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.

Um fóssil de um peixe. Pixabay/Domínio Público.

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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).

Figura 2. Estratigrafia. Fonte da imagem: netnature.wordpress.com

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.

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).

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.

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.

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.

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.