Hoje sabemos há quantos bilhões de anos surgiu a primeira forma de vida na Terra ou há quantos milhões de anos os dinossauros se extinguiram. Mas você já parou para pensar como é que os cientistas fazem para descobrir isso? Como podemos saber a distância de tempo que nos separa de um animal que viveu muito antes de nós mesmos surgirmos? Como se descobre a idade de um fóssil?
A importância dessa atividade fez surgir um ramo na Geologia dedicado a datar os fósseis - a Geocronologia.
Carbono-14
Uma das maneiras de datação histórica é medir, no objeto estudado, a proporção de carbono-14, um dos principais componentes dos seres vivos. Por isso, o método só serve para datar coisas orgânicas, como ossos, tecidos, madeira ou papel. Antes de mais nada, vamos a uma breve aula de Química.
Os átomos do elemento carbono (C) podem ser encontrados na natureza de diferentes formas (isótopos). Uma delas é o carbono-14, que possui 6 prótons e 8 nêutrons em seu núcleo (número de massa (A) = 14). Embora extremamente raro (0,001% do carbono na natureza), é extremamente importante para essa ciência.
Seus átomos são instáveis e tendem a emitir uma partícula beta, na forma de radiação, transformando-se em nitrogênio-14. Em 5.730 anos, uma certa quantidade de carbono-14 ficará reduzida à metade, sendo a outra metade transformada em nitrogênio-14. Esse tempo é chamado de meia-vida, e corresponde a um tempo fixo que um elemento leva para reduzir sua massa à metade. Por exemplo, se tivermos 100 g de carbono-14, daqui a 5.730 anos teremos apenas 50 g. E, se esperarmos mais 5.730 anos, haverá apenas 25 g, e assim por diante. Veja o gráfico abaixo:
A meia-vida do carbono-14 é relativamente muito curta, e ele só pode ser usado para calcular a idade de organismos que viveram até 50 mil anos atrás - depois disso, sua quantidade se torna desprezível, e a técnica, ineficiente. Para fósseis mais antigos é preciso recorrer a elementos radioativos de meia-vida mais longa, como o potássio-40 (meia-vida de 1,3 bilhão de anos) e o urânio-238 (meia-vida de 4,5 bilhões de anos).
O carbono-14 é continuamente formado nas camadas superiores da atmosfera. Absorvido pelas plantas por meio da fotossíntese, chega ao corpo de todos os seres vivos através da cadeia alimentar. A proporção desse isótopo nos tecidos vivos permanece constante durante toda a vida, enquanto é reposto, mas começa a diminuir após a morte devido à radioatividade. Essa proporção em um ser vivo é a mesma que existe em equilíbrio na atmosfera - como a velocidade com que o carbono-14 se forma nela é a mesma com que ele se desintegra, sua concentração na Terra permanece constante.
Uma amostra de alguns miligramas de um material descoberto é colocada num aparelho chamado espectrômetro de massa, capaz de medir o número de massa e o percentual de átomos de um elemento. Então, basta calcular a porção de carbono-14 que já foi degradada e não está mais presente no fóssil. Conhecendo sua meia-vida (5.730 anos), podemos determinar a idade do achado de forma bastante precisa.
Datação relativa e datação absoluta
Os fósseis são preservados em rochas sedimentares. Essas rochas são geradas a partir da fragmentação de outras rochas, que resulta em pequenas partículas - os sedimentos -, transportadas (juntamente com os restos orgânicos candidatos a fósseis) e acumuladas em extensas áreas rebaixadas chamadas bacias sedimentares. Devido a processos físicos e químicos, esses sedimentos são transformados em rochas, e alguns restos orgânicos, em fósseis. Logo, a idade de um fóssil está ligada à idade da rocha sedimentar onde este tenha sido preservado.
Os sedimentos são depositados em camadas geralmente horizontais e contínuas (a não ser que movimentações geológicas as desloquem ou as dobrem). Podemos perceber, então, que as camadas de sedimentos mais profundas são mais antigas que as camadas superiores.
Uma ferramenta extremamente importante para a datação das rochas sedimentares são os próprios fósseis. Se em duas camadas de regiões distintas são encontradas as mesmas espécies de fósseis, existe uma grande probabilidade de elas terem a mesma idade. Os melhores fósseis para esse tipo de estudo são os microfósseis - organismos não visíveis a olho nu.
Relacionando as posições que as camadas sedimentares ocupam entre si e os tipos de fósseis que contêm, podemos estabelecer não uma idade precisa em termos de anos, mas uma idade relativa entre elas. Saber a idade absoluta das camadas só é possível com a chamada datação isotópica - utilizando outros radioisótopos, como o argônio-40 e o argônio-39, da mesma forma como descrito acima a respeito do carbono-14.
As rochas onde estão os minerais empregados na datação absoluta são as rochas ígneas (formadas pela solidificação do magma), que não preservam fósseis. Também não são feitas datações em minerais encontrados em rochas sedimentares, pois estes pertenciam anteriormente a rochas mais antigas, antes de serem depositados em uma bacia sedimentar. Dessa forma, a idade dos fósseis é estipulada por meio da associação de datações relativas e absolutas. Se um conjunto de rochas sedimentares está situado entre rochas ígneas que variam de 100 a 80 milhões de anos, esse pacote sedimentar - e os fósseis nele incluídos - estarão também na mesma faixa de tempo.
Paleomagnetismo
A Terra, tal como a maioria dos planetas do Sistema Solar, possui um campo magnético natural, responsável pela orientação da agulha magnetizada das bússolas. Suas linhas de força estão distribuídas pelo espaço. É como se o globo fosse um grande ímã e, como todo ímã, tem um polo norte e um polo sul. O Polo Norte magnético da Terra hoje localiza-se próximo ao Polo Sul geográfico, enquanto o Polo Sul magnético está localizado no hemisfério Norte. Porém, nem sempre foi assim.
O campo magnético terrestre, ao longo do tempo geológico, sofreu variações muito significativas, com inversões completas da sua polaridade a cada algumas centenas de milhares de anos - o Polo Norte magnético torna-se Sul, e vice-versa. Essas mudanças ficam gravadas na posição dos átomos de ferro das rochas. Portanto, o paleomagnetismo procura determinar a direção do campo magnético existente na época da formação de uma determinada rocha cujos minerais são sensíveis a esse campo. Analisando tais alterações, pode-se datar amostras de rochas com centenas de milhões de anos.
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