expressar a constante de desintegração carac-terística de um isótopo particular. Neste caso utili-za-se a meia-vida (t1/2) que é o tempo requeridopara que a metade da quantidade original de isótopopresente no sistema seja desintegrada:

λ t1/2 = ln 2t1/2 = ln 2/λ = 0,693/λ

Duas suposições são fundamentais: o sistemapermaneceu fechado (nenhum átomo-pai ou filhofoi adicionado ou removido do sistema quando este

Figura 6 � Decaimento de um isótopo radioativodentro de um cristal

0 1 2 3 4 5 6

tempo1/2 = 1 meia-vida

Áto

mos

-pai

Átom

os-paisobreviventes

1/4

Depleção lineare exponencial

0 1 2

0

1/2

1

1/16

Figura 7 � Funções lineares e exponenciais(modificado de Eicher 1969)

22


se originou) e nenhum átomo de nuclídeo-filhoestava no sistema quando da sua formação. Mui-tos minerais e rochas satisfazem a essas condições,porém, algumas vezes, já existiam alguns nuclí-deos-filhos no sistema. Como é possível determi-nar a concentração dos filhos originais que existiamno sistema, este valor pode ser então subtraído daquantidade total de nuclídeos-filhos para deter-minar a porção produzida somente pela desinte-gração radioativa.

Em 1931, quando os isótopos instáveis já eramrazoavelmente bem conhecidos, Urey descobriuuma nova categoria, ou seja, os chamados isótoposestáveis ou naturais. Urey concentrou seus estudosiniciais no H, pois outros pesquisadores já haviamsugerido que ele poderia ter isótopos de ocorrên-cia natural. Os resultados iniciais da pesquisa con-firmaram a presença de um isótopo do H, por eledenominado de deutério pois deveria ter aproxi-madamente o dobro da massa do H. Algum tempodepois este mesmo pesquisador levantou a possibi-lidade de o O também apresentar isótopos estáveise de ocorrência natural associados a processos defracionamento. Assim foram descobertos os isóto-pos estáveis dos elementos H, O, C, N, bem comode outros. Estes, embora não utilizados diretamentecomo método de datação de rochas, podem darinformações variadas dos processos de ocorrêncianatural nos diferentes ambientes geológicos.

d. Séries de desintegração e a dataçãode minerais e rochas

A datação radiométrica dos diferentes mineraise rochas é obtida com o uso dos isótopos-pai e fi-lho específicos para cada caso. Assim existem osmétodos K/Ar, Rb/Sr e U/Pb, entre outros. NaTabela 1, são apresentados os principais isótoposutilizados em Geocronologia e a meia-vida carac-terística para cada caso.

A escolha do método de datação a ser utilizadodepende do material que queremos datar (rochaou mineral), das características geológicas da regiãoonde a amostragem foi realizada e da presença tan-to do isótopo-pai como do isótopo-filho consti-tuindo um sistema fechado. Existe possibilidade dese escolher entre um número cada vez maior demétodos radiométricos e as respostas obtidas pormeio de cada um deles tem possibilitado posicionarno tempo os principais eventos da história geoló-gica de determinada região, bem como o entendi-mento da evolução temporal da Terra (Tab. 2).

e. Aparatos de laboratório e cuidadospara se evitar contaminação

A datação radiométrica é ferramenta indis-pensável nas ciências geológicas, pois permiteextrair importantes inferências sobre a origem dasrochas. O desenvolvimento da Geocronologia sófoi possível com o aprimoramento das técnicas ana-líticas laboratoriais e também dos espectrômetros(equipamentos que medem as razões isotópicas).Isto porque o trabalho com isótopos radioativos,em função da meia-vida dos elementos (p. ex. 87Rbtem meia-vida de 48,8.109 anos), naturalmente iráenvolver quantidades muito pequenas o que di-ficulta sua detecção (Fig. 8). Além disso, existe o

Isótopo-pai Isótopo-filho Meia-vida (Ga)

(Sm) Samário 147 (Nd) Neodímio 143 106,0

(Rb) Rubídio 87 (Sr) Estrôncio 87 48,8

(Th) Tório 232 (Pb) Chumbo 208 14,0

(U) Urânio 238 (Pb) Chumbo 206 4,5

(K) Potássio 40 (Ar) Argônio 40 1,25

(U) Urânio 235 (Pb) Chumbo 207 0,70

(Re) Rênio 187 (Os) Ósmio 187 43,0

(Lu) Lutécio 176 (Hf) Háfnio 176 35,0

(C) Carbono 14 (N) Nitrogênio 14 0 - 50 000 a

Isótopo-pai Isótopo-filho Meia-vida (Ga)

Tabela 1 � Principais isótopos utilizados emgeocronologia

(Ga = bilhões de anos e a = anos)

Material Idade (Ma)Material Idade (Ma)

Meteoritos 4.300 - 4.600Rochas lunares 3.500 - 4.200

Idade da Terra (mineral) 4.600 - 4.700Rochas mais antigas 3.900 - 4.20010

Tabela 2 � Algumas idades importantes

10 As rochas mais antigas da América do Norte fazem parte docomplexo gnáissico de Acasta, próximo ao Lago Great Slave� 4,03 Ga � e as rochas supracrustais Isua no oeste da Groen-lândia � 3,7 a 3,8 Ga. A idade mais precisa para a Terra(4,54 Ga) é baseada em chumbo extraído de troilita dosmeteoritos ferrosos de Canyon Diablo. Grãos do mineral zircãocom idades U-Pb de 4.4 Ga foram recentemente encontra-dos em rochas sedimentares no centro-oeste da Austrália(Fonte: http://pubs.usgs.gov/gip/geotime/editors.html).

23


problema da contaminação, ou seja, eventual acrés-cimo do elemento a ser dosado, não associado aoprocesso de desintegração radioativa.

A contaminação por Sr, quando da aplicaçãodo Método Rubídio-Estrôncio, pode ocorrer de di-versas maneiras como, por exemplo, com cimentocomum de construção civil. O cimento contém Caque, por sua vez, tem Sr associado. A presença des-te material no laboratório, mesmo em quantida-des mínimas, acarretará contaminação por Sr e con-seqüente problema com as idades determinadas.

A Geocronologia caracteriza-se pela necessida-de de laboratórios super-limpos onde não haja pos-sibilidade de contaminação e onde valores muitopequenos dos isótopos possam ser precisamentedeterminados. Com estes cuidados, razões isotó-picas, que inicialmente propiciavam uma precisãoda ordem de 0,2%, passaram a ser medidas comprecisão da ordem 1 para 104 ou melhor. Métodosantes considerados como inviáveis tais como o Re-Os e o Lu-Hf puderam ser utilizados de forma roti-neira. Destaca-se ainda a melhoria na sensibilida-de e precisão dos espectrômetros de massa, pormeio de equipamentos multicoletores, análises porionização térmica convencional, utilizando íonsnegativos ou ainda por ICP.

f. AmostragemOutro fator muito importante é a perfeita esco-

lha das amostras a serem datadas. Embora existamgrandes diferenças entre os métodos de datação ra-diométrica bem como uma enorme variedade demateriais datáveis, podem ser feitas algumas consi-derações gerais sobre os problemas de amostragem.

Inicialmente, os pontos de amostragem e asamostras devem ser precisamente selecionados bemcomo a definição de qual método deverá ser aplica-do e como os resultados deverão ser avaliados. Comessa base poderemos definir se trabalharemos comamostras do tipo rocha total, minerais separados(frações) ou ambas as formas. O tipo e a quantidadede amostra dependem do método a ser empregado,mas sempre é interessante repetir-se a análise oucomplementá-la com outro tipo de dados (como,por exemplo, análise química). A escolha das amos-tras inclui ainda preferencialmente a seleção dematerial não alterado e representativo da área a seranalisada. Torna-se ainda fundamental que todosos aspectos que possam afetar de alguma forma adatação radiométrica (tectônica, posição estratigrá-fica, processos diagenéticos e, ou, metamórficos,intrusões etc.) sejam previamente conhecidos.

g. Exemplos de métodos muito usados

1. Rubídio-Estrôncio

O Método Rubídio-Estrôncio permite a data-ção de rochas muito antigas, incluindo amostrasde rochas lunares (coletadas pelas missões Apolo)até rochas com poucos milhões de anos. É muitoutilizado em Geocronologia, pela versatilidade. ORb não é um elemento comum na natureza e nãoforma mineral isolado, ou seja, ocorre como im-pureza em minerais de K, aos quais se associa de-vido à semelhança de raios atômicos.

O isótopo radioativo 87Rb desintegra-se para oisótopo 87Sr, em um único passo e com meia-vidade aproximadamente 48,8 Ga. Encontra-se Rb emminerais potássicos como as micas, feldspatospotássicos, piroxênios, anfibólios e olivinas, entreoutros. Nesses minerais também ocorre Sr em suaforma original, não radioativa (86Sr) o qual deverá

Laboratório de preparação do material

Amostra da rocha selecionada

Pulverização

Separação

Rocha total Minerais selecionados

Laboratório depreparação química

Preparação química

Isótopos

Laboratório deEspectrometria de Massas

Espectrometria

Determinação de razões isotópicas

Cálculo

IDADE RADIOMÉTRICA

Figura 8 � Etapas principais na determinaçãogeocronológica

24


ser precisamente determinado como parte do pro-cesso de datação. Essa quantidade será subtraídaquando do cálculo final da idade da amostra, paraevitar erros, uma vez que não foi originada peladesintegração do 87Rb contido.

O Sr original sempre contém 86Sr não-radio-gênico, que é facilmente detectado. Inicialmente,a análise de uma amostra pobre em Rb permite de-terminar a razão 87Sr/86Sr que se mantém no mate-rial a ser datado; uma vez que a quantidade de 86Srna amostra não muda com o passar do tempo, procu-ra-se em seguida uma amostra rica em Rb pois pre-cisamos conhecer o valor do 86Sr (Fig. 9). Conhe-cendo-se a relação inicial 87Sr/86Sr da amostra, po-demos determinar a quantidade de 87Sr que é origi-nal e aquela que é proveniente da desintegração do87Rb. A idade é então calculada pela relação filho/pairadioativo. É uma idade convencional, ideal para ro-chas com minerais excepcionalmente ricos em Rb.

Como isto nem sempre é possível ou surgemdúvidas quanto ao real valor do 87Sr, original, pro-cura-se utilizar o Método da Isócrona. Para aplicaçãosão necessárias várias amostras de rochas cogenéticas11

que contenham diferentes teores de Rb. Com istotorna-se possível a montagem da isócrona (Fig. 10).

Supõe-se que, no tempo em que as amostrascogenéticas foram formadas (tempo zero inicial),as razões 87Sr/86Sr eram as mesmas para todas, masera variável o conteúdo em Rb. Caso tivéssemosoportunidade de analisar estas amostras de rochalogo após a sua formação conseguiríamos plotá-lassegundo uma linha horizontal no gráfico da figuraque mostra a relação 87Sr/86Sr como eixo das orde-nadas e a razão 87Rb/86Sr como abcissa. Com o pas-sar do tempo, o conteúdo de 87Rb deve decrescergradualmente, pois é transformado em 87Sr, o qualdeverá aumentar proporcionalmente nas amostras.No diagrama da figura 10 tal situação é acompa-nhada pelo deslocamento da linha A-A�, que iráreproduzir o comportamento atual das amostrascogenéticas (B-B�). A série de amostras continua adefinir uma linha reta, cuja inclinação em relaçãoà reta horizontal inicial deve aumentar sistemati-camente com o tempo. A linha assim definida é aisócrona e a inclinação atual indica a idade radiomé-trica da rocha. Além disso, o ponto onde a isócronaintercepta o eixo das ordenadas nos indica a razão87Sr/86Sr inicial do sistema.

2. Urânio-Chumbo em zircões

O Método Urânio-Chumbo, embora conheci-do há bastante tempo, somente agora vem tendoaplicação crescente, especialmente na datação deminerais isolados. O avanço resulta da melhoriada capacidade analítica dos laboratórios que podemtrabalhar em condições de alta limpeza, conseguin-do resolução para amostras com até algumas par-tes por milhão desses elementos.

Os minerais que contêm U como componen-te principal são raros na natureza, porém mineraisque contêm este elemento em quantidades-traço12

são comuns, o que os torna particularmente indica-dos para aplicação do Método U-Pb. O mineralmais indicado neste caso é o zircão (silicato de zir-cônio, ZrSiO4) que contém aproximadamente0,1% em urânio e ocorre em rochas de diferentesidades, sempre em pequenas quantidades.

Todo Urânio de ocorrência natural contém nãosó o 238U radioativo mas também o 235U, semprenuma relação de 138:1. O 238U se desintegra para o206Pb e o 235U para o 207Pb. Os dois elementos sãoutilizados para determinação de idades geológicas;

86Sr original

87Sr original

86Sr original

87Sr original

87Sr radiogênico

87Rb

Amostra sem Rb Amostra rica em Rb

87Rb

Figura 9 � Relações isotópicas da razão 87Sr/86Srno Método Rb/Sr (baseado em Eicher &McAlester 1980)

11 Significa que tiveram uma mesma origem.12 Quantidades muito pequenas.

25


87

86

Rb

SrA, B, C e D = Amostras cogenéticas

87

86

Sr

Sr

A

A'

B

B'

C

C'

D

D'

87

86SrSr

i = ( )

a

T = tg a

l

i

no entanto, em função da alta mobilidade químicado U em ambientes oxidantes, análises em amostrasde rocha total efetuadas com o Método U-Pb sãoproblemáticas. Isto fez com que a metodologiarecebesse grande impulso na aplicação a mineraisisolados.

Os minerais com urânio e que se prestam paraaplicação do Método U-Pb, em geral, também con-têm chumbo original, de tal forma que a idade ra-diométrica poderá exceder a idade real. O 204Pb nãoé produzido pela desintegração radioativa, sendoentão um elemento-chave para a detecção da quan-tidade de chumbo original. Se é detectado no mine-ral o 204Pb, que constitui uma fração do chumbo pre-sente, então os outros isótopos como o 206Pb e o 207Pbtambém deveriam estar presentes quando da forma-ção do mineral. A composição isotópica do chum-bo comum pode ser obtida a partir de amostras quesejam pobres em urânio, à semelhança do que é fei-to no Método Rb-Sr. Assim, a quantidade do 204Pbpode ser utilizada para calcular as quantidades de206Pb e do 207Pb originais, de forma que possam sersubtraídos quando do cálculo da idade radiométrica.

Depois deste procedimento, as idades obtidaspelas razões 235U/207Pb e 238U/206Pb devem concor-dar, mostrando que o mineral comportou-se comoum sistema fechado. São chamadas idades concor-dantes e o valor que elas indicam é a idade radio-métrica verdadeira. Isto pode ser observado no grá-fico da figura 11, que é um diagrama concórdia.

Se as idades não concordam diz-se que são dis-cordantes e, conseqüentemente, não representama idade radiométrica verdadeira do mineral. O Mé-todo U-Pb em zircões tem sido aplicado com su-cesso para a determinação de idades radiométricasem rochas de diferentes composições e idades,amostras lunares e meteoritos.

3. Samário-Neodímio

O Método Samário-Neodímio teve seu desen-volvimento ligado a pesquisas visando a dataçãode amostras lunares e de meteoritos.

O Sm e o Nd são elementos que possuem bai-xa mobilidade química quando comparados aosdemais elementos, principalmente os alcalinos.Além disso, inúmeros estudos demonstraram que,mesmo quando a rocha se encontra visivelmentealterada e/ou metamorfizada, não há interferênciana relação Sm/Nd. Assim, o Método torna-se mui-to interessante pois pode ser aplicado em situaçõesonde a utilização das demais metodologias é res-trita. Destaca-se que as idades para Sm-Nd podem

ser obtidas em qualquer tipo de rocha, desdegraníticas até ultrabásicas.

O Sm tem sete isótopos naturais (Geyh &Schleicher 1992), indicados na Tabela 3. O 147Sm eo 148Sm decaem por emissão alfa para o 143Nd e 144Nd.A meia-vida do 148Sm é muito curta (7 X 105 anos)para ter um significado geocronológico, mas o de-caimento do 147Sm (1.06 X 1011 anos) permite queseja utilizado para datação. De forma análoga aoMétodo Rb-Sr, podem ser construídas isócronascom as relações 143Nd/144Nd e 147Sm/144Nd. Supõe-se que, ao tempo da cristalização, amostras de rochatotal cogenéticas a amostras de minerais com dife-rentes razões 147Sm/144Nd teriam o mesmo 143Nd/144Nd inicial (entre 0.506 e 0.516, de acordo com aidade da rocha). Amostras cogenéticas posicionam-se em uma isócrona onde a inclinação é uma fun-ção da idade da amostra e onde a interceptação daisócrona no eixo �y� indica a razão inicial.

O cálculo de idades-modelos Sm-Nd tem porbase o fato de que pode ser definida uma linha deevolução uniforme para a relação 143Nd/144Nd paraa área-fonte de amostras de rochas da crosta conti-nental e basaltos alcalinos (De Paolo & Wasserburg1976). Essa linha de evolução, que corresponde àdo manto terrestre, tem por base a relação Sm-Ndque é idêntica com a do reservatório condrítico uni-forme (CHUR13 ). Na verdade, se um magma éformado e separado a partir do CHUR em um de-terminado tempo, então sua razão 143Nd/144Nd (Ro)

Figura 10 - Montagem da isócrona do Método Rb/Sr

Elemento Isótopos

Sm Sm, Sm, Sm, Sm, Sm, Sm, SmNd Nd, Nd, Nd, Nd, Nd, Nd, Nd

144 147 148 149 150 152 154

142 143 144 145 146 148 150

Elemento Isótopos

Tabela 3 � Isótopos dos elementos químicos Samárioe Neodímio (Geyh & Schleicher 1992)

26


206

238PbU

207

235PbU

Diagrama concórdia (Ga)

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2

0 20 40 100 12060 80

Material fino de superfícieBrecha vulcânica

4,0

4,5 4,64,8 4,9

3,0

1,0

2,0

3,5

2,5

é igual à do RCHUR. Contudo, processos responsá-veis pela formação do magma do manto ocasionamfracionamento químico do Sm e do Nd em relaçãoà sua fonte. O fator de fracionamento é definidopela relação: ƒSm/Nd = (Sm/Nd)amostra/(Sm/Nd)CHUR.

Então ƒSm/Nd = 1 para a linha de evoluçãoCHUR. Para a maior parte das rochas curstais, estefator é inferior a 1, o que significa que o Nd está seenriquecendo em relação ao Sm na crosta duranteo fracionamento e separação do manto. Contudo,a geração da crosta continental ocasiona depleção14

de elementos nesse reservatório. Material do mantodepletado tem uma linha de evolução diferente doCHUR (De Paolo 1981) e assim quando idades-modelos são calculadas, os parâmetros para o mantodepletado devem ser utilizados aos níveis daquelesde evolução do CHUR. O modelo assume que arelação Sm/Nd somente será significativamentealterada por processos geológicos subseqüentes, co-mo o metamorfismo ou processos ligados a ero-são, desde que o sistema Sm/Nd tenha funciona-do como um sistema fechado. Com isto torna-sepossível o estabelecimento de uma linha a partirdas razões atuais 143Nd/144Nd e 147Sm/144Nd que, aointerceptar-se com a linha de evolução do CHUR,indicará uma idade modelo para o tempo de dife-renciação dessa rocha a partir do manto.

4. Carbono-14

A utilidade do 14C para datação ra-diométrica foi demonstrada inicial-mente por Libby em 1947. Na realida-de, este isótopo, ao contrário dos outrostradicionalmente utilizados para data-ção, faz parte de um grupo de nuclídeosradioativos de curta duração, origina-dos na porção superior da atmosfera,onde partículas cósmicas de alta ener-gia bombardeiam os núcleos do oxigê-nio e do hidrogênio ali presentes fazen-do com que estes liberem átomos. Osátomos assim produzidos irão se cho-car com átomos de nitrogênio - tam-bém encontrados nas porções elevadasda atmosfera � resultando na formaçãodo 14C, cuja meia-vida é de aproxima-damente 5.730 anos.

O radiocarbono produzido é oxidado para aforma de dióxido de carbono (CO2) e passa a fazerparte da atmosfera e, eventualmente, da hidrosfera(Fig. 13). Assim, pode entrar no ciclo geral do car-bono na Terra como também pode ser dissolvidonos oceanos, precipitado em associação com osminerais carbonáticos ou utilizado pelos diferen-tes animais e plantas.

Os seres vivos acham-se em equilíbrio com aatmosfera e o dióxido de carbono radioativo é absor-vido e usado pelas plantas, entrando finalmente nacadeia alimentar e no ciclo do carbono. As peque-nas quantidades de 14C radioativo passam a fazerparte da estrutura dos animais, plantas e mineraispropiciando-nos uma ferramenta extremamenteútil para datar com precisão os últimos 50.000 anosda história da Terra (Tab. 4), assumindo-se que ataxa de produção de Carbono-14 (e portanto aquantidade de raios cósmicos que atingem a Ter-ra) tenha sido constante durante os últimos 70.000anos. Este limite relaciona-se ao fato de que, após amorte do organismo que incorporou 14C, este nãoé mais adquirido (Fig. 13) e, com o tempo, vai pro-gressivamente sendo desintegrado para 14N. Comoos valores são muito pequenos é quase impossívela medição direta dos isótopos. Neste caso, opta-sepela contagem da atividade de emissão beta do es-pécime a ser datado e sua comparação com um pa-drão cuja atividade seja muito bem conhecida.

O número de emissões em um dado período detempo é proporcional ao número de átomos do 14Cainda presentes na amostra; quanto mais antigo,

Figura 11 � Montagem da curva concórdia do Método U/Pbpara amostras de rochas trazidas da Lua

13 CHUR � sigla derivada da expressão em Inglês: Chondriticuniform reservoir

14 Depleção significa perda, subtração gradual. Duarte (1997)refere-se a exaustão de uma jazida de petróleo.

27


menor deve ser essa atividade, o que nos limita aovalor máximo datável de 50.000 anos. O Método14C é utilizado para datação de matéria orgânica,madeira, carvão, ossos, turfa e artefatos como roupase cerâmicas, além de conchas e calcários recentes.

h. Outros métodos de determinação de idades:exemplo dos traços de fissão

Diversos métodos de determinação radiométricade idades de rochas acham-se hoje bem desenvolvi-dos e são aplicados a diferentes situações e ambien-tes geológicos. Uma revisão abrangente acha-se emDickin (1995) e Attendorn & Bowen (1997). Dentreeles, o Método dos traços de fissão baseia-se na fis-são do U, que resulta no aparecimento de 2 fragmen-tos, um mais leve e outro mais pesado, na liberaçãode nêutrons e energia. Os fragmentos resultantesdesta fissão recebem energia cinética e, graças aforças repulsivas coulombianas, irão adquirir movi-mentos em sentidos opostos. Os fragmentos ioni-zados, ao se deslocar através da estrutura de deter-minados sólidos isolantes ou semi-condutores pro-vocam o aparecimento de defeitos (sob a forma de�trilhas�) que recebem o nome de traços latentes.

Os traços latentes são facilmente visíveis com omicroscópio eletrônico. No entanto, ataques quími-cos específicos melhoram a visualização dos traçospois permitem ampliar seus tamanhos. Com isto,os traços tornam-se visíveis ao microscópio ópticosendo então denominados traços de fissão. A etapaseguinte é a contagem dos traços aumentados (ouanotação da densidade de traços em uma dada área).O número de traços por unidade de área é uma funçãoda idade do material e da concentração de urânio.

A técnica é especialmente útil para alguns mi-nerais específicos como a apatita e o zircão, maspode ser empregada na datação de micas, tectitosnaturais e sintéticos (artificiais) e vidro. Os traçosde fissão apresentam importante propriedade queé o seu �apagamento�, ou seja, o desaparecimentogradual quando submetidos a determinadas tempe-raturas. Assim, os traços de fissão também permi-tem a obtenção de idades aparentes, relacionadas àsua reorganização quando estiveram submetidos areaquecimento (idades de eventos térmicos).

6. Como decifrar o registro das rochas?O atualismo

É importante salientar o tema da uniformidadeno comportamento da natureza, idéia fundamental,embora aparentemente simples. Leonardo da Vinci,no século XVII foi o primeiro a formulá-la, ao dei-xar implícito que só se poderia comprovar sua Leida Superposição por meio de analogias com o pre-sente geológico. Hutton, mais tarde, propôs o uni-formitarismo da natureza, nas três edições conheci-das de sua obra �Theory of Earth, with proofs andillustrations�, de 1793. Em uma delas, ele afirmou:

�O homem percebe com prazer a ordem e a regulari-dade com que se apresentam as obras da natureza, emvez do natural desgosto ante a desordem e confusão.Se a pedra que hoje cai, amanhã se alçasse, seria o fimda filosofia natural, nossos princípios fracassariam enão continuaríamos investigando as regras da nature-za segundo nossas observações (...)�;

Na passagem para o século XIX, Playfair (1802)divulgou e aplicou mais claramente a teoria.

Análise de ciclos de Ciclos anuais e das 3.000

Análise de estratos Ciclos anuais, das manchas 15.000

Carbono-14 Matéria orgânica morta 30.000 - 50.000

Métodos geológicos Velocidades admitidas de processos Sob restrições, a todos

Datação por U-Pb Decaimento radioativo de elementos Todos os períodos

crescimento de árvores manchas solares

argilosos solares e de precessão de equinócios

como intemperismo, erosão etc. os períodos geológicos

e outros encontrados em rochas e minerais geológicos

Método Baseia-se emAplica-se a intervalos

da ordem de (anos)Método

Aplica-se a intervalos

da ordem de (anos)Baseia-se em

Tabela 4 � Limites usuais de detecção de alguns métodos

28


Embora tenha sido grande divulgador das idéiasde Hutton, coube a Lyell, entre 1830 e 1833, con-sagrar definitivamente o Uniformitarismo comoum Princípio do pensamento geológico.

a. O Uniformitarismo e o Atualismo

Hutton e Lyell propõem o uniformitarismo danatureza pelos pontos de vista das causas, dos pro-cessos e dos efeitos. Em 1897, Sir Archibald Geikiesintetizou as idéias uniformitaristas na expressãotida como a mais radical de todas:

�O presente é a chave do passado�.

Gretener (1984) destaca que a proposição refletea �atitude arrogante do recém-chegado, Homo sapiens�.Nem Hutton ou Lyell ousaram tamanha generali-zação sobre a uniformidade da Natureza (Carneiroet al. 1994). Durante muito tempo o enunciadoimplicou, para muitos, que (a) as leis naturais se-riam invariáveis no tempo, (b) os mesmos proces-sos que atuam hoje também ocorreriam no pas-sado e (c) os eventos geológicos aconteceriam comvelocidade uniforme.

As objeções feitas pelo precursor da termodi-nâmica, William Thomson, à idéia de abismo do tem-po estenderam-se à idéia de uniformitarismo abso-luto da Natureza. Pela dissipação de energia e mu-danças nas condições naturais, a Terra não poderiacomportar-se como um moto-perpétuo; ao contrá-rio, segundo ele, pela 2a lei da termodinâmica a ação

0,506

0,508

0,510

0,512

0,512638

0,514143

143NdNd

Idade (Ga)

presente0 4 3 2 1

Sm/Nd > 1f

Sm/Nd < 1fDM

Crosta terrestre

CHUR (m

anto

terres

tre)

Figura 12 � Evolução da razão isotópica do Neodímiodesde a condensação da Terra, no tempo tTerra. Ataxa de aumento da relação 143Nd/144Nd de umreservatório ou unidade de rocha depende darazão Sm/Nd naquele reservatório ou unidadede rocha; para a Terra toda, assume-se que essataxa seja condrítica (CHUR). As duas linhas deevolução correspondem a dois reservatóriosseparados a partir de CHUR, cuja evolução podeser esclarecida a partir do estudo da relaçãoƒSm/Nd < 1 ou ƒSm/Nd > 1 (modificado de Geyh &Schleicher 1992)

Ciclo do carbono-14

50 anos de idade5.700 anos

(1/2 C remanescente)14

Alta atmosfera

17.100 anos(1/8 C remanescente)14

45.000 anos( C insignificante)14

147C

146C

Perda depróton

nêutron deraio cósmico

Átomos de Cem CO atmosférico

14

2

Figura 13 � Formaçãodo isótoporadioativo 14C,pelo bombardeiode átomos denitrogênio porraios cósmicos. Oisótopo 14C entrana molécula deCO2 e acabaincorporado asedimentoscarbonosos erestos orgânicos(modificado deEicher & McAlester1980)

29


plenamente aceito que as leis que governam os fenô-menos terrestres sejam imutáveis (proposição �a�):trata-se de ponto de partida (ou seja, um princípio)para se realizar ciência. Portanto, subsiste a idéia deuniformidade no aspecto dos fenômenos físicos.

A segunda proposição é também generalizada-mente aceita pois os processos terrestres atuais ocor-reriam da mesma maneira (mas não necessariamentecom a mesma intensidade) desde o passado (pro-posição �b�). As proposições �a� e �b� tratam da-quilo que permanece, sob quaisquer circunstâncias,invariável no tempo e no espaço; expressam a regu-laridade (por exemplo, a lei da gravidade, as leis datermodinâmica etc.).

As duas últimas, porém, foram profundamenteabaladas, por envolverem fatos singulares, impos-síveis de se estudar sob a ótica estrita do uniformi-tarismo. A terceira e quarta proposições foram rejei-tadas graças a aspectos da natureza que variam comas circunstâncias, ou seja, fatores contingentes ouhistóricos. Não persistem em termos físicos, poisinúmeros fatores modificaram-se ao longo do tem-po, como a duração dos dias do ano ou a intensida-de e natureza da radiação solar. Os aspectos singula-res do uniformitarismo não constituem princípiosda ciência histórica e tampouco da ciência física.

Sintetizando o problema, Gould (1967) distin-guiu dois tipos de uniformitarismo:

l Uniformitarismo substantivo, que engloba as qua-tro proposições referidas. Segundo o autor, umavisão do comportamento da Natureza moder-namente inaceitável.

l Uniformitarismo metodológico, que engloba so-mente as duas primeiras e ficou conhecido co-mo Atualismo. Para as ciências físicas isso podeser um princípio, mas para a ciência históricanão passa de um método, ou seja, é um dosmétodos históricos em Geologia, que atende ànoção de simplicidade.O Atualismo tem especial importância na Geo-

logia, porém é apenas um dos métodos históricos.Como método da Geologia, envolve aplicação deraciocínio indutivo e de analogias para o estudo dosfenômenos do passado, além de depender das pistasobtidas do presente. O exemplo dos corais é típico:sabemos que atualmente os recifes de corais cres-cem em águas tropicais, dentro de um espectro mui-to restrito de tolerâncias, e podemos assumir queformas comparáveis viveram sob condições muitosimilares no passado, mas persiste a evidente res-trição de que os corais possam ter mudado seus há-bitos com o passar do tempo (Ager 1963, p. 33).

natural seria irreversível, contrariando a repetiçãouniforme dos eventos naturais ao longo do tempo.Uma tempestade de críticas assolava, no início doséculo XX, o princípio fundamental da Geologia.Diante das objeções no aspecto da energia, as velo-cidades dos processos não poderiam ter-se man-tido uniformes durante o tempo geológico.

Ainda que a descoberta da radioatividade comofonte de calor endógeno na crosta afastasse as res-trições, no lado quantitativo dos processos, o avançodo conhecimento geológico trouxe novas restrições,agora qualitativas, às mudanças radicais de condi-ções do ambiente geológico terrestre ao longo dotempo. As mudanças na composição da atmosferae mesmo o aparecimento ou expansão da vida, porexemplo, poderiam ter provocado a extinção dealguns processos e surgimento de outros. Novascausas, produzindo novos resultados. Outra res-salva é que mesmas forças, atuando em configura-ções distintas de um mesmo material, poderiamproduzir, inevitavelmente, resultados diversos.

O conjunto de objeções ao enunciado clássicodo princípio pode ser resumido em duas idéias(Carneiro et al. 1994):A. novas condições (em quantidade e qualidade)

gerariam novas causas, novos processos e no-vos resultados;

B. mesmas causas atuando em configurações di-versas gerariam resultados diferentes.Tais objeções levam-nos a indagar sobre o que,

afinal, restou do princípio do uniformitarismo talcomo foi concebido originalmente por Hutton eLyell, no século passado?

É possível distinguir quatro proposições noenunciado (Gould 1965, 1967):a) a uniformidade das leis: as leis da natureza são

invariáveis, no espaço e no tempo;b) a uniformidade dos processos terrestres (atua-

lismo): os eventos geológicos do passado en-volveram processos de natureza essencialmenteigual à dos que atualmente ocorrem;

c) uniformidade de velocidades (gradualismo): osprocessos operariam com idênticas velocida-des, ainda que extremamente lentas e quaseimperceptíveis aos sentidos humanos;

d) uniformidade de condições (não-direciona-lismo): os ciclos naturais seriam intermináveise a Terra, um lugar em constante mudança.A primeira proposição relaciona o comporta-

mento da Natureza à constância das leis físicas, masnão é peculiar ao uniformitarismo nem à Geologia,pertencendo ao domínio das ciências físicas. É

30


b. O gradualismo e a noção de mudança pontuadaO gradualismo proposto por Lyell (proposição

�c�) ainda que consiga explicar alguns fatos geoló-gicos, é demasiadamente restritivo e não permiteexplicar todas as mudanças na história física e bioló-gica da Terra. O catastrofismo, em suas recentesversões, vem sendo retomado por autores que bus-cam desligá-lo do forte compromisso com a idéiaanterior de �criacionismo científico�.

Gretener (1984) destaca a importância dos pro-cessos episódicos em geologia, quando compara-dos aos processos contínuos; assinala ainda que otermo �catastrofismo� possui a conotação de �de-sastre�, dada por �imagens de destruição e escom-bros� (Gretener op. cit., p. 85), e prefere o termo�pontuação�, proposto por Gould (1977, apudGretener 1984, p. 81), para referir-se à naturezadescontínua dos processos episódicos.

O conceito de mudança pontuada (punctuationalchange), da moderna geologia, pertence a uma vi-são �pluralista� da natureza: a mudança é marcadapor episódios curtos que quebram o equilíbrio an-terior e rapidamente estabelecem nova condição(Gould 1984). O modelo enfatiza a estabilidadeduradoura dos sistemas terrestres e, por outro lado,a concentração da mudança em momentos defini-dos. Um exemplo, dentre outros, seria o impactode um asteróide com o planeta, possibilidade acei-ta hoje pela astronomia. A probabilidade de ocor-rência de um evento raro, em geologia, emborapossa ser extremamente baixa, jamais pode ser con-siderada nula. Assim, deve-se manter uma claradistinção entre as idéias de �impossível� e �impro-vável� (Gretener 1984, p. 79). Sob o ponto de vistageológico, tempestades, inundações, escorrega-

mentos e outros fenômenos podem ser considera-dos agentes episódicos regulares (Tab. 4) e não sãopropriamente eventos raros, embora o possam serpara os padrões humanos.

Um evento raro depende de uma combinaçãoou conjugação especial de fatores que incluem tantoaqueles intrínsecos como os extrínsecos ao planeta.Para sintetizar as inúmeras evidências de mudançasrápidas em escala global entremeadas com longosintervalos de �monotonia�, Gretener (1984) afirmaque a �história da Terra revela longos períodos detranqüilidade interrompidos por momentos deação�. Essa proposição seria coerente com a impor-tância relativa dos processos episódicos; dentre eles,cabe atenção os chamados probabilidade de ocor-rência seria da ordem de 95%, para que ocorrampelo menos uma vez ao longo de intervalos de tem-po muito distintos.

7. Experimentos educativos e simulaçõesA vasta bibliografia sobre métodos de determi-

nação de idade radiométrica de rochas concentra-seem artigos especializados e compêndios científi-cos sobre idades das formações geológicas. Textosdidáticos são mais escassos, sobretudo em Português,justificando um esforço adicional para facilitar acompreensão do tema Tempo Geológico pelos estu-dantes, que é complexo e integrador de vários outrosconceitos da moderna Geologia, como: cronologiade eventos, duração, correlação, mudança geológica,fácies e sucessão de causas. Enumeramos acima as-pectos fundamentais desses conceitos, mas cabe ci-tar algumas abordagens didáticas disponíveis em pu-blicações introdutórias ou artigos metodológicos.

Probabilidade da ordem de 95%,para ocorrer pelo menos uma vez

em certo número de anosAnos ExemplosEventos

Raros 1 bilhão de anos 10 Eventos que possam ter ocorrido muitopoucas vezes na história da Terra

9

Ocasionais 100 milhões de anos 10 Extinções em massa;desaparecimento de espécies

Recorrentes 1 milhão de anos 10 Glaciações; Modificações, registradasem fósseis, de fauna e flora

Comuns 1 mil anos 10 Episódios registrados na históriahumana; eventos de chuvas intensas

Regulares 1 século 10 Enchentes seculares

8

6

3

2

Probabilidade da ordem de 95%,para ocorrer pelo menos uma vez

em certo número de anosAnos ExemplosEventos

Tabela 5 � Eventos e processos geológicos

31


a. Abordagens didáticas sobre �Tempo Geológico�Para Pedrinaci & Sequeiros (1994), se uma

pessoa demonstrar conhecimento preciso da idadeda Terra, nomes e durações dos períodos geo-lógicos, isso não bastará para concluir que ela cons-truiu o conceito de tempo geológico. As idéias decronologia relativa e de duração dos processosgeológicos fazem parte dessa construção gradativade conhecimento. Sequeiros et al. (1996) apresen-tam propostas de trabalho sobre o tema, em dife-rentes níveis de aproximação, para ajudar os estu-dantes a elaborar imagens mentais de fatos geoló-gicos. Os quadros abaixo são alternativas, dentremuitas possíveis.

b. Significados presentes no tema �TempoGeológico�Atividades educacionais envolvendo Tempo

Geológico são geralmente agradáveis, porque ostemas são às vezes familiares ou próximos da reali-dade das pessoas. Entretanto, podem surgir pro-

blemas de apreensão de conceitos, ao se tentardesenvolver abstrações mais complexas, especial-mente para alunos de pouca idade ou baixa escola-ridade. Nesses casos os resultados são insatisfa-tórios, devido a dois fatores principais: falta de lei-turas acessíveis e/ou pouca familiaridade de estu-dantes e professores com o tema.

Embora a Geologia esteja sempre em busca deregularidades e princípios gerais (Sequeiros et al.1996), é uma ciência �sempre obrigada a trabalharcom acontecimentos singulares, alguns dos quaissão determinantes do que acontecerá depois�. Airreversibilidade contida em qualquer história � en-tre as quais se incluem as histórias geológicas � leva-nos a tentar compreender essa organização sem pro-curar reduzi-las às �regularidades subjacentes ou aum caos de acontecimentos arbitrários, mas com-preender coerências e fatos: coerências que tantopodem resistir aos acontecimentos e condená-losà insignificância, como, ao contrário, ser destruídase transformadas por alguns deles (...)� (Prigogine& Stengers 1988, apud Sequeiros et al. 1996).

Quadro 2 � Algumas abordagens didáticas sobre datações

bra-cabeças, coloque a peça quadrada maiorcom a cor suave para cima e todas as restantescom a cor intensa para cima.l Será pedido que os alunos, a intervalos de

tempo regulares, por exemplo de 1 minuto,virem o pedaço maior de cartolina de corintensa, fazendo ficar para cima a cor sua-ve. Repete-se o procedimento, sucessiva-mente, até que se considere oportuno in-terromper a atividade. Sabemos a taxa deinversão dos pedaços, que corresponde àmeia-vida do elemento radioativo, é de 1minuto, neste caso.

l Examinando-se o resultado do quebra-ca-beças, pede-se que os estudantes calculemhá quanto tempo o exercício foi iniciado.Depois, reorganizando-se o quebra-cabeças,

cada grupo de alunos deverá abrir as peças comoquiser, segundo a mesma ordem das peças maio-res para as menores. Ao trocar as peças dos gru-pos entre si, cada grupo poderá perguntar ao ou-tro quanto �tempo� se passou desde a formaçãoda rocha considerada, desde que se informe quala taxa de desintegração radioativa utilizada.

1. Conceitos básicos de datação relativa ou absoluta

Conceitue:l Atualismol Escala absoluta de tempol Estratigrafial Extinção em massal Fóssil-índicel Geocronologial Meteoritol Princípio da Superposiçãol Relação de interseçãol Seqüência não-invertida

2. Determinação de idade radiométrica

Considere que sua equipe recebeu dois pe-daços de cartolina, um de cor suave e outro decor intensa. As partes devem ser justapostas efirmemente coladas uma à outra. Depois, divi-de-se a peça em duas metades, separando umadelas. A metade restante é novamente dividida,separa-se uma das novas metades e repete-se adivisão até formar uma espécie de quebra-ca-beças como o da figura 14. Para organizar o que-

Exemplos de experimentos e simulações � DataçõesExemplos de experimentos e simulações � Datações

32


Quadro 3 � Algumas abordagens didáticas sobre História da Terra e Tempo Geológico

baús, com roupas, relíquias, jornais de época,fotografias, documentos e cartas pessoais.

O objetivo é estabelecer as relações de pa-rentesco e a ordem provável dos membros dafamília, do mais velho para o mais novo. Ao fi-nal da pesquisa, vocês provavelmente terão umacronologia absoluta de datas de nascimento emorte das pessoas, junto com outras informa-ções que podem não estar bem amarradas naescala absoluta.

l Os dados trazidos pelos materiais guarda-dos, ao se organizar as informações, podemser considerados testemunhos do passado,do ponto de vista da cronologia?

l As roupas ajudam a reconhecer as épocas emque viveram as pessoas ilustradas nas foto-grafias? De que modo?

l Relações de parentesco definem uma cro-nologia absoluta ou relativa?

l Quais são os atributos indispensáveis paraestabelecimento de uma cronologia ab-soluta?

l Compare suas respostas com as idéias de �fós-seis� e �rochas como arquivos históricos�.

l Que características devem ter um eventomarcante para que tenha importância simi-lar à de um fóssil-índice para a reconstru-ção dessa história?

3. Eventos raros

Discuta a seguinte proposição: �a históriada Terra pode ser comparada à vida de um sol-dado: longos períodos de monotonia interrom-pidos por breves momentos de terror� (Ager1973, apud Gretener 1984).

4. Sucessão de eventos

Discuta as idéias implícitas no seguinte verso:

�Reina a profundidade ali, onde a árvore cresceu.Oh! Terra, que mudanças tu tens visto!Onde agora existe o sussurrar das ruas já existiuA suavidade do pleno oceano�.

(Tennyson, apud Holmes 1923).

1. Idade absoluta e a Escala do Tempo Geológico

Examine a Escala do Tempo Geológico (Fig. 4).

l Calcule uma escala adequada para represen-tar os dados da tabela, em uma seqüênciaordenada no tempo, dispondo-se de umafita longa, por exemplo dessas de máquinade calcular, com pelo menos 4,5 metros decomprimento.

l Construa a escala na fita de 4,5 m, adotan-do espaçamento linear (não-logarítmico).Qual deve ser a grandeza correta para cadaperíodo assinalado na tabela?

l Na mesma escala qual seria a posição e a di-mensão dos seguintes eventos importantesda história geológica da parte brasileira docontinente sul-americano?

a) Formação da bacia sedimentar do Pan-tanal: 2 milhões de anos atrás.

b) Formação das rochas cristalinas (ígnease metamórficas) mais antigas da regiãoda Serra dos Carajás: 2,8 a 3,4 bilhõesde anos atrás.

c) Formação das rochas cristalinas (ígnease metamórficas) mais jovens da regiãosudeste brasileira: 650 a 550 milhões deanos atrás.

d) Formação de petróleo na Bacia de Cam-pos: desde 120 milhões de anos atrás.

e) Elevação das montanhas da Serra doMar: 70 a 2 milhões de anos atrás.

f) Fundação da vila de Piratininga pelosjesuítas no Brasil: 1554.

l Como o homem se situa nesta escala?

l Qual é a relação entre o homem e o apare-cimento dos seres vivos referidos na tabela?

2. Idade relativa e seqüência de eventos

Imagine que você integra uma equipe in-cumbida de construir a árvore genealógica deuma família numerosa. O trabalho não poderáutilizar depoimentos pessoais, pois muitos pa-rentes morreram. Entretanto, um deles arma-zenou cuidadosamente um grande acervo de

Exemplos de experimentos e simulações � Tempo GeológicoExemplos de experimentos e simulações � Tempo Geológico

33


8. O dilema entre medir ou seqüenciaridades de rochas...A aplicação dos princípios da Estratigrafia, da

Paleontologia e dos métodos de datação inicia-secom o estudo das unidades geológicas no campo.A partir dessa base de dados, pode-se definir correta-mente qual (ou quais) evento(s) se pretende datarutilizando-se as técnicas da Geocronologia. Assim,é possível selecionar as amostras de rocha mais ade-quadas, ou seja, mais representativas do material aser datado, o que requer controle rigoroso das amos-tras de rocha, bem como um cuidadoso estudo daidade geológica dos materiais. Evidências de idade re-lativa são, pois, essenciais para se determinar a ida-de geológica: é preciso estabelecer as relações entreuma determinada rocha e as outras ao seu redor.

Nas datações radiométricas analisamos os mi-nerais componentes da rocha ou a rocha como umtodo. Portanto, se a rocha teve história longa e com-plexa, este fator deve ser bem controlado em todasas suas variáveis.

a. Complementaridade de métodosPara determinar a idade geológica, são essenciais

as evidências de idade relativa dos materiais, ou seja,é preciso estabelecer relações cronológicas de umarocha com as demais. Suponhamos um corpo derocha metamórfica (Fig. 15), radiometricamente

datado em 620 Ma, formado por duas partes: umaclara e outra mais escura, quase preta. Sabe-se querochas metamórficas originam-se a partir de ou-tras, preexistentes, e, portanto, o primeiro problemaé saber qual das duas partes, que no exemplo é umgnaisse, formou-se primeiro e quais as etapas emque se originou a rocha metamórfica.

Na figura 15 nota-se que a rocha é cortada porfalhas. Sabe-se ainda que, na metade direita da foto,o gnaisse é atravessado por pequena intrusão de dio-rito; as falhas atravessam apenas o gnaisse � não cor-tam o diorito. Os minerais componentes da rochapermitem obter datações, mas as falhas muitas ve-zes não oferecem material adequado. Admita-se que,nos mapas, ambos os corpos (o de gnaisse, meta-mórfico, e o de diorito) sejam recobertos por sedi-mentos de idade devoniana, datados pela Paleon-tologia. Pelo princípio das relações de intersecção,determinamos a idade relativa das falhas e do dio-rito: as falhas são mais antigas que o diorito e am-bos formaram-se em algum momento durante ointervalo 620-416 Ma, ou seja, entre a idade dasrochas metamórficas e o início do Devoniano (416-359 Ma). A datação radiométrica do diorito revela-ria mais precisamente quando se formaram as fa-lhas, mas apenas dentro de um intervalo de idades.

Rochas metamórficas são produtos de modifi-cações no estado sólido, a partir de outras rochaspreexistentes. Até mesmo sucessivos eventos decristalização ao redor de cristais mais antigos podem

1

2

3

4

56

78

9

10

Figura 14 � Diagrama para simulação do mecanismo de determinação radiométrica de idades em rochas,conforme procedimento descrito no quadro 3 (baseado em Sequeiros et al. 1996)

34


ser investigados, fornecendo dados cada vez maiscompletos sobre a evolução geológica da região.Portanto, se o conjunto rochoso teve história lon-ga e complexa, pode-se realizar estudos microscó-picos para se identificar diferentes gerações de mi-nerais que, por sua vez, isoladamente, seriam pas-síveis de datação. No nosso exemplo, foi datado oepisódio de metamorfismo mais jovem. Em ou-tras palavras, precisaríamos, para conhecer a histó-ria geológica da região, coletar mais dados sobre osmateriais que deram origem ao gnaisse e controlarquando se formaram as falhas.

Enfim, para conhecer a história natural do chãosob nossos pés, é fundamental saber as idades deformação e as sucessivas modificações que os di-versos materiais terrestres sofreram. Para se ter con-trole preciso daquilo que se observa no laboratórioe no campo, a pesquisa retorna sempre ao ambien-te natural, onde ficam os vestígios dessa história,que está em permanente construção.

9. ReferênciasAger, D.V. 1963. Paleoecology. An introduction to the

study of how and where animals and plants livedin the past. New York: McGraw-Hill. 371p.

Albritton Jr., C.C. 1989. Catastrophic episodes in earthhistory. London: Chapman & Hall, 221p.

Almeida, F.F.M. de; Carneiro, C.D.R. 1995. Geleirasno Brasil e os parques naturais de Salto e Itu.Ciência Hoje, 19(112):24-31. Agosto.

Almeida, F.F.M. de; Carneiro, C.D.R. 1998. Botu-catu: o grande deserto brasileiro. Ciência Hoje, 24(143):36-43. Outubro.

Almeida, F.F.M. de; Carneiro, C.D.R. 2004. Inunda-ções marinhas fanerozóicas no Brasil e recursosminerais associados. In: Mantesso Neto, V.; Bar-torelli, A.; Carneiro, C.D.R.; Brito-Neves, B. B.orgs. 2004. Geologia do Continente Sul-Americano:Evolução da obra de Fernando Flávio Marquesde Almeida. São Paulo: Beca. p. 43-60. (Cap. 3).

Alvarez, L.W.; Alvarez, W.; Asaro, F.; Mitchel, H.V.1980. Extraterrestrial cause for Cretaceous/Tertiary extinction. Science, 208:1095-1109.

Arthur, M.A. 1993. When words collide: the end-Cretaceous global crisis. Earth and Mineral Sciences,62(1):3-12

Attendorn, H.G.; Bowen, R.N.C. 1997. Radioactiveand stable isotope Geology. London: Chapman &Hall, 522p.

Bradshaw, M.J. 1973. A new geology. London: Hodderand Stoughton Educ., 280p.

Carneiro, C.D.R.; Almeida, F.F.M. de. 1989. Vulcõesno Brasil. Ciência Hoje, 11(62):29-36.

Carneiro, C.D.R.; Brito-Neves, B.B. de; Amaral, I.A.do; Bistrichi, C.A. 1994. O Atualismo como prin-cípio metodológico em Tectônica. Bol. Geoc.Petrobrás, 8(2/4):275-293.

De Paolo, D.J.; Wasserburg, G.J. 1976. Inferencesabout magma sources and mantle structure fromvariations 143Nd/144Nd. Geophys. Res. Letters,3:743-746.

De Paolo, D.J. 1981. Neodimium isotopes in theColorado Front Range and crust-mantle evolu-tion in the Proterozoic. Nature, 291:193-196.

Dickin, A.P. 1995. Radiogenic isotope geology. Cam-bridge: Cambridge University Press. 490p.

Duarte, O.O. 1997. Dicionário enciclopédico Inglês-Português de Geofísica e Geologia. Ed. Prel. Rio deJaneiro: Petrobras. 304p.

Eicher, D.L.; McAlester, A.L. 1980. History of the Earth.Englewood Cliffs: Prentice-Hall. 413 p.

Eicher, D.L. 1969. Tempo geológico. São Paulo: Blü-cher/Edusp. (série Textos Básicos de Geociência).

Erwin, D.H 1996. The mother of mass extinctions.Scientfic American, p. 56-62. July.

Foster, R.; Skinner, B.J. 1977. Physical geology. 2 ed.New York: J. Wiley.

Gaessner, M.F. 1984. The down of animal life.Cambridge: Cambridge University Press.

Geyh, M.A.; Schleicher. 1992. Absolute age determina-tion. Berlin: Springer-Verlag. 503p.

Gohau, G. 1991. A history of Geology. New Bruns-wick: Rutgers Univ. Press. 259p. (rev. and transl.from the French by A.V. Carozzi & M. Carozzi).

Gould, S.J. 1965. Is Uniformitarianism Necessary?Am. J. Sci., 263:223-228.

Gould, S.J. 1967. Is Uniformitarianism Useful? In:Cloud, P. ed. 1970. Adventures in Earth History. SanFrancisco: Freeman. p. 51-53.

Figura 15 � Exposição de rocha metamórfica bandada,composta por bandas pouco regulares de materialclaro e escuro, de diferentes composições mine-ralógicas. Falhas discretas cortam o conjunto (des-continuidades inclinadas para a esquerda, na foto),mas não afetam o diorito, de cor cinza-médio

35


Gould, S.J. 1984. Toward the vindication of punc-tuational change. In: Berggren, W.A. & VanCouvering, J.A. eds. Catastrophes and Earth history.Princeton: Princeton Univ. Press. p. 9-34.

Gould, S.J. 1987. Seta do tempo. Ciclo do tempo. SãoPaulo: Cia. das Letras. 221p.

Gradstein, F.M.; Ogg, J.G.; Smith, A.G.; Bleeker W.;Lourens, L.J. 2004. A New Geologic Time Scale,with special reference to Precambrian andNeogene. Episodes, 27(3):83-100.

Gretener, P.E. 1984. Reflections on the �rare event�and related concepts in geology. In: Berggren,W.A. & Van Couvering, J.A. eds. 1984. Catastrophesand Earth history. Princeton: Princeton Univ.Press. p. 77-89.

Guidon, N.; Pessis, A.-M. 1999. Datações emArqueologia. In: SBPC. Tempo e Espaço (sérieCiência Hoje na Escola), livro 7, p. 20-24.

Hellman, H. 1999. Grandes debates da ciência: dez dasmaiores contendas de todos os tempos. Trad.Marques, J.O.A., original de 1998. São Paulo:Unesp. 277p.

Holmes, A. 1923. A idade da Terra. Introdução àsteorias geológicas. Trad. Correia, A.M. Lisboa:Ed. Inquérito. (Série F � Ciência IV).

Hooke, R.L. 2000. On the history of humans as ge-omorphic agents. Geology, 28(9):843-846.

Hsü, J.K. 1980. Terrestrial catastrophe caused bycometary impact at the end of Cretaceous. Nature,265 : 201-203.

Lolson, E.C. 1982. Extintions of Permian and Triassicnon-marine vertebrates. In: Silver, L.T. & SchultzP.H. eds. Geological implications of impacts oflarge asteroids and comets on the Earth. Geol.Soc. Am. Spec. Paper, 190:501-511.

Mizusaki, A.M.P.; Carneiro, C.D.R.; Almeida, F.F.M.de. 2000. As idades das rochas. In: Carneiro,C.D.R. (Editor cient.). 2000. Geologia. São Paulo:Global/SBPC � Projeto Ciência Hoje na Escola. 80p.(Série Ciência Hoje na Escola, v. 10).

Nir, D. 1983. Man, a Geomorphological agent. Jerusalem,Israel: Keter Publ. House. 165p.

Pedrinaci, E.; Sequeiros, L. 1994. El concepto detiempo geológico: orientaciones para su trata-miento en la Educación Secundária. Rev. de la En-señanza de las Ciencias de la Tierra, 2(1):240-251.

Popp, J.H. 1987. Introdução ao estudo da estratigrafia e dainterpretação de ambientes de sedimentação. Curitiba:Scientia et Labor. 323p.

Poupeau, G. 1980. Fission track dating. Ciência eCultura, 33(3):325-352.

Press, F.; Siever, R. 1986. Earth. 4 ed. New York:Freeman.

Read, H.H.; Watson, J. 1968. Introduction to Geology. 2ed. London: Macmillan. 693p. (v.1, Principles)

Rohn. R. 2000. Uso estratigráfico dos fósseis e tem-po geológico. In: Carvalho, I.S. Paleontologia. Riode Janeiro: Ed. Interciência. p. 47-59.

Sepkoski Jr., J.J. 1982. Mass extintions in the Phan-erozoic oceans: a review In: Silver, L.T. & Schultz,P.H., eds. Geological implications of impacts oflarge asteroids and comets on the Earth. Geol.Soc. Am. Spec. Paper, 190:283-289.

Sepkoski Jr., J.J. 1986. Phanerozoic overview of massextinction, In: Raup, D.M. & Jablonski, D. eds.Patterns and Processes in the History of Life. Berlin:Springer-Verlag. p. 277-295.

Sequeiros, L.; Pedrinaci, E.; Berjillos, P. 1996. Comoenseñar y aprender los significados del tiempogeológico: algunos ejemplos. Rev. de la Enseñanzade las Ciencias de la Tierra, 4(2):113-119.

Svitl, K.A. 1998. Probing the Past. Discover, 19(1):96-101.

Tarbuck, E.J.; Lutgens, F.K. 1996. Earth. Anintroduction to physical geology. New Jersey:Prentice-Hall. 605p.

Van Loon, A.J. 2001. Changing the face of the Earth.Earth-Science Reviews, 52:371-379.

Weiner, J. 1988. O Planeta Terra. São Paulo: MartinsFontes. 361p.

Zanda, B. 1996. Les meteorites. Le dossier. Geo-chronique, 60:12-19.

a. Alguns sites relacionados na internet

Uma pequena amostra, indicativa, de alternativas dis-poníveis na rede mundial de computadores:

http://geology.about.com/cs/basics_time/http://geology.usgs.gov/index.shtml/http://pubs.usgs.gov/gip/geotime/age.htmlhttp://pubs.usgs.gov/gip/geotime/index.htmlhttp://pubs.usgs.gov/gip/geotime/radiometric.htmlhttp://pasadena.wr.usgs.gov/office/ganderson/es10/

lectures/lecture14/lecture14.htmlhttp://volcano.und.nodak.edu/vwdocs/vwlessons/

plate_tectonics/http://www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/http://www3.uakron.edu/envstudies/historical/

hglect.htmlhttp://www.dinosauria.com/dml/maps.htm - �Maps

of Ancient Earth�http://www.search4dinosaurs.com/pictures.html -

�Find Dinosaur Pictures�http://www.geocities.com/historiadaterra/http://earthsys.ag.ohio-state.edu/earth_today.htmlhttp://www.ig.utexas.edu/research/projects/plates/

plates.htm#recons.

Submetido em março de 2002,atualizado em novembro de 2005.

Documents

A determinaçªo da idade das rochas - ige.unicamp.br · logia aplicam-se os dois tipos de escalas (absoluta e relativa), dentro das mais variadas ordens de gran-deza, com a finalidade