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Entre os métodos empregados na datação absoluta citam-se os radiométricos e os não-radiométricos (contagem de varves; inversões magnéticas; etc).
MÉTODOS RADIOMÉTRICOS
Embora os métodos radiométricos sejam apenas parte das ferramentas usadas pela geocronologia, atualmente a utilização mais comum para o termo geocronologia, usado pela primeira vez para a estimativa do tempo geológico baseado em razões de sedimentação, é aquela que associa a datação geológica com os métodos radiométricos.
Estes métodos baseiam-se no decaimento radioativo, ou seja, na radioatividade, que é a propriedade que possuem os nuclídios radioativos de se desintegrarem periodicamente através da emissão de partículas e/ou radiações, e na fissão espontânea de elementos.
Não se pode prever o instante em que um determinado átomo de um elemento radioativo sofrerá desintegração, mas está comprovado que dado um elevado número de átomos, haverá sempre uma determinada fração desintegrando-se na unidade de tempo. Tal proporção recebe o nome de constante de desintegração (l). Ela é específica para cada processo radioativo e inversamente proporcional à meia-vida (t1/2) Chama-se meia-vida o tempo necessário para que ocorra a desintegração de metade dos átomos radioativos contidos em um mineral.
A equação fundamental para o cálculo de idades através dos métodos radioativos é a seguinte:
t = (1/l)ln (1 + F/P)
onde t = tempo decorrido desde que o sistema radioativo se iniciou, ou seja, corresponde à idade radiométrica; l = constante de desintegração; F (filho) = quantidade de átomos do nuclídio radiogênico; e P (pai) = quantidade de átomos persistente do nuclídio radioativo.
Na datação radiométrica utilizam-se minerais isolados de uma rocha ou uma porção de rocha. Neste segundo caso, fala-se em análise de rocha total. Quando da datação, pressupõe-se que o mineral ou rocha analisados correspondam a sistemas fechados, isto é, que não tenham sofrido alterações químicas tanto do elemento radioativo como do radiogênico.
As idades radiométricas sempre envolvem uma certa margem de erro. Por isso, os valores vêm normalmente acompanhados da indicação do possível limite de erro. Tal margem de erro pode ser decorrente dos limites de detecção inerentes ao processo analítico ou a dificuldade de se saber a quantidade inicial do isótopo radiogênico (filho).
Os métodos apresentados a seguir, são os mais comuns dentre os métodos radiométricos.
MÉTODO POTÁSSIO (K) - ARGÔNIO (Ar)
Este método baseia-se no decaimento natural do isótopo radioativo K40 para o elemento estável Ar40. Somente 11,2% dos átomos de K40 desintegram-se para Ar40, enquanto que os 88,8% restantes desintegram-se para Ca40. Cada uma destas formas de decaimento possui sua própria constante de desintegração (l): 0,581 x 10-10 ano-1 para a desintegração de K40 para Ar40 e de 4,962 x 10-10 ano-1 para a desintegração para Ca40. A constante de desintegração total do K40 será a soma das duas constantes acima, ou seja, l = 5.543 x 10-10 ano-1, o que corresponderá a uma meia-vida (t1/2) para o K40 de 1,250 x 109 anos. Na avaliação da idade considera-se apenas a proporção Ar40/K40.
Como o argônio é um gás nobre, não forma ligações com outros átomos da rede cristalina podendo assim, escapar do mineral. Em geral a perda pode ser atribuída incremento na temperatura devido a soterramento profundo ou metamorfismo, causando perda de Ar em muitos minerais, sem produzir qualquer outra mudança física ou química na rocha.
De maneira geral considera-se que a temperatura de fechamento, temperatura abaixo da qual ocorre a retenção de argônio, dos minerais mais comuns usados no método K-Ar varia em torno de 550oC para a hornblenda, 350oC para a biotita e 200oC para o plagioclásio.
Devido a possibilidade de perda de argônio acima de determinadas temperaturas, dependendo do mineral, as datações K-Ar em minerais são consideradas como idades de resfriamento regional ou idades mínimas.
MÉTODO RUBÍDIO (Rb) - ESTRÔNCIO (Sr)
Este método está baseado no decaimento radioativo do Rb87 para Sr87 que apresenta uma meia-vida de 4.88 x 1010 anos, o que corresponde a uma constante de desintegração (l) para o Rb87 de 1.42 x 10-11 ano-1.
Ao contrário do que se dá com o método K-Ar, o teor inicial do isótopo radiogênico Sr87 é normalmente significativo. Neste caso, para se detectar a idade real de um evento gerador de rochas utiliza-se diversas amostras cogenéticas, interpretadas com o recurso do diagrama isocrônico. As ordenadas (y) do diagrama correspondem às razões isotópicas Sr87/Sr86 e as abcissas (x) às razões Rb87/Sr86. Os valores analíticos obtidos para cada amostra são plotados no diagrama e depois ligados por uma reta chamada de isócrona. A idade do conjunto de amostras é obtida pela equação
t = tg a/l
onde, a = ângulo que a isócrona forma com a horizontal. A isócrona permite ainda, determinar a razão inicial Sr87/Sr86 do conjunto de amostras.
MÉTODO URÂNIO(U)-CHUMBO(Pb) EM ZIRCÕES
Este método está baseado no decaimento dos isótopos de U238 e U235 para Pb206 e Pb207, respectivamente, e cujas meia-vidas e constantes de desintegração são:
U238 : T1/2 = 4.468 x 109 anos
l(1) = 1.55125 x 10-10 ano-1
U235 : T1/2 = 0,7038 x 109 anos
l(2) = 9.8485 x 10-10 ano-1
A utilização do mineral zircão para o método U-Pb é feita por se tratar de um sistema relativamente rico em urânio e muito pobre em chumbo comum. Neste caso, o chumbo comum pode ser considerado negligenciável, em comparação com o chumbo radiogênico e a idade do sistema pode ser obtida de maneira semelhante ao método K-Ar.
Ocorre contudo, que as idades calculadas desta maneira são geralmente, muito diferentes, conforme se utilize o método U238-Pb206 ou U235-Pb207. Esta discordância é devida a uma abertura do sistema U-Pb. Entretanto, os resultados podem ser reinterpretados usando-se um diagrama com a razão Pb207/U235 como abcissa e Pb206/U238 como ordenada. Este diagrama é chamado de diagrama concórdia (Fig.2).
Sobre este diagrama é colocada uma linha curva, calibrada em intervalos de 500Ma, chamada de linha concórdia, sendo definida como o local onde plotam todos os pontos cujas idades U238-Pb206 e U235-Pb207 são iguais.
Os pontos lançados neste diagrama frequentemente estão alinhados segundo uma linha reta chamada discórdia, a qual intercepta a concórdia em dois pontos. O intercepto superior corresponde a idade primária, de formação do mineral, e o intercepto inferior corresponde tanto à idade presente, ou a alguma idade intermediária, mais jovem que a idade primária.
MÉTODO DOS TRAÇOS DE FISSÃO
Fundamenta-se na quantificação dos vestígios deixados em um cristal pela fissão do U238. Uma pequena fração deste isótopo ao invés de desintegrar-se, sofre fissão espontânea. Cada evento causa uma ruptura microscópica na substância cristalina hospedeira. A comparação da densidade dessas marcas com a de marcas artificialmente produzidas constitui a base para a datação.
MÉTODO DO C14 OU RADIOCARBONO
Baseia-se na determinação da proporção entre o C14 e o total de carbono existente em uma amostra (considerando-se um sistema fechado). A amplitude de datação coberta por este método é de 500 a 50.000 anos.
Existem 5 isótopos de C dos quais o mais comum é o C12. O C14 forma-se continuamente, de modo natural, nas partes elevadas da atmosfera (entre 15.000 e 20.000m de altitude) pela interação dos raios cósmicos com o N14. O C14 assim produzido passa a participar do óxido de carbono da atmosfera, sendo incorporado, no habitat terrestre, pelas plantas, através da fotossíntese e, finalmente, pelos animais, através da cadeia herbívoro-carnívora. Nos habitats aquáticos, dissolve-se nas águas, passando à composição das plantas e animais que ali vivem.
Com o correr do tempo, o C14 vai-se desintegrando, transformando-se novamente em N14. Considerando-se que: 1) a proporção C14/C12 conhecida da atmosfera manteve-se constante nos últimos 50.000 anos; 2) que essa proporção se distribui de maneira uniforme e 3) que após a morte dos organismos, a composição isotópica do carbono só se alterou por desintegração, basta medir a C14/C12 para se saber a idade do organismo.
O período da meia-vida do C14 ainda não está seguramente definido. Alguns autores como equivalente a 5.730 ± 40 anos e outros 5.570 ± 30 anos.
A proporção C14/C12 na atmosfera modificou-se a partir de 1950, por efeito das explosões nucleares. Desta maneira, a idade é fornecida com relação ao ano de 1950, com a abreviatura A.P. (antes do presente).
MÉTODOS NÃO-RADIOMÉTRICOS
Diversos são os métodos de datação absoluta não-radiométricos. Veremos alguns:
CONTAGEM DE VARVES
As varves são sedimentos rítmicos cuja acumulação sofre um controle climático sazonal. Consistem numa alternância regular de dois tipos de camadas litologicamente distintas. Dada a sua natureza sazonal, cada varve representa a sedimentação de um ano. Assim, é possível conhecer a duração do intervalo de deposição de uma sequência de varves em termos absolutos, contando seu número ou considerando sua espessura média.
MAGNETISMO REMANENTE OU PALEOMAGNETISMO
Corresponde a orientação dos domínios magnéticos no interior dos minerais sensíveis ao magnetismo (ferromagnéticos) induzida pelo campo magnético atuante quando da formação da rocha.
Sabemos que o campo geomagnético varia através do tempo, quer por migração dos pólos magnéticos, quer por inversão da polaridade. O estudo do paleomagnetismo permitiu estabelecer a posição dos pólos e as épocas de polaridade com o correr do tempo. A idade de uma rocha é determinável pela orientação dos minerais ferromagnéticos com relação à curva de migração do pólo. Para os últimos 5.000.000 anos, as épocas de polaridade são:
Época Tipo de polaridade duração (m.a.)
Brunhes normal 0,73 (até hoje)
Matuyama inversa 1,75
Gauss normal 0,92
Gilbert inversa 1,86
DENDROCRONOLOGIA
Determinação de idade através da contagem dos anéis de crescimento dos vegetais ou das cristas de crescimento dos corais.
BIBLIOGRAFIA
MENDES,J.C. -1984- Elementos de Estratigrafia. T.A.Queiros: EDUSP, São Paulo, 566p.
PEUCAT,J.J. & VIDAL,P. -1988- Geochronology. In: ZOUBEK,V., COGNÉ,J., KOZHOUKHAROV,D., KRAUTNER,H.G. - Precambrian in younger fold belts. European Variscides, the Carpathians and Balkans (International Geological Correlation Programe, project 22). Chichester, John Wiley. p. 49-67.