Quais são os métodos para saber a idade dos fósseis?
Achar
um fóssil é bastante difícil, mas só descobrir um fóssil não é o bastante.
A posição no tempo em relação a outras
espécies também precisa ser determinada, porque isso ajudará a situar sua
morfologia em uma sequência evolutiva. As técnicas para datar fósseis variam e,
de preferência, são utilizadas várias para verificar e comprovar a idade.
Vamos agora apresentar os tipos de
datação de fósseis que ajudam a identificar a idade deles.
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A técnica da estratigrafia para datar a idade dos fósseis
Uma técnica interessante e bastante usada é a estratigrafia, um método
de situar os fósseis em uma sequência relativa em relação uns aos outros. Em
meados de 1760, ocorreu a um grande cientista, Giovanni Arduino, que as rochas
poderiam ser dispostas desde as mais velhas (mais profundas) até as mais novas
(mais próximas à superfície).
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Figura 2. Estratigrafia. Fonte
da imagem: netnature.wordpress.com
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Quando o geólogo inglês Charles Lyell (Figura 3) publicou em seu grande clássico em três volumes, Principles of geology
(Princípios de geologia), durando 1830 e 1833, o sistema de datação relativa
das camadas de rochas já estava bem estabelecido.
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Figura 3. Charles Lyell. Fonte da imagem: 42Evolution |
O princípio é simples. Estratos
semelhantes, dispostos em camadas uma em cima da outra, foram feitos em uma
ordem cronológica (Figura 2). Assim como em uma construção de uma torre, as
rochas mais velhas estão no fundo e, em uma sequência ascendente até o topo, as
últimas rochas são aquelas mais recentes. Cada camada de rocha é chamada de horizonte de tempo porque contém os
restos de organismos de um determinado momento no tempo. Quaisquer fósseis
presente sem camadas diferentes podem ser ordenados desde os mais velhos até os
mais recentes, do fundo até o topo.
Embora isso não forneça nenhuma idade
absoluta, o método produz uma sequência cronológica de espécies de fósseis em
relação uns aos outros. Situando os fósseis em sua sequência estratigráfica,
podemos determinar qual surgiu primeiro e qual surgiu por último em relação a
outros fósseis no mesmo afloramento de rocha.
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A técnica do fósseis-índice
Se pareamos os estratos rochosos de um local com rochas equivalentes em outro local de afloramento, podemos construir uma sequência cronológica sobreposta maior do que aquela representada em um único local (Figura 4).
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Figura 4. Técnica de datação fóssil-índice. Fonte da imagem: http://projectos.cienciaviva.pt |
A correlação verdadeira dos estratos
rochosos entre dois locais distantes é feita por meio da comparação do conteúdo
e da estrutura mineral. Os fósseis-índice são marcadores característicos que
podem facilitar o pareamento dos estratos rochosos. São espécies animais,
normalmente invertebrados de concha dura, os quais sabemos, por pesquisas
anteriores, que ocorrem apenas em um horizonte de tempo específico.
Portanto, a presença de um
fóssil-índice confirma que a camada estratigráfica é equivalente em idade e uma
camada semelhante que contém as mesmas espécies fósseis em algum outro lugar
(Figura 4).
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A datação radiométrica para saber a idade dos fósseis
A posição estratigráfica relativa é
útil, mas, para determinar a idade de um fóssil com mais precisão, é utilizada
uma técnica diferente, que é conhecida como datação radiométrica.
Essa técnica aproveita a transformação
natural de um isótopo elementar instável para uma forma mais estável ao longo
do tempo (Figura 5). Tal decaimento radioativo de um elemento, de um estado para
outro de um isótopo, ocorre a uma taxa constante chamada de meia-vida,
característica de um isótopo.
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Figura 5. Datação absoluta ou radiométrica. Fonte da imagem: BioGeogilde Weblog - WordPress.com. |
A meia-vida é o intervalo de tempo que
deve transcorrer antes que a metade dos átomos da amostra original se
transforme em átomos-produto (Figura 4). Exemplos comuns incluem o “decaimento”
do urânio (U-235) para chumbo (Pb-207) (meia-vida de 712 milhões de anos) e do
potássio (K-40) para argônio (Ar-40) (meia-vida de 1,3 bilhões de anos). Quando
as rochas são formadas, esses isótopos radioativos frequentemente são
incorporados. Se compararmos as proporções entre isótopos pai e filho e se
coubermos a taxa na qual essa transformação ocorre, então a idade da rocha e,
consequentemente, a idade dos fósseis ali presentes pode ser calculada.
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Figura 6. Uma planta fóssil. Pixabay/Domínio Público. |
Se, por exemplo, a amostra de rocha
tiver uma grande quantidade de argônio em relação ao potássio, então a rocha
deve ser bem antiga e a idade estimada bem alta (Figura 5). A maioria do
potássio terá decaído para argônio, o seu produto. De maneira oposta, se houver
pouco argônio em relação ao potássio, então pouco tempo se passou e a idade
calculada será bem mais jovem.
Alguns processos naturais ajudam a
purificar a amostragem. Cristais de zircônio, que é uma mistura de elementos,
formam-se em câmaras subterrâneas à mediada que a rocha fundida resfria. Quando
a firme estrutura molecular desses cristais se solidifica, o zircônio incorpora
átomos de urânio, mas exclui átomos de chumbo. À medida que o urânio é
capturado decai para chumbo ao longo do tempo, apenas o chumbo derivado do
decaimento se acumula nos cristais. Assim, a idade dos cristais de zircônio
pode ser calculada medindo-se a proporção de urânio restante em relação ao
chumbo.
Em razão de a captura de isótopos
durante a formação das rochas ser algumas vezes inconstante, nem todas as
rochas podem ser datas por meio das técnicas radiométricas. Mas quando
disponível e cuidadosamente checada, a datação radiométrica permite obter as
idades absolutas das rochas e dos fósseis que essas rochas contém.
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A datação por carbono 14
O carbono possui três isótopos: C12,
C13 e C14; sendo os dois primeiros estáveis e o terceiro,
o C¹4, radioativo, com meia-vida de 5.730 anos. A datação usando o
C¹4, ou radiocarbono, é aplicada, portanto, em materiais geológicos
e biológicos relativamente jovens (troncos e folhas fósseis, ossos, dentes,
conchas, etc.), sendo de extrema utilidade na Arqueologia e nos estudos de mudanças
recentes no nível do mar e no clima.
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Figura 7. Fóssil de um pterodáctilo. Pixabay/Domínio Público. |
O C¹4 é formado na
atmosfera superior através da ação de raios cósmicos, que são partículas de
alta energia, sobre átomos de N¹4.
Na medida em que o C¹4 se
forma, ele se combina com o oxigênio para formar dióxido de carbono (como
acontece também com os demais isótopos de carbono), que circula na atmosfera e
hidrosfera, sendo absorvido por plantas e animais. Embora o C¹4
decaia para N¹4, sua contínua formação na atmosfera mantém a razão
C¹4/ C¹2 praticamente constante, a qual é incorporada e
mantida pelos organismos vivos. Ao morrer, o organismo deixa de absorver C,
embora seu C¹4 continue a decair para N¹4, alterando essa
razão e iniciando, em termos geocronológicos, a contagem do relógio geológico.
Quanto mais tempo passar após a morte da planta ou do animal, menor será a
quantidade de C¹4 preservada. Desta forma, comparando a razão C¹4/
C¹2 medida na atmosfera com a razão moderna universal, é possível
calcular o tempo decorrido desde a morte do organismo.
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Referências
KARDONG,
Kenneth V. Vertebrados, Anatomia Comparada, Função e Evolução.
Editora Roca LTDA, 2011. 10-3668. CDD: 596. CDU: 597/599.
Wilson Teixeira, M. Cristina Morra de Toleto,
Thomas Rich Fairchild, Fabio Taioli. Decifrando
a Terra. USP. Oficina de textos. 2003.
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