resumo do livro tempo geologico
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PAR
INSTITUTO DE GEOCINCIAS
FACULDADE DE GEOLOGIA
ESTRATIGRAFIA
PROFESSOR: Dr. AFONSO C. NOGUEIRA
ALUNO: ROBERTO COSTA ARAJO FILHO mat.: 11034001601
Resumo do livro: Tempo Geolgico. Autor: Don L. Eicher
Captulo 1- Evoluo dos Conceitos
No pensamento medieval egocntrico, a Terra constituiria um sistema fechado, com um incio no
muito distante do passado e um trmino no muito distante do futuro e isto se manteve at as concepes de
J. Hutton, em 1788. Na viso egocntrica, o universo incluia o sol arejado e impondervel, a lua, os planetas
e uma esfera celeste limitada que continha todas as estrelas. E absolutamente tudo girava em torno do nosso
planeta uma vez por dia.
No princpio do sculo XVII, Keppler e Galileu com o auxlio do telescpio, separadamente
defenderam o sistema celeste heliocntrico, rechaando a idia de um espao confinado rodeando a Terra
estacionria. O conceito de sistema geocntrico foi extinto gradualmente e deu lugar, aps meados do sculo
XVII, ao conceito de uma Terra dinmica, e, assim, muito mais complexa. O tempo ainda era um assunto
difcil de se debater. Os sbios cristos da poca, geralmente, aceitavam que a idade da Terra era de
aproximadamente apenas 6.000 anos.
Prximo ao final do sculo XIX, o ponto de vista de J. Hutton bem marcante e diferente do
pensamento medieval, interpretando a Terra como uma mquina quase eterna, na qual foras dinmicas
internas criavam esforos que, no correr do tempo, elevavam novas terras dos oceanos enquanto que outras
superfcies expostas estavam sendo erodidas ganhou destaque. Para Hutton, a Terra dinmica dos astrnomos
tambm tinha uma superfcie dinmica e um interior dinmico. Ao contrrio de seus predecessores, Hutton
sempre citava observaes verificveis e disse que o homem tem hoje diante de si todos os princpios e este
ponto de vista foi chamado uniformitarismo. A doutrina prevalescente na poca de Hutton sustentava que todas as rochas eram depsitos de um
oceano primitivo que outrora cobria toda a Terra e que quando a gua recuou, foram colocados mostra
todas as rochas em sua presente configurao e todas as feies da paisagem atual. Contudo, esse esquema
Netunista parecia ser vulnervel a observaes cientficas, pelo fato de que, por exemplo, rochas gneas, sedimentares e metamrficas foram consideradas como precipitados marinhos. Mas ainda assim, h dois
aspectos que tornaram esse esquema aceito em sua poca: o vasto mar primitivo assemelhava-se ao dilvio
bblico e tinha substrato teolgico e era defendido em aulas, com incio em 1775, ministradas pelo influente
pesquisador A. Werner, de Freiburg. Como resultado, o catastrofismo prevaleceu sobre o uniformitarismo de
Hutton.
Aspecto importante do Netunismo de Werner era de que a idade das rochas em todo ponto podia ser
determinada a partir de sua composio. Werner dividiu as rochas da crosta terrestre em sries distintas. O princpio de Werner logo criou dificuldades e na metade do sculo XIX cedeu lugar Lei da Sucesso
Faunstica. A idia de Hutton sobre o uniformitarismo, fracassou em conquistar a imaginao daquela poca.
Na poca de C. Lyell o conceito de Hutton de mudanas graduais atravs de causas fsicas existentes
assumiu uma liderana efetiva. Lyell estabeleceu o uniformitarismo, em substituio s doutrinas
catastrficas, fundando a moderna geologia histrica e introduziu o conceito de tempo ilimitado. Assim, a
doutrina uniformitarista foi bem sucedida aguando o progresso cientfico. Porm, Lyell rejeitou qualquer
processo discordante das leis naturais e que no fossem presentemente verificveis.
Hoje visualizamos um planeta em transformao, configuraes locais ao acaso podem se repetir,
contudo nunca perfeitamente a mesma duas vezes. O presente a chave do passado, uma sntese uniformitarista que abarca ambos os objetivos de Lyell. Refere-se ao conceito de que as propores de
atividade e importncia relativa dos processos atuais, sempre foram uniformes no passado geolgico e refere-
se idia da permanncia de leis naturais.
A idia de atividade geolgica, atravs da influncia de leis fsicas existentes, implica na condio
necessria de um imenso espao de tempo. Este conceito contribuiu significativamente nas atitudes
filosficas da civilizao moderna.
Charles Darwin (1809-1882) no inventou a idia da evoluo orgnica, porm, at sua poca a idia
nunca tinha tido ampla aceitao. Em seu trabalho, The Origin of Species, de 1859, Darwin provou com
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xito, a existncia da evoluo orgnica e o pensamento geolgico e todo o pensamento filosfico, nunca
mais foi o mesmo.
Darwin tomou as idias uniformitaristas de mudanas graduais atravs de causas existentes e
estendeu-as efetivamente no mbito da vida. Estava claro que o sucesso da sntese de Darwin dependia da
disponibilidade de uma tremenda quantidade de tempo geolgico. Surgiram, ento, vrias idias de se
entender a quantidade de tempo passado desde os primrdios da Terra.
E. Halley, em 1715, sugeriu determinar o contedo salino do mar com grande preciso e ento
repetir a determinao uma dcada aps para tentar estimar a idade da Terra. Gelogos do final do sculo
XIX, acreditavam que se pudessem estabelecer a taxa de deposio em ambientes sedimentares modernos,
poderiam estimar o tempo representado por anlogas unidades de rochas antigas. A maior dificuldade
consistia em estimar taxas de deposio em grandes espessuras.
A mutilao drstica do tempo geolgico de Kelvin resultou em uma renncia da evoluo orgnica
atravs da seleo natural. As determinaes em minas profundas de muitas reas mostraram um substancial
e bastante uniforme aumento de temperatura com a profundidade. Este gradiente trmico indicaria que o
calor est fluindo do interior quente para a zona fria externa da crosta, por onde escapa. A perda de calor
pode ser medida e Kelvin argumentou que, se pela perda de calor a Terra est se tornando progressivamente
mais fria, ento em tempos passados ela deve ter sido mais quente.
H apenas alguns milhes de anos, de acordo com Kelvin, o Sol era consideravelmente mais quente
que agora, e dentro de alguns milhes de anos estaria fornecendo Terra muito menos energia que
atualmente. Os paleontlogos e bilogos evolucionistas, embora se recusando a concordar com as
estimativas precisas de Kelvin, podiam oferecer, em rplica, apenas argumentos qualitativos, que foram
geralmente ignorados.
Em 1896, H. Becquerel descobriu que o urnio emite raios que podem realmente ativar placas
fotogrficas em escurido total. Becquerel denominou esta propriedade totalmente insuspeita do urnio de
radioatividade. Em adio, a energia radioativa pareceu ser a chave do mistrio do calor do Sol. Finalmente,
para refutar os argumentos de Kelvin demandando uma Terra jovem e Sol jovem, a radioatividade forneceu o
ltimo instrumento para medir o tempo geolgico com a devida preciso.
Os especialistas interessados na idade total da Terra comumente consideram o princpio quando a
Terra alcanou a sua presente massa. Antes do princpio, processos csmicos desconhecidos estavam
produzindo a matria, como a conhecemos hoje. o tempo, desde o incio da Terra, que constitui
propriamente o tempo geolgico.
Captulo 2- O Registro Litolgico
As rochas a que temos acesso constituem nosso nico registro da histria da Terra. Por meio das suas
caractersticas fsicas e pelo registro fssil, cada uma delas a partir da leitura que fazemos nos ajuda a
reconstruir o passado. Existem trs grandes grupos de rochas: gneas, sedimentares e metamrficas e cada
grupo formado em um ambiente e por processos caractersticos. Para se entender a histria de uma rea
necessrio estabelecer a sequncia correta de eventos histricos e assim fazer correlao com outras reas
para se obter a equivalncia temporal.
Caso uma rea esteja prxima a outra bem datada possvel correlacion-las por meios fsicos,
contudo se a tal rea estiver isolada ela s poder ser enquadrada na datao por meio dos fsseis ou dos
minerais radioativos (idades radiomtricas) encontrados.
As rochas sedimentares so as que fornecem o registro mais completo da histria da Terra, pois, elas
compem 75% das rochas expostas e somente elas se formam a temperaturas e presses normais na
superfcie da Terra. E so as nicas que podem conter fsseis, sendo estes no somente registros da histria
da vida, mas tambm os melhores instrumentos para correlao. A importncia dessas rochas originou, nos
meados do sculo dezenove, o termo estratigrafia para ser aplicado no estudo de sua histria. A
caracterstica mais evidente das rochas sedimentares a estratificao.
H uma classificao que distingue duas categorias de rochas sedimentares, a detrtica, formada por
fragmentos de rochas pr-existentes, e a qumica, formada de precipitados qumicos orgnicos ou
inorgnicos. As caractersticas de uma rocha sedimentar dependem em primeiro lugar da natureza do
sedimento do qual se formou. A natureza de um sedimento detrtico depende do material original na rea
fonte; do clima e relevo; dos mecanismos de transporte e do ambiente da rea de deposio.
Variaes sbitas em ambientes sedimentares podem ser responsveis por diferenas substanciais no
tipo de rocha sedimentar produzida. Variaes fsicas significantes incluem taxa de subsidncia, pH,
salinidade e temperatura da gua. A atividade biolgica importante durante e aps a sedimentao. As
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caractersticas das rochas sedimentares so influenciadas tanto pelo ambiente sedimentar, mas tambm pelos
processos ps-deposicionais, nos quais ocorre litificao e diagnese. As rochas sedimentares documentam
tanto o ambiente como tambm o tempo.
Quando se estuda um arenito, investiga-se tanto a textura como a composio. A textura compreende
o tamanho dos gros e seleo. O material detrtico muito fino que preenche o espao entre os gros maiores
denominado matriz. A composio de um arenito determinada primariamente pelo material detrtico e
parcialmente pelo cimento, porm alguns poros no so preenchidos, permitindo que o arenito transmita
fluidos.
Os calcrios so as rochas sedimentares mais estudadas. A nica generalizao aplicvel a todos eles
que todos se formam em reas onde no sejam disponveis grandes quantidade de detritos terrgenos. A
gua em que se formam pode ser rasa ou profunda, marinha ou no-marinha, e o agente sedimentar primrio,
inorgnico ou inteiramente orgnico.
Grosseiramente, os ambientes da superfcie da Terra podem ser divididos em ambientes de eroso e
de sedimentao. reas de eroso so reas onde geralmente ocorreu elevao, e reas de acmulo so reas
tipicamente de subsidncia ntida. Assim, a formao de rochas sedimentares um rearranjo de material na
superfcie da terra.
As mais espessas acumulaes de rochas sedimentares ocorrem em grandes cintures, com centenas
de quilmetros de comprimento, chamados geossinclinais. Enquanto existem, os geossinclinais recebem uma
espessura de sedimentos vrias vezes maior que as reas estveis entre eles, e desta forma, as discordncias
nos geossinclinais so menos numerosas e de menor durao do que nas regies estveis. As regies
estveis, caractersticas do interior de reas continentais, so chamadas plataformas. As discordncias so
numerosas e o registro geolgico muito menos completo do que em geossinclinais.
Em 1917, J. Barrel interpretou os denominados diastemas como o produto de flutuaes do nvel de
base. reas de eroso jazem acima do nvel de base e reas de deposio abaixo. Porm, o nvel de base est
sujeito a flutuaes. Barrel visualizou todos os fatores que influenciam o nvel de base subsidncia da bacia, clima, suprimento de sedimento, atividade das ondas, e assim por diante. O ponto principal de Barrel
o da amplitude da sedimentao ser governada pela amplitude da subsidncia.
Uma discordncia uma grande descontinuidade no registro geolgico, formada quando a deposio
cessou por um tempo considervel. Resulta quase sempre de sua elevao, causando a eroso de alguns dos
registros previamente formados. A magnitude da discordncia medida pelo intervalo total de tempo para o
qual no h registro sedimentar. Existem trs tipos de discordncia: discordncia angular; No-conformidade
e Disconformidade. As camadas sedimentares limitadas por discordncias de ampla distribuio constituem
unidades distintas, chamadas sequncias em um sentido formalizado.
Os sedimentos podem registrar o ambiente de sedimentao onde se formaram e o tempo em que se
formaram. Os ambientes determinam caractersticas fsicas e qumicas das camadas sedimentares, tais como
composio, acamamento e estruturas internas.
A estratificao causada por uma mudana nos materiais em deposio ou em condies de
deposio. Em ambientes onde correntes acumulam sedimentos em barreiras, dunas, marcas ondulares, ou
outras superfcies irregulares, o acamamento forma-se realmente com um ngulo com a superfcie de
acumulao, e o depsito diz-se possuir acamamento ou estratificao cruzada.
Diversos tipos de estruturas podem ocorrer nos planos de acamamento como resultado de marcas no
fundo ou sola, da camada superior ou no topo da camada inferior. Marcas na base de camadas de arenitos ou de calcrio so em geral moldes de impresses formados sobre a superfcie de uma camada inferior de
folhelho. Estas marcas incluem: estruturas de sobrecarga, estruturas de correntes, moldes formados em pistas
ou buracos de animais. Estruturas no topo de camadas incluem: marcas onduladas, gretas de contrao,
marcas erosivas formadas por correntes, pegadas e pistas de animais e impresses de gotas e borbulho de
chuva. As estruturas mais comuns que ocorrem no interior de camadas so concrees e acamamento
rompido ou deformado.
As estruturas sedimentares podem ser de grande auxlio na interpretao do ambiente. Os tipos de
rochas podem variar verticalmente devido a mudanas ambientais e lateralmente devido a diferenas de
condies ambientais no espao. Os aspectos laterais diferentes da unidade estratigrfica so denominados
de fcies sedimentares. Mudanas laterais em qualquer caracterstica fsica podem ser denominadas litofceis
para diferenci-las de qualquer biofceis. O termo fceis implica que as camadas sejam da mesma idade. Uma dificuldade na anlise de fceis manter relaes de escala em seo transversal numa
perspectiva adequada. comum usar exageros verticais de espessuras, nos quais a altura da seo transversal
aproximadamente a mesma que a largura. Onde a espessura exagerada, os ngulos entre linhas de tempo
e limites de rochas so tambm exageradas.
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Captulo 3- Unidades Estratigrficas
N. Steno, em 1669, pioneiramente constatou o princpio da superposio nas rochas estratificadas e
ainda a importncia do princpio da horizontalidade original. Em 1760 G. Arduino classificou as rochas da
mesma regio em trs categorias principais: primrias, secundrias e tercirias. J. Lehmann em 1766 e G.
Fuchsel em 1761 estavam aplicando separadamente o princpio da superposio em duas reas da Alemanha.
Com muitas incertezas quanto s divises estratigrficas A. G. Werner fez seu pronunciamento
afirmando que as unidades litolgicas individuais eram distribudas universalmente. Esse esquema de
Werner colapsou aps dcadas, pois, houve a constatao eventual de que sequncias estratigrficas diferem
drasticamente entre localidades amplamente espalhadas.
Posteriormente queda do esquema Werneriano, as rochas estratificadas pareciam criar mais
problemas do que antes. Teve-se ento, a necessidade de um novo instrumento pelo qual as unidades
pudessem ser categorizadas e reconhecidas amplamente. W. Smith descobriu este instrumento nos fsseis.
Smith reconheceu e delimitou numerosas unidades de rochas sedimentares, e logo divulgou que cada unidade
sucessiva continha sua prpria assemblia diagnstica de fsseis pelas quais podiam ser distinguidas de
outras unidades de diferentes idades.
Na poca de Smith, os fsseis eram claramente compreendidos como restos de organismos outrora
viventes, mas nem sempre foi assim, como na Idade Mdia. G. Cuvier, em 1812, enfatizou as sequncias
mutantes das faunas, cada uma representando uma idade particular, e estabeleceu a realidade da extino das
espcies, e concluiu que todas as rochas revelavam uma complexidade crescente da vida. Tornou-se possvel
definir unidades maiores de rochas sedimentares e, usando seus fsseis distintivos, distinguir seus
correspondentes temporais em lados opostos dos oceanos, mesmo as rochas diferindo. Estas unidades
estratigrficas tornaram-se conhecidas como sistemas geolgicos.
O estudo da sequncia eopaleozica, Pas de Gales, por A. Sedgwick e R. Murchinson resultou em
1835 na designao dos Sistemas Cambriano e Siluriano. Murchinson documentou os fsseis abundantes de
suas camadas silurianas, mas as camadas de Sedgwick eram pobremente fossilferas, do Cambriano.
Lapworth props o nome Sistema Ordoviciano, para incluir o intervalo disputado entre os nveis Cambriano
e Siluriano, com os limites deste sistema sendo apenas de natureza paleontolgica.
Em 1840, Murchinson e Sedgwick denominavam conjuntamente o Sistema Devoniano para as
rochas de Devonshire na Inglaterra. As rochas so fossilferas e foram as suas faunas distintivas que levaram
a sua identificao como Devoniano. W. Coneybeare e W. Phillips propuseram o nome Carbonfero
(portador de carvo) para as camadas do centro-norte da Inglaterra que continham camadas de carvo,
propondo o sistema seguindo o valor dos fsseis para sua correlao.
Murchinson, em 1841, denominou o Sistema Permiano na provncia de Perm, na Rssia, que
consiste em grande espessura de calcrios superpondo-se s camadas carbonferas, que pode ser identificado
em reas distintas por seus fsseis caractersticos.
O termo Trissico foi introduzido por F. Von Alberti, em 1834, para uma sequncia de rochas com uma marcante diviso tripartida. Nos Alpes, uma sequncia completa de faunas marinhas forneceu o padro
de referncia para a correlao mundial do Trissico. A. Von Humboldt aplicou o termo Jurssico para as camadas das Montanhas Jura no norte da Sua, considerando-a no esquema netunista. L. Von Buch, em
1839, redefiniu o Jurssico como um sistema. O. dHallouy, props em 1882, o termo Cretceo para as camadas circundando a Bacia de Paris. Derivando da palavra latina para giz, inteiramente descritivo. Inclui
outras litologias alm das camadas de giz, mesmo na sua rea-tipo.
Do Tercirio, as Sries, Eoceno, Mioceno e Plioceno, foram definidas por C. Lyell em base das
propores relativas de fsseis viventes e extintos contidos em cada uma. A. Von Beyrich acrescentou
posteriormente o Oligoceno e W. Schimper, a Srie Paleoceno. Em 1829, J. Desnoyers, props o termo
Quaternrio na Frana para camadas muito jovens. Ele inclui a Srie Plesistoceno, que constitui depsitos formados durante as idades glaciais, e a Srie Recente.
Alguns sistemas geolgicos foram estabelecidos sobre litologias distintivas e outros sobre contedo
faunstico distintivo. A maioria dos limites foi escolhida em quebras no registro geolgico. Os sistemas
geolgicos que so materiais desenvolveram-se com o conceito de tempo histrico, que abstrato. As rochas
formadas durante um especfico intervalo de tempo so chamadas unidades cronoestratigrficas e os sistemas
geolgicos so as unidades cronoestratigrficas bsicas da geologia histrica, totalmente independentes de
tipos de rocha ou espessura. Com as caractersticas fsicas e dos fsseis das camadas, pode-se ler uma
histria local.
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Para se reconhecer unidades cronoestratigrficas devem-se estabelecer correlaes diretamente com
a seo-tipo ou com sees intermedirias que foram correlacionadas com a seo-tipo. O mtodo mais
seguro para correlacionar as rochas o uso de zonas fossilferas que contm espcies fsseis diagnsticas. As
unidades cronogeolgicas abstratas que correspondem aos sistemas so os perodos geolgicos.
Os perodos geolgicos so reunidos em unidades cronogeolgicas maiores chamadas eras e
divididos em unidades cronogeolgicas menores chamadas pocas. As duas divises maiores do tempo
podem ser chamadas eons.
Zonas so consideradas como tipos separados de unidades estratigrficas denominadas unidades
bioestratigrficas, e sendo objetivas, podem ser interpretadas por sua significncia no tempo, biogeografia,
ou ambiente. Unidades litolgicas so corpos de tipos de rochas, as pores objetivas visveis de uma
sequncia estratigrfica local. As unidades litolgicas so o produto de um ambiente deposicional particular
ou uma alternncia de ambientes deposicionais relacionados. As unidades litolgicas so limitadas por
mudanas verticais na litologia ou por quebras significantes na continuidade da sedimentao.
As maiores exposies de rochas pr-cambrianas ocorrem em vastas reas chamadas escudos e desde
o tempo de sua formao os escudos tm sido estveis, e nunca foram soterrados profundamente por
depsitos de camadas mais jovens. As rochas pr-cambrianas no possuem fsseis diagnsticos, no
podendo ser correlacionadas entre reas distantes, e da a classificao cronoestratigrfica baseada em
sistemas e sries, no ter sido vivel.
Captulo 4- Correlao Fsica e Paleogeografia
Camadas exatamente correlatas formam-se exatamente ao mesmo tempo. As camadas so limitadas
por planos de tempo, cada um deles representando a superfcie slida da Terra como existiu em alguma
poca no passado geolgico.
Usa-se comumente o termo correlao para se referirem, tambm, simples continuidade fsica das unidades litolgicas e isto diferente de equivalncia temporal. Em algumas reas estruturas
sedimentares e fsseis so raramente observados. Ento, necessrio confiar nas propriedades fsicas das
rochas, obtidas, por exemplo, atravs de perfis eltricos.
H mtodos fsicos vlidos para se estabelecer equivalncia temporal de rochas, como h mtodos
fossilfero vlidos. Fceis e correlaes devem ser elucidadas juntas. O contato entre unidades litolgicas
gradacionais escolhido um tanto arbitrariamente. De afloramento a afloramento o contato definido ocorre
em camadas progressivamente mais altas ou mais baixas medida que a fceis sofre mudana lateral.
Camadas individuais, ou lminas que no possuem qualquer plano de estratificao, resultam de
episdios separados de deposio. Demarcar uma camada individual, ento, demarcar o registro de um
nico evento essencialmente iscrono. Mesmo uma camada depositada apenas sobre algumas dezenas de
quilmetros quadradas pode ser de grande valor na correlao do registro estratigrfico. Se esta camada pode
ser reconhecida em toda sua extenso por alguma peculiaridade especial, considerada uma camada-guia.
As camadas de bentonita so valiosas na correlao fsica e onde podem ser delimitadas regionalmente,
constituem as camadas-guia ideais para correlao.
Evento que pode influenciar o registro estratigrfico a mudana eusttica do nvel do mar, que afeta
o nvel do mar simultaneamente no mundo inteiro. Raramente o tectonismo afetou os processos
sedimentares em mbito continental, exceto o tectonismo de grande escala dos assoalhos submarinos que
podem realmente ter ocasionado variaes maiores do nvel do mar, que por sua vez produziu regresses e
transgresses essencialmente sincrnicas em amplas regies costeiras.
Varves so pares de camadas produzidas por variaes climticas sazonais. Um depsito vrvico
consta, assim, de uma sequncia repetitiva de ciclos anuais. As correlaes baseadas em varves so teis em
circunstncias especiais, sendo mais comuns em depsitos de lagos glaciais.
Minerais magnticos de xidos de ferro podem possuir sua polaridade magntica orientada com
qualquer campo magntico ento existente, produzindo o magnetismo remanescente. Medidas
paleomagnticas em rochas de diferentes idades no mundo todo indicam que os plos magnticos da Terra
gradualmente mudaram de posio com relao aos continentes atravs do tempo geolgico. Isto se chama
migrao polar e fornece um meio potencial para correlao.
Os mapas de litofceis simplesmente mostram a distribuio de rea dos tipos de rocha de uma certa
idade. A partir de inferncias baseadas em fceis, possvel elaborar um mapa ambiental. Os mapas que
mostram a geografia ambiental aproximada inferida de relaes faciolgicas de rochas antigas, so chamados
mapas paleogeogrficos, que representam, idealmente, instantes no tempo, e necessita-se de uma srie deles
para a deduo da sequncia de eventos ocorridos durante um episdio deposicional.
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A teoria da deriva continental recebe forte apoio de estudos recentes do paleomagnetismo, mas o
mecanismo real da deriva suscita problemas to difceis que numerosos cientistas da Terra permanecem
cticos. Uma sequncia notavelmente similar de camadas de idade carbonfera a jurssica na frica, Amrica
do Sul, ndia e ilhas do hemisfrio sul do sustentao a deriva continental. As camadas so principalmente
de origem no-marinha, e a histria geolgica similar que indicam tende a sustentar a idia de que quando
formaram, todas as terras do hemisfrio sul eram parte do mesmo supercontinente, chamado de Terra de
Gonduana.
As medidas paleomagnticas preliminares sugerem que nenhum continente compartilha da mesma
curva de migrao polar. As pores mesozicas das curvas de migrao polar divergem, sugerindo ser esta
a poca em que os continentes comearam a se separar.
H ainda evidncias recentes das idades radiomtricas Pr-cambrianas, e seguindo esta linha,
gelogos examinaram a datao de uma larga faixa do Escudo Brasileiro prximo costa Atlntica. Eles
descobriram duas provncias de idades distintas que aparecem ser as correspondentes s Provncias Ebrnea
e Pan-Africana, (no continente africano) mas o limite separando os dois grupos distintos de idades cai
exatamente onde se supunha, sugerindo que as duas reas de escudo foram unidas um dia.
Os defensores da deriva continental visualizam o fluxo plstico dentro do manto slido da Terra
como o mecanismo que move os continentes, fluxo causado por aquecimento profundo que produz
correntes de conveco. MacDonald sugeriu que as diferenas trmicas e estruturais entre as regies ocenicas e continentais se estendem a profundidades de vrias centenas de quilmetros. Se os continentes
realmente possuem razes estruturais e trmicas que se estendem a grandes profundidades, difcil admitir um movimento relativo de grande escala entre eles e as bacias ocenicas.
Captulo 5- Bioestratigrafia
A bioestratigrafia cuida do reconhecimento e interpretao das unidades bioestratigrficas, que so
camadas contendo fsseis particulares. Elas so unidades definidas pelo seu contedo fossilfero diretamente
observvel. Uma vez reconhecidas, elas podem ser interpretadas como zonas cronoestratigrficas, ou pela
sua significao ambiental ou biogeogrfica. Embora ambientes similares ocorrendo em pocas muito
diferentes no passado geolgico produziram comumente rochas sedimentares semelhantes, ambientes
similares muito espaados no tempo nunca sustentaram as mesmas faunas e floras.
Os seres vivos esto distribudos em padres locais complexos governados pelos ambientes, e em
regies geogrficas especficas, limitadas por barreiras de disperso. A paleoecologia e a paleobiogeografia
so as cincias da ecologia e biogeografia aplicadas aos fsseis. A partir da diversidade ecolgica e
geogrfica dos seres vivos atuais, infere-se que sempre deve ter ocorrido uma diversidade similar no passado
geolgico. Esta suposio fornecida pela variedade orgnica nas rochas sedimentares. Camadas de mesma
idade contem uma diversidade geogrfica de organismos fsseis to grandes como atualmente.
Para se acomodarem a mudanas, as populaes de animais e plantas, desde o incio, evoluram
lentamente atravs da seleo natural das mutaes caticas que trouxeram s espcies melhor ajuste com as
condies ambientais oscilantes. O processo evolutivo tem sido unidirecional e no reversvel.
Se as faunas e floras do passado geolgico no tivessem sido confinadas a comunidades biticas e
provncias biogeogrficas como so atualmente, e se todas as mudanas evolutivas tivessem sido ao mesmo
tempo simultneas, ento o zoneamento mundial seria extremamente fcil. Na ausncia de variaes laterais
de biofceis, os fsseis no forneceriam qualquer auxlio na identificao de ambientes antigos diferentes.
Com a discriminao, os fsseis permitem tanto interpretaes ambientais como temporais.
O aparecimento de uma espcie nas rochas de uma dada regio pode representar evoluo na rea, o
rompimento de uma barreira em algum lugar mais, ou meramente a oscilao de um ambiente favorvel. As
camadas que contem assemblias diferentes podem ser chamadas zonas de associao. As zonas de associao refletem um ambiente particular ou um conjunto de ambientes relacionados.
Nenhuma planta ou animal viveu durante todo o tempo geolgico. Cada espcie evoluiu de algum
ancestral e teve, assim, um comeo. Se hoje extinta, ela teve tambm um final. Cada espcie extinta deve,
portanto, dividir o tempo geolgico em trs partes: o tempo antes que evolusse, o tempo durante a sua
existncia, e o tempo desde que se tornou extinta.
Todas as rochas depositadas em qualquer lugar durante o tempo total de sua existncia, contenham
ou no restos, so chamadas a biozona da espcie. As camadas depositadas durante o tempo em que uma
espcie viveu em uma provncia foram designadas de teilzonas da espcie. As teilzonas so reconhecidas
pela determinao emprica de ocorrncia estratigrfica total da espcie dentro da provncia. Todas as
interpretaes cronoestratigrficas em bioestratigrafia repousam nos limites de biozonas e teilzonas.
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As zonas cronoestratigrficas mais estreitas e com os limites mais consistentes fornecem as
correlaes mais acuradas. As zonas baseadas em amplitudes que se superpem tm sido chamadas zonas de
amplitude concorrentes. As zonas deste tipo foram imaginadas e usadas extensivamente (1856-58) por Albert
Oppel nas rochas jurssicas da Europa, e ningum, desde a poca de Oppel, foi capaz de planejar um tipo
mais preciso e de confiana de zona fossilfera cronoestratigrfica. As zonas de amplitude concorrentes so
unidades cronoestratigrficas particularmente versteis. Visto que elas incluem fsseis de depsitos
formados em muitos ambientes, suas fronteiras tendem a ser independentes de variaes na litologia e
espessura estratigrfica. As zonas de amplitude concorrentes podem somente ser reconhecidas dentro de uma
nica provncia biogeogrfica.
O termo fsseis-ndices sugere maioria dos paleontlogos uma espcie razoavelmente abundante, distinta, estritamente limitada no tempo, e de grande distribuio geogrfica. As espcies que realmente
possuem estes atributos constituem ajuda valiosa na correlao. Os assim chamados fsseis-ndices aparecem
tipicamente no registro estratigrfico completamente formados sem qualquer indicao da linhagem
ancestral. Esta uma razo pela qual so distintivos, mas as linhagens de tais espcies so pobremente
conhecidas. Se houver alguma fase na histria de uma espcie em que a abundncia numrica seja um
mximo distinto, e se esta abundncia for realmente registrada em toda parte nas camadas que a contm,
ento o uso de epboles (ou zonas de abundncia maior) como unidades cronoestratigrficas seria teoricamente seguro. As epboles podem ser usadas para ajudar a demarcar camadas localmente.
A. Shaw descreveu um mtodo quantitativo de correlacionar duas ou mais sees por meio dos
fsseis que possuem em comum. Essencialmente uma tentativa estatstica, este mtodo tem o mrito de
reforar todos os eventos potencialmente com significado temporal em sees locais, enquanto subordina a
seleo de limites de zonas frequentemente arbitrrias.
Se a sedimentao iniciou primeiro e terminou depois numa seo, ento suas pores inferior e
superior no sero equivalentes a qualquer parte da segunda seo, mas a primeira ser mais antiga, e a
ltima mais nova. A linha de correlao resultante inicia-se e termina com um terrao. Apenas os pontos
exatamente sincrnicos cairo na linha de correlao. Uma vez estabelecida a linha de correlao, ela pode
ser expressa por duas equaes de correlao:
^ ^
Com as equaes de correlao para duas sees, as amplitudes de fsseis de qualquer nmero de
outras sees podem ser compostas com elas. O resultado um padro composto que representa a
distribuio estratigrfica total de todos os fsseis de uma regio.
Captulo 6- A Datao Radiomtrica
Os tomos radioativos possuem um processo de desintegrao de seus ncleos, denominado
radioatividade. Um tipo especfico de tomo, que caracterizado por nmero atmico e nmero de massa
particulares, denominado um nucldeo. Os nucldeos que possuem o mesmo nmero atmico, mas nmeros
de massa diferentes so chamados istopos de um dado elemento qumico. Na desintegrao radioativa, o
ncleo atmico emite uma partcula alfa ou uma partcula beta, ou captura um eltron. Pode-se estabelecer a
probabilidade de desintegrao por meio de uma constante de desintegrao, , que indica a proporo de tomos radioativos existentes que se desintegram em uma unidade de tempo.
Os mtodos de datao radiomtrica so baseados ou na acumulao de filhos atmicos produzidos
por um pai radioativo, ou na depleo de um nucldeo radioativo pai. A datao da maioria de rochas e
minerais utiliza o mtodo da acumulao. Quando se formou uma rocha ou gro mineral, com o nucldeo
radioativo, no continha qualquer filho radiognico. A razo filho/pai era zero e a idade indicada era zero.
Conhecendo-se a constante de desintegrao do pai radioativo, necessita-se apenas medir a
proporo de nucldeos filhos e pais (D/P) no sistema de modo a calcular o tempo, em anos antes do
presente, em que o sistema se originou. O tempo chamado de idade radiomtrica do sistema. O nucldeo
filho, produzido por desintegrao radioativa em um sistema, chamado radiognico. A quantidade deste
nucldeo incorporada no sistema, quando se formou, chamada quantidade original e representa uma
amostra do elemento comum existente na data e lugar em que o sistema se formou. O elemento comum
contm tanto os nucldeos radiognicos, que se desintegraram em sistemas abertos atravs do tempo
geolgico, como a poro primordial presente quando a Terra se formou.
Entre as dezenas de nucldeos radioativos que ocorrem na natureza, Urnio-235, Urnio-238,
Rubdio-87 e Potssio-40, forneceram todas as idades radiomtricas para rochas antigas.
e X= a2 + b2Y
Y= a1 + b1X
-
Todo urnio de ocorrncia natural contm urnio-238 e urnio-235 na proporo de 137,7/1, e da
esses dois nucldeos radioativos separados fornecem uma verificao mtua na determinao das idades. A
datao urnio-chumbo foi de incio aplicada mais a minerais de urnio como pechblenda e uraninita.
Entretanto, estes minerais so raros. As restries foram superadas h poucos anos por mtodos analticos
delicados e capazes de medir minsculas quantidades de urnio e chumbo num mineral amplamente
espalhado, o zirco (ZrSiO4).
Atravs do tempo geolgico, a composio isotpica de chumbo comum evoluiu na Terra, do
chumbo primordial, por adio dos derivados radiognicos chumbo-206, chumbo-207 e chumbo-208, a partir
da desintegrao de urnio e trio. O chumbo comum removido em uma dada poca de um nico ambiente
em constante evoluo urnio-trio-chumbo denominado chumbo de um estgio, e estes chumbos
fornecem a base para o mtodo de datao do chumbo comum.
O rubdio-87 radioativo, que constitui 28% de todo o rubdio natural, desintegra-se por uma fase beta
nica em estrncio-87. As idades rubdio-estrncio so obtidas de suas taxas nos minerais contendo rubdio.
Alm de valioso para rochas gneas, a datao por rubdio-estrncio tem sido aplicada com maior sucesso
para rochas metamrficas que qualquer outro mtodo.
Algumas rochas gneas e metamrficas no contem minerais com propores particularmente altas
de Rb/Sr, e outras possuem granulao to fina de modo que tais minerais podem ser separados apenas com
grande dificuldade. Para estas foi planejado o mtodo de rocha total no qual vrias amostras de rocha so
analisadas sem se separar os minerais componentes.
Todo potssio de ocorrncia natural contem uma proporo fsica muito pequena de potssio-40, o
istopo de potssio radioativo. O potssio-40 possui um alto potencial de datao para muitos tipos de rochas
diferentes. Quantidades muito pequenas de argnio podem ser medidas com grande preciso. O mtodo de
rocha total potssio-argnio possui grande potencial para reas vulcnicas geologicamente novas, no
datveis previamente.
O carbono-14 um istopo radioativo raro que ocorre naturalmente na atmosfera e em plantas e
animais viventes. No mensurvel em material orgnico mais antigo que 40 000 anos. A idade do material
contendo carbono no determinada pela taxa pai-filho, mas pela taxa de carbono-14 com relao a todo o
outro carbono na amostra. A datao por mtodo radiocarbono til apenas para a ltima breve poro do
tempo geolgico, mas uma intensa atividade geolgica ocorreu dentro deste curto intervalo de tempo.
Substncias contendo carbono foram datadas com sucesso, como madeira, carvo, ossos, folhas,
manuscritos, corda, conchas marinhas, entre outros.
A datao de sedimentos marinhos profundos levantam um grande problema. Apenas poucos
centmetros do topo caem tipicamente dentro da amplitude de 40000 anos do carbono-14. O problema foi
atacado usando-se istopos radioativos produzidos na srie de desintegrao do urnio. O urnio permanece
em grande parte em soluo no mar, mas o trio precipita-se rapidamente. O trio-230, produzido na srie de
desintegrao de urnio-238 no mar, incorporado aos sedimentos do fundo ocenico. O mtodo Trio- 230/
Protactnio- 231 outro usado na datao de sedimentos de mar profundo.
Estamos ainda a uma longa distncia de possuir uma escala quantitativa de tempo com preciso,
principalmente porque provou ser uma tarefa difcil ligar idades radiomtricas a rochas sedimentares cuja
posio na escala de tempo geolgico seja conhecida. A escala de tempo radiomtrica est ainda em estgio
de formao. Os refinamentos futuros nesta escala de tempo sero fornecidos pelos mesmos meios que
ligaram as idades radiomtricas a camadas sedimentares no passado: usando intrusivas gneas confinadas,
rochas vulcnicas intercamadas ou minerais autgenos nas prprias camadas.
No Pr-cambriano, as rochas gneas e metamrficas fornecem a vasta maioria das idades de
confiana. Os episdios gneos e metamrficos afetaram grandes reas e podem ser usados como a base para
as unidades cronoestratigrficas maiores.
Os meteoritos fornecem a evidncia crtica para a idade da Terra. Os meteoritos de ferro contm
quantidades apreciveis de chumbo, mas quantidades to extremamente pequenas de urnio e trio que o
chumbo, em alguns deles, no est contaminado por chumbo radiognico e pode ser considerado uma boa
amostra de chumbo primordial. Pode-se datar a Terra pelo mtodo urnio-chumbo tratando-a como um
sistema fechado, como qualquer amostra mineral radioativa. As idades radiomtricas de rochas antigas,
usando-se mtodos diferentes, so compatveis.
Na contramo das dataes radiomtricas, J. Wells props ser possvel inferir o nmero de anos
decorridos dentro de uma poro da escala de tempo geolgico, observando-se o crescimento dos anis dos
corais paleozicos. Dentro desta perspectiva, tal anlise poderia ser concebida como parmetro de
entendimento da grandeza do tempo geolgico, o que necessita ainda de muitas pesquisas que possam
estender-se a animais e plantas para se obter indicaes de tempo quantitativo confiveis.