SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM RECURSOS HÍDRICOS COORDENAÇÃO DE CUROS LATO SENSU
CURSODEESPECIALIZAÇÃOEMGEOLOGIADEMINASETÉCNICAS DELAVRAÀCÉUABERTO
(GEOMINAS)
GEOLOGIA APLICADA À MINERAÇÃO
Módulo 3: unidades 6 e 7
Organização: Prof. Marcio D. Santos
Belém/PA 2019
SUMÁRIO
MÓDULO 3, UNIDADE 6
... 238
... 238
... 239
6.2.1- CRITÉRIOS ESTRATIGRÁFICOS ... 239
6.2.2- CRITÉRIOS PALEONTOLÓGICOS: com base nos fósseis ... 244
6.2.3- ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO ... 247
Datação absoluta ... 250
6.3.1- INTRODUÇÃO ... 250
6.3.2- MÉTODO Rb-Sr ... 254
6.3.3- MÉTODO U-Pb ... 255
6.3.4- MÉTODO RADIOCARBONO ... 256
6.3.5- IDADE DA TERRA ... 257
6.3.6- SUBDIVISÃO DOS ÉONS PRECAMBRIANOS ...258
6.3.7- LINHA DO TEMPO DS HISTÓRIA DA TERRA ... 298
MÓDULO 3, UNIDADE 7 ... 261
... 261
... 262
... 264
... 266
... 267
... 270
7.6.1- DEPÓSITOS DE CROMITA ESTRATIFORME ... 270
7.6.2- DEPÓSITOS SULFETADOS DE Ni-Cu ... 271
Depósitos de Ni-Cu (PGE) em complexos máficos intrusivos ... 271
Depósitos de Ni-Cu em komatiitos ... 272
7.6.3- DEPÓSITOS DE CROMITA PODIFORME ... 273
7.6.4- DEPÓSITOS DE Nb-P-TR EM CARBONATITOS ... 274
7.6.5- DEPÓSITOS DE DIAMANTES EM KIMBERLITOS ... 275
7.6.6- DEPÓSITOS DE PEGMATITOS ... 276
... 277
7.7.1- DEPÓSITOS HIDROTERMAIS DE FILIAÇÃO MAGMÁTICA ... 278
➢ Depósitos hidrotermais relacionados a intrusões félsicas ... 278
Depósitos de Cu-Au (Fe) do tipo IOCG ... 278
Depósitos de Sn-W em greisens ... 279
Depósitos de Cu-Mo porfiríticos ... 280
237
➢ Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo continental ... 281
Depósitos epitermais de metais preciosos ... 281
➢ Depósitos hidrotermais relacionados a vulcanismo submarino ... 283
Depósitos de sulfetos maciços vulcanogênicos (VMS) ... 283
Depósitos de formações ferríferas bandadas tipo Algoma ... 285
7.7.1- DEPÓSITOS HIDROTERMAIS DE FILIAÇÃO NÃO MAGMÁTICA ... 287
➢ Depósitos hidrotermais relacionados a sistemas sedimentares ... 287
Depósitos de Pb-Zn em rochas clásticas do tipo Sedex ... 287
Depósitos de Pb-Zn em rochas carbonáticas do tipo vale do Mississippi 288 ➢ Depósitos hidrotermais relacionados com metamorfismo dinâmico ... 290
Depósitos auríferos em zonas de cisalhamento ... 290
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 291
ATIVIDADES DO MÓDULO 3 ... 292
Uma das mais importantes diferenças entre os geólogos e os demais cientistas está na forma como lidar com o tempo. Físicos e químicos estudam alguns processos que duram frações de segundo, como a separação de um núcleo atômico ou uma reação química rápida, e outros que podem durar minutos, horas ou dias. Historiadores lidam com séculos e alguns milhares de anos, e arqueólogos com algumas dezenas de milhares de anos. Os geólogos, por outro lado, lidam com processos que podem se desenvolver em diferentes escalas de tempo, desde tremores de terra que duram segundos ou minutos, até o soerguimento de cadeias de montanhas e a abertura de oceanos que duram vários milhões de anos (Fig. 6.1). Além disso, físicos e químicos estudam normalmente processos atuais, enquanto que os geólogos estudam processos que já aconteceram, em um passado remoto da história da Terra. Desse modo, tal como a história e arqueologia, a geologia é uma ciência histórica, cujo principal objetivo é desvendar a evolução e história temporal dos processos geológicos desde a origem da Terra, em uma escala do tempo que chega a bilhões de anos, na qual a dimensão de tempo humana, medida em alguns milhares de anos, não chega a representar um instante.
As durações de processos geológicos de curta duração, como os ciclos de enchente e vazante dos rios e o movimento das geleiras, podem ser medidas diretamente por relógios ou calendários convencionais. Entretanto, como medir e sequenciar processos geológicos de longa duração? São esses os principais desafios da geologia. Quando as cadeias de montanhas, como os Andes e os Himalaias, começaram a se formar? Como se formaram os oceanos, como o Atlântico e o Pacífico?
E porque a Terra passa por frequentes idades do gelo? Para responder tais questionamentos, é necessário métodos e instrumentos adequados para caracterizar os processos geológicos do passado e medir os longos períodos de tempo envolvidos nesses processos o que, evidentemente, não pode ser feito por relógios convencionais.
Para reconhecer e caracterizar os processos geológicos antigos, os geólogos procuram por vestígios desses processos que ficam preservados nas rochas, tal como um investigador a procura de indícios de um acontecimento já ocorrido. As rochas preservadas da erosão funcionam como uma espécie de memória da Terra, onde ficam armazenados registros dos processos geológicos que as formaram ou as afetaram.
Entretanto, frequentemente os vestígios geológicos são incompletos, removidos pela erosão e/ou superpostos com outros processos, dificultando sua interpretação. E que Figura 6.1- Escala logarítmica do tempo de duração de alguns processos geológicos e físicos.
239
relógios seriam capazes de medir o tempo geológico? Além de medir a idade das rochas, é preciso um método que permita comparar as idades das rochas situadas em continentes separados e construir um calendário geológico que possa ser utilizado em todo o planeta para estabelecer a sequência em que as rochas e os processos geológicos, inclusive a evolução da vida, se formaram em suas respectivas idades. Esse instrumento, denominado , foi elaborado após dois séculos de pesquisas geológicas.
Os geólogos do século 19 estabeleceram princípios e métodos que permitiram determinar as idades relativas dos estratos sedimentares e, desse modo, definir uma ordem cronológica para os eventos geológicos que formaram as formações rochosas. A datação relativa, com base principalmente no conteúdo fossilífero das rochas, permitiu a elaboração inicial da escala geológica do tempo. Posteriormente, no século 20, a partir da década de 1920, os geólogos passaram a utilizar a física do decaimento radioativo de alguns elementos químicos, como o urânio, rubídio e potássio, para determinar a idade isotópica (idade absoluta) das rochas, o que permitiu quantificar mais precisamente o tempo geológico e aperfeiçoar a escala geológica do tempo, tema principal dessa unidade.
Princípios fundamentais da geologia histórica
Os únicos registros disponíveis dos eventos geológicos passados são aqueles encontrados de forma incompleta nas rochas que se preservaram da erosão e dos processos de subducção. Considerando que somente rochas dos assoalhos oceânicos atuais mais recentes que 200 Ma sobreviveram à subducção, a busca por rochas mais antigas que possam evidenciar grande parte da história geológica da Terra deve concentrar-se nos continentes.
6.2.1- CRITÉRIOS ESTRATIGRÁFICOS
A estratificação ou acamamento, uma estrutura sedimentar característica, constitui a base de três princípios simples, definidos pelo cientista dinamarquês Nicolaus Steno, no século 17, e utilizados para interpretar os eventos geológicos a partir de registros em rochas sedimentares (Fig. 6.2):
, pelo qual as camadas sedimentares são depositadas originalmente em posição horizontal. Camadas inclinadas ou dobradas são consideradas deformadas por esforços tectônicos, após a sua deposição. Entretanto, sabe-se atualmente que esse princípio não se aplica em pelo menos duas situações específicas: ambientes sedimentares de alta energia, onde se formam estratificações cruzadas e deposição em superfícies inclinadas como leques aluviais e frentes deltaicas.
, pelo qual, em uma sequência não perturbada tectonicamente, cada estrato sedimentar é mais novo que aqueles sotopostos (que lhe servem de base) e mais antigo que aqueles que o sobrepõem (que o cobrem).
Esse princípio relaciona cada camada a uma unidade de tempo e uma série de camadas a uma espécie de linha de tempo vertical, ou seja, um registro parcial ou completo de um intervalo de tempo entre a camada inferior e a superior.
, pelo qual as camadas sedimentares são contínuas, estendendo-se e normalmente estreitando-se até as margens da bacia de deposição.
Atualmente sabe-se também que nem sempre isso acontece, pois pode haver passagem lateral com interdigitação entre camadas diferentes.
Com base nos princípios de Steno, uma sequência vertical de estratos sedimentares, denominada sucessão estratigráfica, pode ser considerada um registro cronológico da história geológica de uma região. Em uma sequência estratigráfica não perturbada pode-se dizer que uma camada é mais antiga que outra sobreposta, embora não se pode especificar a diferença de idade entre elas. Ou seja, as relações
estratigráficas podem fornecer as idades relativas das camadas, mas não as idades absolutas, pelas seguintes razões: A taxa de deposição dos sedimentos varia amplamente, não só entre os diferentes ambientes como também em um mesmo ambiente de sedimentação. Em uma sequência estratigráfica, frequentemente não ocorre sedimentação contínua entre o estrato mais antigo e o mais novo, havendo intervalos de tempo sem deposição ou removidos pela erosão. Embora esses lapsos de deposição possam ser reconhecidos, normalmente não é possível estabelecer com precisão quanto tempo esse intervalo representa. Além disso, a definição das idades relativas somente com base nas relações estratigráficas normalmente é restrita às regiões onde haja continuidade das exposições rochosas e não funcionam bem entre regiões muito distantes, sem continuidade dos afloramentos entre elas.
Para interpretar os registros geológicos, os princípios de Steno são associados com outros critérios, tais como: interpretação de estruturas geológicas, como falhas, dobras e discordâncias, evidências de subsidência, soerguimento, deformação e erosão, e reconstrução dedutiva dos ambientes sedimentares de deposição e das condições originais das rochas que foram deformadas e metamorfisadas.
Os lapsos de sedimentação foram estuados por James Hutton, no final do século 18, que os denominou de , definidas como uma superfície entre duas camadas sedimentares que não foram depositadas em uma sequência contínua (Fig. 6.3 e 6.4). Desse modo, uma discordância representa um intervalo de tempo sem deposição, causado normalmente por duas maneiras: Soerguimento tectônico da região, expondo a sequência sedimentar acima do nível do mar e, portanto, à erosão. Abaixamento do nível do mar causado, por exemplo, por glaciação, até que a sequência sedimentar fique exposta e sujeita à erosão. De acordo com a relação entre o pacote de camadas superiores e inferiores, as discordâncias podem ser classificadas em três tipos:
, ou discordância erosiva, entre um conjunto superior de camadas, assentadas sobre uma superfície erosiva, e um pacote inferior de camadas não deformadas, dispostas na posição horizontal (Fig. 6.3).
discordância na qual um pacote superior de camadas sobrepõe-se a um pacote inferior cujas camadas foram dobradas ou basculadas por processos tectônicos e sofreram erosão antes da deposição do pacote superior. Em uma discordância angular, portanto, o acamamento dos dois pacotes de camadas (superior e o inferior), não são paralelos (Fig. 6.4). A figura 6.4 b mostra uma espetacular discordância angular entre dois pacotes sedimentares na base da sequência do Grand Canyon, Colorado, EUA.
, ou discordância litológica, em que o pacote superior de camadas recobre rochas não sedimentares (metamórficas ou magmáticas).
Figura 6.2- Interpretação do ambiente de deposição de uma sequência sedimentar no canyon Marble, um braço do Grand Canyon, Colorado, EUA (a) e das idades relativas das camadas (b).
a b
241
Uma discordância erosiva (desconformidade) representa um intervalo de tempo em que a sequência sedimentar ficou exposta à erosão (sem deposição), causada normalmente por soerguimento tectônico ou abaixamento do nível do mar, cujos indícios, de um ou outro mecanismo, podem ser verificados no registro geológico. Por outro lado, em uma discordância angular, além da erosão sofrida pela camada inferior, esta foi deformada e dobrada de tal forma que seus estratos não se encontram mais na posição horizontal, fazendo um ângulo em relação a camada superior não deformada.
Figura 6.3- Discordância erosiva (desconformidade), formada por meio de soerguimento e erosão da sequência sedimentar, seguido de subsidência e outro ciclo sedimentar.
A erosão removeu a camada D e parte da C, deixando uma superfície irregular de morros e vales.
Soerguimento tectônico das camadas acima do nível do mar, expondo-as à erosão
Os sedimentos acumulam-se sob o mar nas camadas A-D.
subsidência da região com subida do nível do mar e invasão marinha. Nova deposição de uma camada E sobre a
camada C, preservando a superfície irregular entre as camadas E e C, como uma discordância.
Subsidência da região com subida do nível do mar e invasão marinha. Novo ciclo sedimentar sobre a superfície erosiva do ciclo anterior, preservando a superfície erosiva como uma discordância angular.
Figura 6.4- Discordância angular, formada por meio de soerguimento e erosão da sequência, com dobramento e deformação da sequência sedimentar, seguido de subsidência e novo ciclo sedimentar (a). Discordância angular no Grand Canyon (b).
a b
Discordância angular na base da sequência sedimentar do Grand Canyon, Colorado, EUA, entre o arenito horizontal Tapeats e o folhelho pré-cambriano Wapatai sotoposto e fortemente dobrado.
Os sedimentos acumulam-se em camadas sob o nível do mar
Soerguimento tectônico com dobramentos, deformação das camadas e formação de montanhas
Remoção do topo das camadas pela erosão, deixando um plano irregular de várias camadas dobradas.
a
243
Outro critério importante utilizado na interpretação das idades relativas, resgatado dos registros geológicos, são as relações de seccionamento, tais como intrusões de corpos magmáticos e deslocamentos provocados por falhas. (Fig. 6.5), também definido inicialmente por James Hutton. Se um corpo magmático (dique ou outros plutons) é intrusivo em uma rocha, esta rocha é mais antiga que o corpo magmático. Do mesmo modo, se uma feição geológica de uma rocha (acamamento, foliação, etc.) foi deslocada por uma falha, a rocha que contém a feição é mais antiga que a falha.
: Os sedimentos acumulam-se em camadas sob o nível do mar.
:
Soerguimento tectônico com dobramento e deformação das camadas sedimentares durante a formação de cadeia de montanha.
:
Intrusão de dique magmático nas camadas dobradas, cortando-as transversalmente. Como o dique corta as camadas dobradas, conclui-se que a sedimentação e o dobramento antecederam a intrusão.
:
Falhamento desloca as camadas e o dique, o que indica que o falhamento é considerado posterior à intrusão do dique, ou seja, o último evento reconhecido na região.
Figura 6.5- Duas feições de seccionamento que ajudam a estabelecer as idades relativas dos eventos geológicos: intrusão de corpos magmáticos (dique) no tempo 3 (a) e granito intrusivo (b). Falha geológica que corta as camadas e o dique no tempo 4 (a).
Vale do rio Tilt, Escócia, mostrando um granito penetrando (intrudindo) rochas sedimentares mais antigas, onde James
Rio Tilt
a
b
Hutton concebeu o princípio das relações de seccionamento.
Nas três últimas décadas do século passado, foi desenvolvido o conceito de sequências estratigráficas, auxiliado pela geofísica (sismologia, Fig. 6.6 a). A sequência é um conjunto de estratos sedimentares limitados no topo e na base por discordâncias (Fig. 6.6 b). Um exemplo típico são as sequências deltaicas, nas quais duas sequências normalmente se formam: sequência basal (A nas figuras 6.6 b, c), constituída por sedimentos clásticos finos (argila e lama) e uma sequência de topo (B nas figuras 6.6 b, c) formada por areias que avançam mar a dentro à medida que o delta cresce. Se o nível do mar subir, uma nova sequência deltaica se forma em direção ao continente (C nas figuras 6.6 b, d), constituindo uma sequência transgressiva. Se o nível do mar descer, forma uma nova sequência estratigráfica regressiva em direção ao oceano.
6.2.2- CRITÉRIOS PALEONTOLÓGICOS: com base nos fósseis
As limitações das interpretações das idades relativas com base apenas nas relações estratigráficas foram em parte solucionadas com os fósseis que se tornaram a ferramenta mais importante na construção de uma escala geológica do tempo global, antes do advento da geocronologia isotópica. Um dos primeiros pensadores modernos a reconhecer os fósseis como vestígios de vida antiga foi Leonardo da Vinci, no século 15. Mas foi somente no final do século 18 que a Paleontologia (campo das geociências que estuda os fósseis) se estabeleceu como ciência, ao lado da Geologia, com o objetivo de estudar a vida antiga a partir do registro fóssil. Fósseis bem preservados só ocorrem em rochas sedimentares. Eles não resistem as altas temperaturas magmáticas e raramente são encontrados em rochas metamórficas, pois quando ocorrem nessas rochas encontram-se tão deformados que dificilmente podem ser reconhecidos.
Figura 6.6- Sequência deltaica transgressiva mostrada no perfil sísmico (a), com três sequências (b). A interpretação do perfil: uma sequência deltaica se formou (c), com duas unidades, A (basal) e B (topo), sobreposta por uma terceira sequência transgressiva C (d).
a b
c d
245
Os fósseis mais antigos conhecidos são de estromatólitos, encontrados em rochas com idades entre 3.800 a 3.500 Ma, da era pré-cambriana. Os estromatólitos são estruturas orgânicas tubiformes, silicosas ou carbonáticas, formadas por micro- organismos unicelulares primitivos, procarionte (células sem núcleo), principalmente cianobactérias. Os fósseis de estromatólitos constituem as primeiras evidências diretas de vida primitiva (Fig. 6.7a, b). A partir de 2.500 Ma o registro fóssil da vida na Terra tornou-se progressivamente mais rico, revelando uma espetacular evolução adaptativa dos seres pioneiros da vida terrestre. A partir de 2.000 Ma surgiram os primeiros micro- organismos unicelulares eucariontes, formados por células com núcleo, como os fungos.
Fósseis de fungos são raros, pois estes micro-organismos não possuem partes duras e são observados somente em estruturas fossilizadas interpretadas como colônias fúngicas. As algas marinhas foram os primeiros organismos multicelulares que surgiram na Terra, cujos fósseis também são raros e ocorrem principalmente como moldes preservados nas rochas (Fig. 6.7c), pois as algas antigas não possuíam partes duras.
Moldes fósseis interpretados como de algas vermelhas, datados de 1600 Ma, encontrados na Índia, são os vestígios mais antigos de vida vegetal reconhecida.
Após a glaciação Marinoan (há cerca de 650 a 635 Ma), surgiram os primeiros seres invertebrados do reino animal, no final da era pré-cambriana, há 600 Ma, que evoluíram em uma sequência de picos biológicos no período Cambriano (542 a 488 Ma) e deixaram um robusto registro fóssil. O primeiro pulso produziu seres invertebrados simples, como águas vivas e samambaias, e também organismos invertebrados com exoesqueleto (casulo ou carapaça), como os metazoários namacalathus (Fig. 6.8 a, b), os primeiros organismos reconhecidos com exoesqueleto calcífero, que viveram apenas 7 Ma e foram logo extintos, no final da era pré-cambriana. O segundo pulso foi um breve período entre 545 e 530 Ma em que houve uma explosão biológica, referida como Big Bang biológico cambriano, no qual surgiram 8 ramos do reino animal invertebrado, com exoesqueleto, incluindo os ancestrais de quase todos os animais que conhecemos hoje.
Eram criaturas esquisitas, como o hallucigenia (Fig. 6.8 c), além de vermes terrestres e marinhos, estrelas do mar, moluscos, insetos, crustáceos, cordados (Fig. 6.8 d) e os trilobitas, um tipo invertebrado extinto da classe dos artrópodes (Fig. 6.8 e).
Esses organismos cambrianos, com partes duras ricas em cálcio, deixaram, pela primeira vez, carcaças fósseis bem preservadas no registro geológico, como os protozoários foraminíferos e radiolários, micro-organismos protistas planctônicos, com carapaças carbonáticas (foraminíferos) ou silicosas (radiolários), encontrados como microfósseis em sedimentos marinhos (Fig. 6.9 a, b), desde o cambriano até o recente.
Diatomáceas são algas unicelulares microscópicas com carapaças silicosas, o fitoplâncton mais comum nos ambientes marinhos e lacustres, que produzem, por fotossíntese, 20 a 50 % do oxigênio liberado para a atmosfera a cada ano. Braquiópodes são organismos invertebrados marinhos com carapaças bivalves calcíferas ou fosfáticas (Fig. 6.9 c, d), encontrados como fósseis, do cambriano ao recente.
Figura 6.7- Formação ferrífera arqueana (3,77 Ga) com estromatólito, Quebec, Canada (a). Estromatólito carbonático arqueano de 3,7 Ga, em Isua, Groenlândia (b). Molde fóssil de alga, deserto da Austrália (c).
a b c
Foi um engenheiro agrônomo inglês, William Smith, um dos pioneiros na aplicação dos fósseis na estratigrafia para definir as idades relativas das camadas e fazer correlações estratigráficas. Ao trabalhar na construção de canais na Grã-Bretanha para escoamento de carvão, Smith observou que as camadas de rochas sedimentares expostas nos canais podiam ser ordenadas com base nas características peculiares das rochas e dos fósseis nelas contidos, o que permitia definir as idades relativas dos conjuntos de estratos, mesmo que regionalmente descontínuos. As observações de Smith, na Inglaterra, juntamente com os trabalhos dos cientistas franceses Georges Cuvier (paleontólogo) e Alexandre Brongniart (engenheiro de minas), na passagem do século 18 para o 19, resultaram na definição do princípio de sucessão fóssil (ou sucessão biótica): fósseis ocorrem em conjuntos característicos das sucessivas épocas em que os organismos viveram, aparecendo sempre na mesma ordem, onde quer que os fósseis ocorram. Este princípio permite utilizar os fósseis para definir as idades relativas das rochas sedimentares em todo o mundo, por meio das correlações fossilíferas ou bioestratigráficas (Fig. 6.10).
a b c
d
Figura 6.8- Fósseis do Pré-cambriano: moldes fósseis de namacalathus (a) e a reconstituição de sua forma (b). Fósseis do Cambriano: hallucigenia (c), cordado (d) e trilobita (e).
e
0,1 mm
a
0,1 mm
b
3,0 cm
c d
Figura 6.9- Fósseis de foraminíferos (a), diatomáceas (b) e radiolários (c, d), este último moldes fósseis de carapaças de radiolário na rocha.
247
Uma categoria de fósseis, reconhecida primeiramente por Smith na Inglaterra e por Cuvier e Brongniart na França, merece destaque especial: os fósseis guias ou fósseis índices que são fósseis relativamente abundantes e facilmente reconhecíveis, de distribuição geográfica ampla e distribuição temporal (ou estratigráfica) restrita. São fósseis, portanto, de organismos que se espalharam rapidamente por grandes áreas e evoluíram para outras formas de vida ou se extinguiram em pouco tempo. Por causa dessas características, os fósseis guias são excelentes marcadores temporais que permitem correlações bioestratigráficas muito precisas em diferentes regiões da Terra.
Em geral, os microfósseis apresentam melhores características de preservação, abundância, variedade, distribuição geográfica e temporal, para datações relativas e correlações bioestratigráficas. Em rochas marinhas, os melhores fósseis guias são de microrganismos planctônicos (microalgas, foraminíferos e radiolários), enquanto que em rochas continentais, esporos e grãos de pólen são os melhores fósseis.
Para explicar todo esse espetacular registro fóssil nas rochas sedimentares, surgiram dois conceitos radicalmente opostos: catastrofismo de G. Cuvier, proposto em 1796, pelo qual o registro fóssil seria o resultado de sucessivas extinções cataclísmicas globais, seguidas pela criação de nova fauna e flora; evolução biológica de Charles Darwin, publicada em sua obra clássica “Origem das espécies”, de 1859, pela qual a grande diversidade do registro fóssil ao longo do tempo geológico seria o resultado da interação entre os seres e o meio ambiente, com a sobrevivência das formas de vida mais bem adaptadas ao meio e extinção daquelas que não conseguiram se manter, por meio da seleção natural.
6.2.3- ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO
No século 19 e início do século 20, os geólogos utilizaram os princípios de datação relativa e reuniram informações de afloramentos de todo o mundo para compor uma escala geológica do tempo completa e global, um verdadeiro calendário de idades relativas da história geológica da Terra, em que cada intervalo de tempo está relacionado a um pacote de rochas e seus respectivos fósseis. Embora a escala do tempo geológico tenha sido melhor calibrada por meio da datação absoluta, surgida no início do século 20, e ainda esteja em constante aperfeiçoamento, suas principais divisões, estabelecidas originalmente, têm se mantido inalteradas. A escala do tempo geológico foi dividida, inicialmente, em três unidades principais de tempo: eras, períodos e épocas, da maior duração temporal (era) para menor duração (época). Posteriormente, já na metade do século 20, as eras foram agrupadas em uma unidade de tempo maior, o éon, com três Figura 6.10- Correlação bioestratigráfica entre três regiões (1, 2 e 3). Entre as regiões 2 e 3 ocorre somente a sequência A e na região 3 a sequência B não ocorre.
éons, do mais antigo para o maior jovem: Arqueano, Proterozoico e Fanerozoico. Um quarto éon (Hadeano) foi introduzido para o período inicial da Terra, antes do Arqueano.
(do grego hades: inferno), é o éon mais antigo. Começou em torno de 4.570 milhões (Ma) ou 4,57 bilhões (Ga) de anos, com o início do processo de formação dos planetas do sistema solar e terminou, na Terra, há aproximadamente 3,85 Ga quando surgiram as primeiras rochas do planeta, marcando o início do éon Arqueano.
Portanto não há registro de rocha com idade hadeana.
(do grego archaios: antigo), entre 2,85 e 2,5 Ga. Durante o Arqueano, os sistemas do geodínamo, da tectônica de placas e do clima, entraram em atividade.
Formaram-se os núcleos da maioria dos continentes, quando o sistema de tectônica de placas operava de modo um pouco diferente de como passou a atuar nos éons posteriores. Fósseis de organismos unicelulares primitivos (estromatólitos) ocorrem em algumas rochas arqueanas.
, do grego próteros (anterior) e zoicós (vida), entre 2,5 Ga e 543 Ma.
Durante o Proterozoico, os regimes de tectônica de placas e do clima passaram a ser semelhantes aos do Fanerozoico. No Proterozoico, micro-organismos fotossintéticos (microalgas) passaram a produzir oxigênio, o qual começou a reagir com o ferro reduzido (Fe+2) disponível nos oceanos, formando expressivos depósitos de óxido de ferro nos oceanos. A precipitação de óxido de ferro manteve o nível de oxigênio muito baixo na atmosfera proterozoica até que todo o ferro dos oceanos fosse consumido. Com o fim da precipitação de óxido de ferro, o teor de oxigênio da atmosfera começou a subir e, no final do Proterozoico, atingiu os níveis atuais (21 %), o que pode ter promovido a evolução de formas de vida unicelulares para algas e animais multicelulares, preservados no registro fóssil do Proterozoico.
, do grego phanerós (visível) e zoikós (vida), o mais recente e mais bem estudado éon que abrange os últimos 543Ma da história da Terra. Muitas sequências de rochas do Fanerozoico contêm abundantes fósseis de organismos invertebrados e vertebrados. A grande maioria das reservas de petróleo e gás formaram- se durante o Fanerozoico.
O éon Fanerozoico é subdividido em três : (vida antiga), entre 543 a 251 Ma, (vida média), entre 251 a 65 Ma, e (vida recente), a partir de 65 Ma ao presente (Fig. 6.10 a). As eras foram as unidades maiores de tempo durante a montagem da escala do tempo geológico, no século 19, as quais foram subdivididas em 11 , com base no registro fóssil de rochas sedimentares, e denominados conforme o nome da localidade geográfica onde as formações geológicas estão melhor expostas, ou onde foram descritas pela primeira vez, ou ainda por alguma característica peculiar das formações. Rochas afossilíferas (ígneas e metamórficas) não foram diretamente envolvidas na construção inicial da escala do tempo geológico. Desse modo, o período mais antigo, com rochas fossilíferas, foi definido no País de Gales, onde foi observado o contato de rochas fossilíferas mais antigas da Grã-Bretanha com rochas ígneas e metamórficas mais antigas ainda, porém aparentemente sem fósseis. Essa importante discordância tornou-se a base do primeiro período da escala do tempo geológico, denominado Cambriano, em alusão ao nome romano da Inglaterra (Cambria).
Como as rochas ígneas e metamórficas (sem fósseis), mais antigas que o Cambriano, não puderam ser subdivididas, foram incluídas em uma unidade temporal denominada Pré-cambriano, uma espécie de superéon que engloba os éons Hadeano, Arqueano e Proterozoico.
Nomes de outros períodos foram derivados de termos geográficos, como o Devoniano (de Devonshire, Inglaterra), Permiano (da cidade de Perm, Rússia), Jurássico (dos montes Jura, na França e Suíça), ou de termos geológicos, como Carbonífero, em referência às rochas portadoras de carvão da Europa e América do Norte, ou de termos culturais, como Ordoviciano e Siluriano, em alusão aos nomes das tribos Ordovices e
249
Silures que habitavam o País de Gales. O período Triássico foi denominado em referência a sua subdivisão em três sequências litológicas distintas, e o Cretáceo, do francês cré (giz em português), em referência a grande quantidade de calcáreo fino nas rochas desse período. As denominações dos dois períodos mais jovens, Terciário e Quaternário, foram termos herdados das arcaicas denominações de rochas terciárias e quaternárias. Os 11 períodos foram agrupados nas três eras: Paleozoico, com 5 períodos (Cambriano, Ordoviciano, Siluriano, Devoniano, Carbonífero e Permiano), Mesozoico, com três períodos (Triássico, Jurássico e Cretáceo) e Cenozoico, com dois períodos (Terciário e Quaternário). Os períodos são subdivididos em , sendo as mais bem conhecidas aquelas do período Terciário, subdividido em cinco épocas: Paleoceno (65 a 57,8 Ma), Eoceno (57,8 a 36,6 Ma), Oligoceno (36,6 a 23,7Ma), Mioceno (23,7 a 6,0 Ma) e Plioceno (6 a 1,8 Ma atrás), e do Quaternário, subdividido em duas épocas: Pleistoceno (1,8 a 0,012 Ma) e Holoceno (11,65 mil anos ao presente), conforme a figura 6.11a.
Figura 6.11- Escala do tempo geológico (a), com 4 éons, 3 eras do éon Fanerozoico e 11 períodos (6 na era paleozoica, 3 na mesozoica e 2 na cenozoica). Fita do tempo geológico (b).
65
a
b
0,012
As épocas podem ainda ser subdivididas em , normalmente medida em milhares de anos (ma). Por exemplo, a época atual (Holoceno) é subdivida em três idades: Gronelandês (11,65 a 8,33 ma), cujo início foi marcado pela última glaciação há 11,65 ma, Norte-Gripiano (8,2 a 4,2 ma), cujo início foi marcado por uma pequena idade do gelo há 8,2 ma, denominada 8,2 Kiloyear event, e Meghalaiano (4,2 ma ao presente), a idade atual. O início desta idade foi marcado por uma seca há 4,2 ma que durou dois séculos e afetou praticamente todas as civilizações humanas da época (Egito, Grécia, Roma, Fenícia, Ásia Menor Síria, Mesopotâmia). Discute-se atualmente se os impactos da humanidade no planeta justificam a criação de uma nova época do período Quaternário, denominada Antropoceno, cujo início seria marcado pela revolução industrial no final do século 18, mas não há ainda uma definição nem da criação dessa nova época e nem de seu início.
A montagem da escala do tempo geológico mudou a concepção temporal da história da Terra. Antes dessa escala do tempo, muitos cientistas, fortemente influenciados por dogmas religiosos, imaginavam a evolução da Terra modelada por uma série de eventos catastróficos ocorridos em apenas poucos milhares de anos. A escala do tempo geológico mostra que a Terra, tal como se encontra atualmente, é o produto de uma série de processos geológicos operando uniformemente e lentamente durante um intervalo de tempo muito maior, medido em milhões ou até bilhões de anos, uma mudança impressionante na dimensão do tempo. Entretanto, todo o espetacular e imenso trabalho inicial foi feito em rochas sedimentares fossilíferas do éon Fanerozoico que engloba somente os últimos 540 Ma da história da Terra, o que representa apenas em torno de 12 % do tempo geológico total de 4,56 Ga (faixa verde e amarela na Fig.
6.11 b). O Pré-cambriano (éons Hadeano, Arqueano e Proterozoico) corresponde aos 88 % do tempo restante da história da Terra (faixa laranja, azul e lilás na figura 6.11 b) que não podia ser estudado com base nos fósseis. Essa maior e importante parte da história de nosso planeta só começou a ser melhor estudada com o advento da datação absoluta pelos métodos radiométricos ou geocronológicos.
Datação absoluta 6.3.1- INTRODUÇÃO
A datação relativa com base nos fósseis tem duas limitações importantes como ferramenta cronológica: permite apenas ordenar os processos e as rochas em uma sequência temporal, sem determinar suas idades absolutas; restringe a datação às rochas fossilíferas (sedimentares), que começaram a se formar apenas no início do Paleozoico, quando a Terra já tinha pouco mais de 4 bilhões de anos. A datação com base nos fósseis não abrange as rochas magmáticas e metamórficas (afossilíferas) que compõem em torno de 95% do volume da crosta. Para superar essas duas limitações precisava-se descobrir um método de datação absoluto que pudesse datar rochas ígneas e metamórficas.
Em 1986, o físico francês Antoine H. Becquerel descobriu a radioatividade do urânio e em 1898 o casal de físicos franceses, Marie e Pierre Curie, descobriram mais dois elementos radioativos, o rádio (Ra) e o polônio (Po). Pelo feito, Becquerel e o casal Curie ganharam o prêmio Nobel de física de 1903. Em 1905, o físico neozelandês Ernest Rutherford demonstrou que a radioatividade dos elementos ocorre por um processo espontâneo de desintegração (ou decaimento) do núcleo que emite partículas e radiação eletromagnética, com uma taxa de decaimento constante, transformando um elemento radioativo em outro elemento estável. Como a taxa de decaimento radioativo não é afetada por mudanças físicas e químicas do meio onde ocorre, Rutherford sugeriu que a radioatividade poderia ser usada como relógio natural para calcular a idade absoluta de uma rocha ou mineral. Ele chegou a calcular a idade de amostras de minerais de urânio, com base no decaimento do rádio para hélio (He), e obteve uma idade em torno de
251
500 Ma. Estava dado, portanto, o pontapé inicial para desenvolver um método confiável e preciso de datação absoluta das rochas por meio da radioatividade, ramo das geociências que passou a denominar-se geocronologia.
A radioatividade é uma reação nuclear que ocorre em isótopos radioativos de alguns elementos. O núcleo desses elementos é instável e se transforma espontaneamente em outro elemento com emissão de partículas e liberação de energia radioativa, processo denominado decaimento ou desintegração radioativa. O elemento com núcleo instável (radioativo) que está desintegrando é denominado elemento-pai e o elemento formado a partir do decaimento do elemento-pai é o elemento-filho. Durante o decaimento de um isótopo radioativo, a reação continua até o elemento pai se transformar em um elemento filho estável (isótopo radiogênico), após um determinado tempo de decaimento. Isótopos são elementos químicos com o mesmo número atômico (Z) e diferentes números de massa (A). Ex.: existem dois isótopos estáveis do carbono (Z = 6), o carbono 12 (126C), com A = 12, e o carbono 13 (136C), com A = 13, e diversos isótopos radioativos, sendo o mais comum o carbono 14 (146C), com A = 14, (Fig. 6.12).
Três tipos de decaimento ocorrem nos processos radioativos (Fig. 6.13):
Decaimento alfa ( ): o núcleo instável emite uma partícula (2 prótons + 2 nêutrons) e, portanto, o elemento-filho terá seu número atômico (Z) reduzido em 2 unidades e seu número de massa reduzido em 4 unidades. Ex.: 23892U 23490Th + + + energia.
Decaimento beta (): um dos nêutrons do núcleo instável transforma-se em próton por emissão de uma partícula (elétron), aumentando o número atômico (Z) do elemento- filho em 1 unidade, sem alterar sua massa.
Ex.: 3787Rb 3887Sr + ‾ + energia.
Captura de elétrons: um próton do núcleo instável captura um elétron da camada de elétrons em volta do núcleo e se transforma em nêutron, diminuindo o (Z) do elemento-filho em 1 unidade, sem alterar seu número de massa (A).
Ex.: 1940K + e‾ 1840Ar + + energia. Gama ( ) é uma radiação eletromagnética energética e de pequeno comprimento de onda, subproduto dos decaimentos , e captura de elétrons.
Figura 6.12- Três isótopos de carbono (Z = 6): 126C (estável),136C (estável) e 146C (radioativo).
b a
c
Figura 6.13 Tipos de decaimento radioativo:emissão de partícula (a); emissão de partícula (b); captura de elétron (c).
Rutherford demonstrou que o decaimento radioativo é um processo nuclear exponencial que nunca termina, e que pode ser representado pela equação M = MO/2x, onde M é a massa do elemento filho e MO a massa do elemento radiativo que está decaindo, cuja unidade (x = 1) ele denominou de . Desse modo, meia-vida corresponde ao tempo decorrido para que metade da quantidade original de isótopos radioativos se transforme em isótopos estáveis, denominados radiogênicos (Fig. 6.14).
O princípio da datação radiométrica baseia-se no seguinte: conhecendo-se a quantidade de um isótopo radiogênico estável (filho) recém-formado e do isótopo radioativo (pai) que lhe deu origem, bem como a taxa de decaimento do par de isótopos, é possível calcular o tempo que transcorreu desde que o relógio radioativo (decaimento do isótopo pai) começou a bater. Por meio de análises isotópicas quantitativas em equipamentos denominados espectrômetros de massa, se obtém a quantidade que ainda resta do isótopo radioativo (pai) e do isótopo estável (filho) gerado pelo decaimento do isótopo radioativo. Com os valores analíticos obtidos pelo espectrômetro e a meia- vida do par de isótopos (pai e filho), é possível calcular a quantidade original do isótopo radioativo (pai), quando não havia ainda isótopos radiogênicos (filho) e quanto tempo levou para produzir a quantidade de isótopo estável (filho) obtida pelo espectrômetro de massa, que deve corresponder à idade do mineral ou rocha que contém o par de isótopos. Por exemplo, o rubídio (Rb), com Z = 37, tem um isótopo radioativo, o rubídio 87 (87Rb) que, por meio de um decaimento beta (emissão de elétrons), forma um isótopo filho estável, o estrôncio 87 (87Sr), com Z = 38 (Fig. 6.15).
Análises isotópicas de uma amostra de rocha em um espectrômetro de massa forneceram a razão entre átomos de 87Rb e 87Sr como sendo 24:1.
Sabendo-se que a meia-vida do 87Rb/87Sr é 48,8Ga, pode-se calcular a idade da rocha:
Átomos iniciais de 87Rb: 25 (24 + 1) 100%
Átomos finais de 87Sr: 1 (4%) Meia-vida (48,8Ga) 50 %
(idade) 4 % = 3,9 Ga
235U
40Ar=0 40
K original (elemento pai) 1
Proporção de átomos pai restantes
40Ar (elemento filho)
235U=1 207Pb=0
207Pb 235U=½
235U 207Pb 235U =¼
Figura 6.14- Demonstração gráfica do decaimento do 235U para 207Pb, com meia-vida = 704 Ma (a), e do 40K para 40Ar, com meia-vida = 1.250 Ma (b), com aumento exponencial do elemento filho (207Pb, 40Ar) em relação ao elemento pai (235U, 40K) que está decaindo.
a b
Figura 6.15- Decaimento radioativo do 87Rb/87Sr
253
3,9 Ga foi o tempo decorrido desde que o rubídio da amostra analisada (acima) começou a decair, formando estrôncio. Apesar do tempo muito longo, apenas 4 % do rubídio inicial foi transformado em estrôncio, por causa da meia-vida muito alta do par isotópico 87Rb/87Sr (48,8Ga). Se a amostra analisada é de uma rocha ígnea ou metamórfica, o tempo calculado deve corresponder à idade da rocha, porque o processo de cristalização magmática ou metamórfica provoca a perda do estrôncio radiogênico anterior, zerando o relógio isotópico. A partir do momento que a rocha cristaliza, o estrôncio radiogênico não pode mais escapar, o que só poderá acontecer se a rocha sofrer fusão ou for metamorfisada.
Existem vários outros pares de isótopos radioativos e radiogênicos (pais e filhos) que são utilizados nos métodos geocronológicos. A escolha do método depende da composição do material a ser analisado, da noção de antiguidade da amostra e do tipo de problema geológico ou histórico a ser investigado (Fig. 6.16). O método U/Pb em zircão (silicato de zircônio que hospeda urânio radioativo), é utilizado principalmente para obter idades magmáticas, mesmo se a rocha estiver metamorfisada, pois o metamorfismo normalmente não consegue destruir o zircão, um mineral muito estável.
Os métodos 87Rb/87Sr, 40K/40Ar e 40Ar/39Ar são mais sensíveis, zerando o sistema isotópico em temperaturas mais baixas que as magmáticas, podendo ser afetados pelos processos metamórficos e, portanto, podem ser usados para datar rochas metamórficas.
Para datação de eventos humanos, de milhares de anos, é utilizado o carbono 14 (146C), cuja meia vida é de 5.730 anos. Esses métodos tornaram-se viáveis com o aprimoramento dos espectrômetros de massa, a partir da década de 1950 do século passado, e também dos procedimentos químicos para preparar as amostras.
Tal como o par 87Rb/87Sr, cujo isótopo radiativo (87Rb) se transforma para o isótopo filho (87Rb) por apenas um decaimento (emissão beta, sem mudar a massa A do filho), no par 40K/40Ar também o isótopo radioativo (40K) se transforma para o isótopo filho (40Ar) por um único decaimento (captura de elétrons, sem mudar a massa A do Figura 6.16- Principais métodos geocronológicos utilizados nas geociências para datação de rochas e minerais. O primeiro elemento do par é o isótopo pai e o segundo o filho.
filho). Entretanto os isótopos de urânio e tório possuem decaimento bem mais complexos, com uma série de decaimentos alfa e beta sequenciados até chegar no isótopo estável (Fig. 6.17).
Em rochas magmáticas metamorfisadas, para datar os dois processos deve-se utilizar dois métodos geocronológicos: o U/Pb para datar o magmatismo e um outro método mais sensível a temperatura, como o 39Ar/40Ar (Fig. 6.18).
6.3.2- MÉTODO Rb-Sr
As idades isotópicas são normalmente obtidas por meio de diagramas X-Y isocrônicos, construídos com razões de dois pares de isótopos analisados, um no eixo horizontal (X) e o outro no eixo vertical (Y), para obter uma curva, normalmente reta, denominada isócrona. No método 87Rb/87Sr, os dois isótopos, o radioativo pai (87Rb) e o radiogênico filho (87Sr) são normalizados pelo isótopo de estrôncio estável (86Sr).
Entretanto, nem todo o 87Sr foi originado pelo decaimento do 87Rb, uma vez que já havia uma quantidade inicial de 87Sr na rocha quando o 87Rb começou a decair. No eixo vertical, então, fica a razão entre o 87Sr total (radiogênico + inicial) e o estrôncio estável (87Sr/86Sr), e no eixo horizontal fica a razão entre o 87Rb e o estrôncio estável (87Rb/86Sr).
Figura 6.17- Série de decaimento radioativo do 238U para 206Pb, cuja meia-vida é 4,47Ga. As setas para esquerda são decaimento alfa, com aumento do A, e as setas tracejadas para a direita são decaimento beta, sem mudança no A, acompanhados por liberação de hélio (He).
()
( )
Figura 6.18- Datação de um granito metamorfisado por dois métodos geocronológicos: U/Pb em zircão para datar o magmatismo e o 39Ar/40Ar para datar o metamorfismo.
255
As amostras podem ser de minerais ou de rocha total do corpo a ser datado, mas precisam apresentar alguma variação nos valores das razões para que se possa construir a isócrona. Se as amostras são todas cogenéticas (da mesma idade) devem ter se cristalizado com a mesma razão inicial dos isótopos de estrôncio (87Sr/86Sr) e os pontos deverão se alinhar, formando a isócrona (Fig. 6.19). A inclinação da reta é proporcional à idade das amostras e pode ser calculada pela equação da reta.
Conhecendo-se a constante de desintegração do 87Rb pode-se calcular a idade do conjunto de amostras e a sua razão inicial. A razão inicial 87Sr/86Sr tem grande significado petrogenético, pois valores baixos (entre 0,702 e 0,706) indicam origem mantélica do material, e valores altos (em torno de 0,73) indicam origem crustal.
A interseção da isócrona com o eixo Y determina a razão inicial (87Sr/86Sr) da rocha, o que permite recompor situação isotópica inicial (a, b, c), quando não havia estrôncio radiogênico (87Sr), somente o 87Sr inicial (igual para todas as amostras).
Quando o 87Rb começou a decair para produzir o 87Sr radiogênico, esse processo evoluiu ao longo das linhas aa’, bb’, cc’ (perpendiculares à isócrona) até a situação atual (a’, b’, c’). O alinhamento dos pontos (a’, b’, c’) indica que as amostras são cogenéticas (com a mesma idade e com a mesma razão inicial).
6.3.3- MÉTODO U-Pb
O método U/Pb em zircão é um dos mais importantes na geocronologia moderna por causa da sua precisão e abrangência, sobretudo em rochas magmáticas e metamórficas, nas quais tem exercido um papel fundamental no estudo de rochas antigas. O método é baseado no decaimento de dois isótopos radioativos de urânio (235U e 238U) que geram respectivamente os isótopos radiogênicos de chumbo 207Pb e 206Pb.
Os diagramas isocrônicos são construídos com as razões 206Pb/U238 no eixo vertical e
207Pb/U235 no eixo horizontal. Uma curva teórica de idades, denominada concórdia, é construída com base na desintegração dos dois isótopos radioativos de urânio. Cada par isotópico (206Pb/U238 e 207Pb/U235) gera uma idade independente que teoricamente são coincidentes em um ponto na curva concórdia. As análises das amostras a serem datadas são plotados no diagrama e quando recaem sobre a concórdia definem uma idade concordante para a rocha. Entretanto, as análises das amostras podem não coincidir exatamente com a curva concórdia por causa de eventuais perdas de Pb causadas por stress metamórfico ou tectônico sofrido pelo zircão, definindo idades discordantes. Por outro lado, os pontos das amostras formam uma reta, normalmente abaixo da concórdia, denominada discórdia, que intercepta a concórdia. O ponto de Figura 6.19- Diagrama isocrônico Rb/Sr. Os pontos a, b, c representam a situação inicial das 3 amostras, com o mesmo valor do isótopo estável de estrôncio (86Sr) e valores diferentes do isótopo radioativo (87Rb). Os pontos a’, b’, c’ representam a situação atual das 3 amostras.
Y = ax + b b = coeficiente linear b = razão inicial 87Sr/86Sr a = coeficiente angular = tg tg =
= constante de decaimento do 87Rb.
= idade das amostras
intercepção entre a concórdia e a discórdia é interpretado como a idade da amostra (Fig.
6.20 a). Além do zircão, podem ser usados outros minerais que contenham urânio na sua estrutura cristalina, como a titanita (CaTiSiO5) e monazita (Ce,La,Y,Th)PO4. Estes dois minerais, porém, são mais sensíveis a temperatura e abrem o sistema isotópico entre 650 e 700C, podendo ser afetados por processos metamórficos de alto grau. O zircão (Fig. 6.20b) é um silicato muito estável (ZrSiO4) que só abre seu sistema isotópico a partir de 800C, o que o torna mais adequado para datar rochas magmáticas mesmo que tenham sido afetadas por metamorfismo.
6.3.4- MÉTODO RADIOCARBONO
O método radiocarbono, com base no decaimento do carbono 14 (14C) para nitrogênio 14 (14N), foi desenvolvido no início da década de 1950 do século passado, para datação de eventos humanos, de milhares de anos. O carbono (Z = 6) possui três isótopos: 12C6, 13C6, 14C6, este último radioativo, formado na atmosfera superior pela colisão de raios cósmicos com átomos de nitrogênio 14 (14N7), fazendo com que um nêutron toma o lugar de um próton do núcleo do nitrogênio transformando-o em carbono 14 radiativo, com diminuição de uma unidade número atômico (14C6). O 14C6 decai novamente para (14N7) por emissão beta, com aumento de uma unidade no número atômico e meia-vida de 5.730 mil anos (Fig. 6.22).
Os isótopos de carbono, inclusive o 14C, se combinam com o oxigênio da atmosfera, formando CO2 que é absorvido e continuamente renovado pelas planas e animais, mantendo a razão isótopo radioativo/isótopo estável (14C/12C) praticamente constante enquanto o organismo viver. Ao morrer, o organismo deixa de absorver carbono 14 e a razão (14C/12C) começa a diminuir, a uma taxa constante e conhecida, Figura 6.20- Diagrama isocrônico U/Pb, mostrando a curva concórdia, a reta discórdia e a idade da amostra na intercepção entre a concórdia e a discórdia (a). Cristais prismáticos de zircão (b).
Cristal prismático bipiramidal de zircão ZrSiO4
0,1 mm Microcristais
de zircão
a b
Figura 6.22- Formação do isótopo de carbono radioativo (14C6) e seu decaimento para nitrogênio 14 (14N7) por emissão beta.
257
em função do decaimento radioativo do 14C para 14N, estabelecendo um cronômetro geocronológico, como nos demais casos abordados com meia-vidas mais longas. A medição precisa da razão 14C/12C permite determinar quando o organismo morreu. O método radiocarbono revolucionou a arqueologia e as investigações sobre as antigas civilizações humanas, pois permite determinar a idade de materiais orgânicos, como ossos, conchas, dentes, troncos, folhas, etc. Por causa da curta meia-vida, esse método é efetivo para materiais com até 70 mil anos, o que corresponde em torno de 12 meia- vidas. Acima disso, a quantidade de carbono radioativo (14C) fica muito reduzida (em torno de 0,02 %), abaixo do limite de detecção analítico.
6.3.5- IDADE DA TERRA
Há séculos que o homem se questiona qual a idade da Terra e várias respostas, a essa pergunta, foram sendo propostas com valores cada vez mais altos. Mas a resposta final sobre a idade da Terra só pode ser obtida com a geocronologia isotópica.
Mas não foi fácil chegar à resposta correta, pois as primeiras rochas formadas no éon Hadeano não existem mais, pelo menos até hoje não foram encontradas. Uma possível exceção foi uma rocha máfica encontrada no norte do Canadá, datada pelo método
147Sm/143Nd com uma idade de 4,1Ga. Um zircão, provavelmente detrítico (em rochas sedimentares) encontrado na Austrália, foi datado em 4,3Ga, pelo método U-Pb. Se não há rochas do Hadeano, como determinar, então, com precisão, a idade da Terra?
Para resolver essa questão, o geoquímico americano Clair C. Paterson decidiu, em 1956, utilizar os meteoritos, com base na premissa de que esses corpos errantes do espaço devem ter a mesma idade da Terra, uma vez que se formaram na mesma época juntamente com toda a matéria do sistema solar. Patterson usou o método Pb-Pb para datar amostras de meteoritos cuidadosamente selecionados, um meteorito ferroso (siderito) e dois rochosos e ainda incluiu uma amostra de sedimento marinho do fundo oceânico do Pacífico. O chumbo é um elemento estável (não radioativo), mas seus isótopos radiogênicos (derivados de isótopos radioativos de U ou Th) podem ser usados também como relógio geocronológico. Patterson usou dois isótopos radiogênicos de Pb (206Pb e 207Pb) normalizados pelo isótopo não radiogênico 204Pb, para construir um diagrama isocrônico, com a razão 207Pb/204Pb no eixo vertical e a razão 206Pb/204Pb no eixo horizontal, e obteve um alinhamento perfeito dos pontos, com uma idade de 4,550,07 Ga (Fig. 6.21). Além de, finalmente, obter a idade da Terra, Patterson mostrou que o alinhamento perfeito da composição isotópica do sedimento marinho com os meteoritos demonstra que a Terra e os meteoritos tiveram a mesma origem, com a mesma evolução dos isótopos de chumbo, o que comprova a sua premissa original. Décadas de investigações radiométricas posteriores em outros meteoritos e utilizando métodos mais modernos, confirmaram a idade obtida por Patterson, sendo 4,566 Ga, o valor atualmente aceito para a idade da Terra.
Figura 6.21- Diagrama isocrônico Pb/Pb de C. Patterson (1956) que determinou a idade da Terra, com amostras de meteoritos.
6.3.6- SUBDIVISÃO DOS ÉONS PRE-CAMBRIANOS
A geocronologia isotópica e as datações absolutas dela decorrentes estabeleceram um marco muito importante nas geociências. Antes da geocronologia isotópica, os geocientistas do século 19 conseguiram montar a escala do tempo geológico que mudou a ordem de grandeza temporal da história da Terra, de milhares de anos, estabelecido pelos dogmas religiosos, para milhões de anos, com base principalmente nos fósseis, e foram até o limite possível do conhecimento da época, até onde havia fósseis. Denominaram de Pré-cambriano todas as rochas mais antigas abaixo desse limite, justamente porque o Cambriano era a última fronteira estudada por meios dos fósseis. Mas eles tinham apenas uma vaga impressão da grande dimensão temporal do Pré-cambriano e não imaginavam que, apesar do grande esforço para montar a escala do tempo geológico, ela cobria apenas pouco mais de 10% do tempo geológico total da história da Terra. Ao permitir o estudo e datação das rochas mais antigas do Pré-cambriano, a geocronologia isotópica mudou mais uma vez a ordem de grandeza do tempo geológico, de milhões pra bilhões de anos. Além disso, a geocronologia isotópica permitiu ajustar, de maneira mais precisa e confiável, a dimensão do tempo no éon Fanerozoico e corrigir muitas lacunas e imprecisões temporais em épocas e períodos desse éon, trabalho que ainda continua, cada vez mais refinado.
No final do século 19 já se sabia que a duração do Pré-cambriano excedia em várias vezes a do Fanerozoico, mas a imensidão do Pré-cambriano só começou a ser visualizada, com mais exatidão, quando as primeiras idades absolutas de rochas antigas começaram a ser publicadas. Percebeu-se, então, o imenso trabalho que havia pela frente para estudar, cronometrar e subdividir essas rochas em eras e períodos, tal como no Fanerozoico, para completar, finalmente, a escala geológica do tempo. Os éons Proterozoico e Arqueano já foram divididos em eras e as eras proterozoicas em períodos, mas ainda há muito trabalho para as próximas gerações.
O (2.500 a 542 Ma), logo abaixo do éon Fanerozoico, foi subdividido em três eras, as quais estão subdivididas em períodos (Fig. 6.23):
❖ (1.000 a 542 Ma), subdivido em três períodos:
Ediacarano (630 a 542 Ma), logo abaixo do período cambriano da era paleozoica Criogeniano (850 a 630 Ma)
Toniano (1.000 a 850 Ma)
❖ (1.600 a 1.000 Ma), subdividido em três períodos:
Eteniano (1.200 a 1.000 Ma) Ectasiano (1.400 a 1.200 Ma) Calymmiano (1.600 a 1.400 Ma)
❖ (2.500 a 1.600 Ma), subdividido em quatro períodos:
Statheriano (1.800 a 1.600 Ma) Orosiriano (2.050 a 1800 Ma) Rhyaciano (2.300 a 2.050 Ma) Sideriano (2.500 a 2.300 Ma)
O (3.850 a 2.500 Ma) foi subdividido em quatro eras, as quais não estão ainda subdivididas em períodos (Fig. 6.23):
❖ (2.800 a 2.500 Ma)
❖ (3.200 a 2.800 Ma)
❖ (3.600 a 3.200 Ma)
❖ (3.800 a 3.600 Ma)
259
A coluna geológica acima mostra que o Pré-cambriano (Proterozoico + Arqueano + Hadeano) compreende 4.018 Ma, o que equivale a 88 % da idade da Terra (4.560 Ma) e o Fanerozoico corresponde a 542 Ma, o que equivale apenas a 12 % da idade da Terra.
6.3.7- A LINHA DO TEMPO DA HISTÓRIA DA TERRA
Ajustando a escala do tempo geológico com as idades absolutas obtidas, podemos construir uma linha do tempo de toda a história da Terra, iniciada em 4,56 Ga, mostrada na figura 4.24 em forma de uma espiral, onde cada volta representa um bilhão de anos, ou seja, a espiral tem quatro voltas e meia. Podemos observar nessa figura quão pequeno é o éon fanerozoico em relação à história geológica da Terra e também o diminuto intervalo de tempo decorrido desde o início da evolução humana. Para compreender melhor esse período de tempo extraordinariamente vasto, podemos pensar a história da Terra fazendo uma correspondência a um ano do nosso calendário humano.
À zero hora do dia primeiro de janeiro a Terra nasceu. Durante o mês de janeiro e parte do mês de fevereiro ela se estruturou em núcleo, manto e crosta. Em torno de 21 de fevereiro a vida surgiu. De março a setembro a Terra desenvolveu os continentes e bacias oceânicas, algumas semelhantes às atuais, e a tectônica de placas começou a operar. Em 25 de outubro, os organismos complexos, incluindo aqueles com carapaças, surgiram, começando a explosão de vida cambriana (big bang biológico). No dia 7 de dezembro surgiram os répteis e no Natal os dinossauros foram extintos. Os humanos modernos (homo sapiens) apareceram às 23 horas, na véspera do ano novo, e a última idade do gelo terminou às 23h 58min 45s desse dia. Três centésimos de segundo antes da meia noite Pedro Álvares Cabral aportou em Porto Seguro, na Bahia. E poucos milésimos de segundo antes da meia noite você nasceu.
Figura 6.23- Coluna geológica do Pré-cambriano, com as eras do Arqueano e as eras e períodos do Proterozoico.
Figura 6.22- Linha do tempo geológico da história da Terra, em forma de espiral. Cada volta da espiral corresponde a um bilhão de anos.
