A escala do tempo geológico e a história da Terra

"Se você puder olhar para dentro das sementes do tempo e descobrir
qual vai nascer e qual não vai, então não esqueça de me contar."
WILLIAM SHAKESPEARE
Cronologia da Terra 247
Cronologia do sistema Terra 248
Reconstrução da história geológica por
meio da datação relativa 249
Tempo isotópico: adicionando datas à
escala do tempo geológico 259
Datações confiáveis: utilizando três
linhas de evidências 264
E
mboraa Terra pareça ser sólida e estável na escala
de tempo humana, não há um só lugar sobre ela que
não esteja se movendo, embora vagarosamente, tan-
to vertical como horizontalmente. Os processos geológicos
que modelam a superfície terrestre e dão estrutura ao seu
interior ocorrem há milhões de anos. Nessa escala de tem-
po, continentes, oceanos e montanhas moveram-se por
grandes distâncias. Um dos trabalhos essenciais do geólogo
é entender os padrões e as taxas desses movimentos.
Neste capítulo, abordaremos alguns métodos com
os quais os geólogos trabalham com esses intervalos
extraordinariamente longos de tempo, tanto para en-
tender os processos como para reconstruir a história geológica do planeta.
Uma das mais importantes razões para ajustar os processos geológicos em sua se-
qüência correta é entender a evolução do planeta que vemos hoje. Quando as Montanhas
Rochosas foram formadas? Por que a Terra sofre freqüentes idades do gelo, com gelei-
ras do tamanho de continentes? O que estava acontecendo no Leste da África na época
em que os humanos primitivos lá viviam? Para responder esses tipos de questões, preci-
samos de instrumentos para organizar e datar o registro das rochas. Necessitamos de um
calendário geológico para determinar a seqüência na qual as camadas rochosas se forma-
ram em suas respectivas idades e precisamos, também, de um método de comparação
das idades das rochas situadas em continentes separados. Dois séculos de pesquisa geo-
lógica moderna resultaram em tal instrumento: a escala do tempo geológico. Essa esca-
la permite que os cientistas determinem a idade da Terra, para revelar as complexas his-
tórias geológicas e, mesmo, estudar a origem e a evolução da vida.
ologia da Terra
Os geólogos diferenciam-se dos demais cientistas devido à forma como encaram o
tempo. Os físicos e os químicos estudam processos que duram somente as últimas fra-

2481 Para Entender a Terra
1 / /
Relógios
Um bilhão Um milhão Um milhar Um Um Um Uma Um Um Um milésimo
de anos de anos de anos ano mês dia hora minuto segundo de segundo
e!e::..: ---r-----,~--.-~_1°t-19---.1-rI-,_1-+1_6--'I--'I.--.-_1+-r--nIIr-T~----I11_0---'---1 --rr1~_1+1-_3---.W 'r,I (:"['_2.....1~I_l-,O~
/ I I I ""- ,,""-"" / / / 4
Idade Tempo de soer- Tempo de ex- Tempo Erosao rnen- Inundações Ondas de ter- Tempo para Processos
da guimento de pansão do as- de vida surável de remotos propa- 'que uma onda nucleares
uma cordilheira soalho do
Terra montanhosa Atlântico até 1 de um rios e costas gando-se sonora seja
até 3_000 m km de largura humano litorâneas através e ao detectada por
de altura a uma a uma veloci- redor da Terra um ouvido
velocidade de dade de 4 humano
0,2 mm/ano em/ano
Processo
ou evento
Mecanismo
de contagem
do tempo
1 D - d··~ecairnento ra ioativo
.1--Calendários
~""'I'"Somente Fósseis
microrganismos com
fósseis concha
Registros
históricos
Figura 10_1 Tempo necessário para alguns processos e eventos geológicos comuns. Os tempos são dados em ordem de magnitude.
A escala é logarítmica, isto é, tem iguais divisões entre sucessivas potências de 10.
ções de um segundo: a separação de um núcleo atômico, uma
rápida reação química. Outros cientistas efetuam experimentos
que duram minutos, horas ou dias. Os geólogos, ao contrário
disso, tratam de processos da Terra que se desenvolvem numa
grande multiplicidade de diferentes durações de tempo (Figura
10.1). Desde tremores de um terremoto, que duram segundos
ou minutos, até o soerguimento de montanhas, que leva vários
milhões de anos para acontecer.
Podemos medir alguns processos geológicos diretamente.
As águas que extravasam do leito de um rio, por exemplo, so-
bem e descem num intervalo de poucos dias. Podemos medir,
também, o movimento relativamente lento das geleiras, as
quais podem demorar um ano para se moverem poucos metros.
Outros processos, entretanto, como a erosão de uma encosta,
são muito lentos para serem medidos diretamente. Nesse caso,
devemos contar com os registros históricos para determinar a
quantidade de tempo necessária para que ocorram alguns des-
ses processos (Figura 10.2). Mesmo que os registros históricos
mais antigos remontem há alguns milhares de anos, isso ainda
se constitui num curto intervalo de tempo em relação àquele ne-
cessário para medir os processos geológicos muito lentos que
moldam o planeta. Nossa única fonte para cronometrar tais pro-
cessos é o registro das rochas. As rochas formadas no passado
e preservadas da erosão servem como uma memória da Terra,
registrando os eventos geológicos, tais como glaciações que
duraram muitos milhares ou milhões de anos.
Os geólogos do século XIX usaram seu entendimento sobre
os estratos rochosos e os fósseis para determinar a idade rela-
tiva das camadas de rochas sedimentares - o quanto umas são
mais antigas em relação às outras. Esses pesquisadores pionei-
ros podiam, então, colocar os eventos geológicos que origina-
ram tais formações rochosas em uma ordem cronológica.
Atualmente, os geólogos utilizam a física do decaimento ra-
dioativo para determinar a idade isotópica da rocha, freqüente-
mente chamada de idade absoluta - o número real de anos que
se passaram desde que ela se formou.
Os geólogos que construíram a escala do tempo geológico
fizeram mais do que simplesmente datar as rochas. Eles promo-
veram uma evolução no modo de pensar o tempo, o nosso pla.
neta e, inclusive, nós mesmos. Eles descobriram que a Terraé
muito mais antiga do que se poderia ter imaginado. Eles desco-
briram, contrariando as idéias correntes anteriores, que a super-
fície terrestre e o seu interior transformaram-se e modelaram-se
repetidamente pelos mesmos processos geológicos que ainda
hoje estão atuantes. Eles descobriram também que não apenas
o planeta, mas também seus habitantes evoluíram no tempo.E
revelaram que os humanos ocupam apenas um dos mais breves
momentos da longa história da Terra.
ologia do sistema Terra
Nosso entendimento de como os sistemas da Terra atuaram no
passado depende da medição das taxas dos processos geológi-
cos e de sua história. Por exemplo, sabemos que o dióxido de
carbono tem um papel importante no clima global. Podemos
medir a concentração desse elemento em atmosferas antigas
por meio de testemunhos de gelo extraídos de furos feitos nas
geleiras da Antártida e da Groenlândia. Além disso, pode-se
analisar como o dióxido de carbono foi aprisionado no gelo en-
quanto este se acumulava durante as incontáveis tempestades
de neve. É importante saber exatamente quando a concentração
de dióxido de carbono foi alta e quando foi baixa. Dessa forma,
a datação de testemunhos de gelo passou a ser um importante
aspecto da datação das variações climáticas (ver Reportagem
16.1 no Capítulo 16).
De forma semelhante, a história de um elemento químico
específico - alguns de grande significado ambiental, como O
chumbo - pode ser traçada determinando-se a sua concentração
em sedimentos marinhos e não-marinhos de várias épocas. As-
sim, podemos deduzir as diferenças havidas no ciclo do chum-

CAPíTULO 10. Registro das Rochas e Escala do Tempo Geológico 1249
+-
I 11'F. T. l 'I-' t. 'f. b'
11 ./ J1 TJ o li
Legenda:
Áreas preenchidas
por ondas e marés
desde 1887
8""ogog'18
I I.nd
Figura10.2 Os registros históricos, como mapas antigos e
levantamentostopográficos, são úteis para medir certos processos
geológicos.Desde 1887,2 quando este mapa estava sendo
preparado,areia, silte e argila (áreas marrons assinaladas no original
em1988)foram levados pelas ondas e marés, preenchendo as
áreascontinentais de influência marinha próximas à Enseada de
Wellfleet,no Cabo Cod, em Massachusetls (EUA).
bo nosúltimos milhares de anos. A partir disso, é possível infe-
rirquantochumbo, que é um elemento venenoso, estava pre-
sentenadieta de povos antigos, seja dos Incas, no Peru, ou do
ImpérioRomano em seu apogeu. I
~~nstrução da história
ológica por meio da datação
relativa
oúnicoregistro que temos dos eventos geológicos passados é
aqueleencontrado de forma incompleta nas rochas que se pre-
servaram da erosão ou da subducção. Considerando que so-
mente o assoalho oceânico mais recente do que 200 milhões de
anos sobreviveu à subducção, devemos concentrar nos conti-
nentes nossa busca por rochas antigas que possam suprir as evi-
dências de grande parte da história da Terra. Entre os métodos
de leitura do registro geológico podem-se citar a interpretação
de falhas e outras estruturas; a procura de evidências de soer-
guimento e erosão; a construção de deduções a respeito dos
ambientes nos quais os sedimentos foram depositados; e a re-
construção das condições originais das rochas que foram defor-
madas e metamorfizadas.
Os geólogos do século XIX elaboraram uma escala do tem-
po geológico a partir das relações de espaço e tempo das rochas
expostas na superfície ou em testemunhos de sondagens. Eles
começaram com a mesma abordagem que estamos utilizando
aqui, ou seja, partiram das evidências da estratigrafia - que é
a descrição, correlação e classificação dos estratos de rochas
sedimentares. É importante observar que, para eventos muito
recentes na história geológica - como, por exemplo, episódios
de mudança climática na escala de tempo de centenas de milha-
res de anos -, outros materiais estratificados são utilizados pa-
ra suplementar as informações das rochas que fornecem um ca-
lendário dos eventos passados da Terra. Alguns desses mate-
riais são os anéis de crescimento de troncos de árvores, os tes-
temunhos de gelo glacial da Antártida e da Groenlândia e os se-
dimentos não consolidados do assoalho oceânico. As rochas se-
dimentares, entretanto, ainda são o material estratificado mais
importante que se usa para decifrar a vasta imensidão da histó-
ria geológica.
o registro estratigráfico
A estratificação, ou acamamento, que é a marca registrada das
rochas sedimentares, constitui a base de dois princípios simples
utilizados para interpretar os eventos geológicos a partir do re-
gistro das rochas sedimentares:
1. O princípio da horizontalidade original estabelece que os
sedimentos são depositados como camadas geralmente horizon-
tais. A observação dos sedimentos marinhos e não-marinhos atu-
ais, em uma grande variedade de ambientes, suporta essa genera-
lização. (Embora a estratificação cruzada, descrita no Capítulo 8,
seja inclinada, a orientação de toda a unidade estratificada é ho-
rizontal.) Se encontramos uma seqüência de camadas de rochas
sedimentares que estejam dobradas ou inclinadas, sabemos que
as rochas foram deformadas por esforços tectônicos depois de
seus sedimentos terem sido depositados.
2. O princípio da superposição estipula que, numa seqüência
não perturbada tectonicamente, cada camada de rocha sedi-
mentar é mais nova que aquela sotoposta e mais antiga que a
que está sobreposta. O senso comum geológico nos diz que
uma camada mais nova não pode se alojar embaixo de uma ca-
mada que já foi depositada. Esse princípio permite-nos ver uma
série de camadas como uma espécie de linha de tempo vertical
- isto é, um registro parcial ou completo de um tempo que
abrange desde a camada mais inferior até a deposição da mais
superior (Figura 10.3).
Assim, uma seqüência vertical de estratos, chamada de su-
cessão estratigráfica, é um registro cronológico da história

250 I Para Entender a Terra
Os sedimentos são depositados em camadas horizon-
tais e lentamente transformados em rochas sedimentares.
Se não houver perturbação por processos
tectônicos, as camadas mais novas permane-
cem no topo e as mais antigas, na base.
Figura 10.3 Camadas de rochas sedimentares no Cânion Marble, um braço do Grand Canyon, que foi
escavado pelo Rio Colorado na região onde hoje se situa o norte do Arizona (EUA). Essas camadas registram
milhões de anos da história geológica. [Fletcher and Baylis/Photo Researchers]
geológica de uma região. A linha de tempo correspondente a
uma seqüência é chamada de tempo geológico abrangido por
essa seqüência. (O termo tempo geológico é também utilizado
para referência a todo o intervalo de tempo desde que a Terra se
formou.) As sucessões estratigráficas diferenciam-se de se-
qüências sedimentares, as quais foram abordadas no Capítulo
8. As seqüências sedimentares são mudanças verticais de lito-
logia em sedimentos depositados num ambiente de sedimenta-
ção. Uma sucessão estratigráfica é definida mais amplamente e
inclui uma grande variedade de camadas de diferentes origens.
Enquanto a ênfase nas seqüências sedimentares é a natureza
dos tipos de sedimentos que se empilham, numa sucessão estra-
tigráfica a ênfase é a cronologia das camadas que a compõem e
das condições sedimentares implicadas.
Com um marcador do tempo geológico, ou "relógio estra-
tigráfico", os geólogos podem dizer se uma camada de rocha é
mais antiga que outra, embora não possam dizer, necessaria-
mente, em quantos anos ela é mais antiga. Poder-se-ia esperar
que uma sucessão estratigráfica correspondesse a uma medida
direta do tempo, com cada ano nela materializado, se os sedi-
mentos tivessem se acumulado continuamente numa taxa está-
vel e se compactado numa espessura também constante quan-
do foram litificados e, além disso, não tivessem sido erodidos.
Se, por exemplo, soubéssemos que os sedimentos lamosos
acumulam-se numa taxa de 10 m em cada 1 milhão de anos,
então 100 m de lamito poderiam representar 10 milhões de
anos de deposição.
Na prática, entretanto, não podemos, a partir da estratigra-
fia, medir o tempo com uma precisão de anos por várias razões.
Primeira: como abordado no Capítulo 8, os sedimentos não se
acumulam numa taxa constante em nenhum ambiente de sedi-
mentação. Durante uma inundação, um rio poderá depositar em
seu canal uma camada de areia de vários metros de espessura
em questão de poucos dias, enquanto durante todos os anos que
se seguem entre as inundações ele depositará uma camada de
areia com apenas poucos centímetros de espessura. Mesmo na
profundidade do assoalho oceânico, onde pode levar mil anos
para que uma camada de lama de 1 mm de espessura se deposi·
te, a sedimentação não é contínua e a espessura dos sedimentos
não pode ser usada como um cronômetro preciso. Além disso,
a taxa em que um sedimento é acumulado varia amplamente
nos diferentes ambientes de sedimentação.
A estratigrafia é um cronômetro impreciso por uma segun-
da razão: o registro das rochas não nos diz quantos anos se pas
saram entre cada período de deposição. Muitos lugares napla
nície fluvial de um vale recebem sedimentos somente durante°
tempo de inundação. Os intervalos de tempo entre as inunda
ções não se encontram representados por qualquer sedimenta
ção. No transcurso da história da Terra, em vários lugares, hou
ve um longo intervalo, alguns com a duração de milhões de
anos, no qual nenhum sedimento foi depositado. Em outros lu-
gares e tempos, as rochas sedimentares podem ter sido removi-
das pela erosão. Embora possamos freqüentemente dizer onde
ocorreu um lapso no registro, raramente podemos dizer com
exatidão quanto tempo esse intervalo representa.
A razão final - e uma das mais importantes para os geólo-
gos que querem comparar as histórias geológicas de diferentes
lugares da Terra - é que a estratigrafia sozinha não pode seruti-
lizada para determinar as idades relativas de duas camadas mui-
to separadas. Um geólogo pode ser capaz de estabelecer a ida·
de relativa de uma camada ou série de camadas seguindo um
afloramento por uma distância limitada, mas não existe nenhu-
ma maneira de saber se uma camada no Arizona, por exemplo,
é mais antiga ou mais nova que outra no norte do Canadá.
Os geólogos pioneiros, de quem já falamos, também acha
vam que os fósseis eram a chave para detectar intervalos de
tempo perdidos e correlacionar a idade relativa das rochas em
diferentes lugares. Os fósseis tornaram-se o mais importante
instrumento para construir com exatidão uma escala do tempo
geológico para todo o planeta.
Os fósseis como marcadores do tempo
Para muitos estudantes de hoje, deve ser óbvio que os fósseis
são os restos de antigos organismos. Alguns se parecem muito

CAPíTULO 10 • Registro das Rochas e Escala do Tempo Geológico 1251
(a) (b)
Figura10.4 Fósseis de animal e de vegetal. (a) Fósseis de amonite, exemplos antigos de um grande grupo de organismos
invertebradosque estão agora, em grande parte, extintos. Seu único representante no mundo atual é o náutilo, cuja concha tem várias
câmarasinternas. [Chip Clark] (b) Floresta petrificada, Arizona (EUA). Estes troncos têm milhões de anos. Seu lenho foi
completamentesubstituído por sílica, a qual preservou todos os detalhes da forma original. [Tom Bean]
comosanimais atuais, embora outros - como os trilobitas da
fotografiano início deste capítulo - sejam os restos de formas
devidaextintas. Existem fósseis de conchas, dentes, ossos, im-
pressõesde vegetais ou rastros de animais (Figura 10.4). Os
fósseismais comuns nas rochas do último meio bilhão de anos
sãoasconchasde invertebrados, como mariscos, ostras e o gru-
podosamonites mostrado na Figura lOAa. Muito menos co-
munssão os ossos de vertebrados, como mamíferos, répteis e
dinossauros.Mas fósseis de ossos de dinossauros existem e
trouxeram-nosmuitas informações a respeito da natureza des-
sesanimaishá muito extintos. As plantas fósseis são abundan-
tesemalgumas rochas, particularmente naquelas associadas a
camadasde carvão, onde folhas, brotos, ramos e mesmo tron-
cosinteirosde árvores podem ser reconhecidos (Figura 1OAb).
Osfósseisnão são encontrados em rochas ígneas intrusivas,
porqueo material biológico original seria perdido na fusão
quente.Eles raramente são encontrados em rochas metamórfi-
cas,poisquaisquer remanescentes de organismos encontram-se
quasesempre tão transformados e deformados que dificilmen-
tepodemser reconhecidos.
Osgregos da época clássica foram, provavelmente, os pri-
meirosa supor que os fósseis são registros de vida antiga, mas
foisomentenos tempos modernos que o conceito ganhou con-
sistência e suas conseqüências foram exploradas. Um dos pri-
meiros pensadores modernos a estabelecer uma conexão entre
os fósseis e os organismos vivos antigos foi Leonardo da Vin-
ci, no século Xv. No século XVII, Nicolau Steno comparou o
que era chamado de "línguas-de-pedra", encontradas na região
mediterrânica, com formas similares de dentes de tubarões
modernos e concluiu que as pedras eram remanescentes da vi-
da antiga.
No final do século XVIII, depois de centenas de fósseis e
suas correspondências com organismos modernos terem sido
descritos e catalogados, a evidência de que eram remanescentes
de criaturas vivas de outrora foi dominando. Assim, a Paleon-
tologia, o estudo da história da vida antiga a partir do registro
fossilífero, ganhou lugar ao lado da Geologia, que é o estudo da
história da Terra a partir do registro das rochas.
Os dividendos do estudo dos fósseis não foram creditados
apenas à Geologia. A viagem do jovem Charles Oarwin como
naturalista a bordo do Beagle (1831-1836) ampliou imensamen-
te seu conhecimento sobre a grande variedade de organismos
fósseis e do que sua presença nas rochas pode ajudar a prognos-
ticar. Ele também teve uma oportunidade para observar uma
imensa variedade de espécies animais e vegetais nada familiares
em seus hábitats naturais. Em 1859, Oarwin propôs a teoria da

evolução, que revolucionou o pensamento científico sobre as
origens de milhões de espécies de vida animal e vegetal e forne-
ceu um seguro arcabouço teórico para a Paleontologia.
Bem antes de Darwin, em 1793, William Smith, um agri-
mensor que trabalhava no sul da Inglaterra, reconheceu que os
fósseis poderiam ser utilizados para fornecer as idades relativas
das rochas sedimentares. Smith era fascinado pela variedade de
fósseis, coletando-os nas seqüências de rochas estratificadas
que se encontravam expostas ao longo de canais e afloramen-
tos. Ele observou que diferentes camadas tinham diferentes ti-
pos de fósseis. A partir disso, foi capaz de posicionar cada ca-
mada a partir da outra pelas características fósseis que conti-
nham. Ele estabeleceu uma ordem geral para a seqüência de
fósseis e estratos, desde a camada mais inferior (mais antiga)
até a mais superior (mais nova). Independentemente de sua lo-
calização, Smith podia predizer a posição estratigráfica de
qualquer camada individual, ou conjunto de camadas, de qual-
quer afloramento do sul da Inglaterra apenas com base na asso-
ciação de fósseis que continham. Essa ordem estratigráfica de
fósseis é conhecida como sucessão faunística.
Smith foi o primeiro a usar a sucessão faunística para corre-
lacionar rochas de diferentes afloramentos. Uma formação é
um conjunto de camadas de rochas de uma região que tem as
mesmas propriedades físicas, podendo conter a mesma associa-
ção de fósseis. Algumas formações consistem em um único ti-
po de rocha, como o calcário. Outras são camadas delgadas e
intercaladas de diferentes tipos de rochas, como arenitos e fo-
Ihelhos. Apesar de sua variedade, cada formação compreende
um conjunto distintivo de camadas rochosas que pode ser reco-
nhecido e mapeado como uma unidade.
Usando seu conhecimento de sucessões faunísticas, Smith
correlacionou as formações de idades similares encontradas em
diferentes afloramentos. Pela observação da ordem verticalem
que as formações eram encontradas em cada lugar, compilou
uma sucessão estratigráfica composta para toda a região. Suasé
rie composta mostrava como a sucessão completa seria observá
vel se as formações dos diferentes níveis de todos os afloramen
tos pudessem ser vistas reunidas num único perfil. A Figura
10.5 mostra tal composição para uma série de três formações.
Durante os dois últimos séculos, os geólogos vêm utilizas
do essa abordagem, que combina a sucessão faunística comas
sucessões estratigráficas e correlacionando cuidadosamente as
formações em todo o mundo. O resultado, como veremos mais
adiante, é a escala do tempo geológico da Terra.
Discordâncias: marcadores do tempo perdido
Ao colocar lado a lado seqüências de formações, os geólogos,
freqüentemente, encontram lugares onde uma destas está au
sente. Isso acontece porque tal formação ou nunca foi deposita
da ou foi erodida antes da camada subseqüente ter sido acurm-
lada. Nesse caso, a superfície ao longo da qual essas duas for-
mações se encontram é chamada de discordância - uma supero
fície entre duas camadas que não foram depositadas numase-
qüência contínua (Figura 10.6). Uma discordância representao
tempo, assim como uma rocha sedimentar.
Porém, uma discordância não representa apenas o tempo.
Ela também pode ser o indício de que forças tectônicas soer
gueram uma região acima do nível do mar, a qual, a partir dis·
so, passou a ser erodida. Alternativamente, as discordâncias po
Afloramento B
Os fósseis encontrados em algumas cama-
das rochosas no afloramento A são os mes-
mos daqueles encontrados em algumas
camadas do afloramento B, mais distante.
Afloramento A
/Figura 10.5 William Smith pôde empilhar juntas a seqüência de camadas de
diferentes idades e diferente conteúdo fossilífero pela correlação de afloramentos
encontrados no sul da Inglaterra. Neste exemplo, as formaçôes I e li estavam
expostas no afloramento A, enquanto as formaçôes li e 111, no afloramento B.
Uma composição dos dois afloramentos poderia
mostrar as formações I e 11sobrepondo-se à for-
mação 111e, por isso, sendo mais novas que ela.

CAPíTULO10. Registro das Rochas e Escala do Tempo Geológico 1253
TEMPO 1
Ossedimentos acumulam-se,
sobo mar, nas camadas A-D.
TEMPO 2
Posteriormente, as forças
teclônicas causaram o soergui-
mentodas camadas acima do
níveldo mar, expondo-as à erosão.
TEMPO 3
A erosão removeu a camada D
e parte da C, deixando uma su-
perfícieirregular de morros e vales.
TEMPO 4
Coma subsidência da região,
o níveldo mar sobe, permitin-
do que uma nova camada, E, se
depositasse sobre a C. A superfície
irregular no topo de C é preservada
como uma discordância. Discordância
Figura 10.6 Uma discordância é uma superfície entre duas
camadasque nâo foram depositadas numa seqüência contínua.
Nasérie de eventos representados aqui, uma discordância é
produzida por meio de soerguimento e erosâo, seguidos de
subsidência e outro ciclo de sedimentação.
dem representar tempos nos quais uma região foi sendo erodi-
da enquanto o nível do mar descia globalmente. O nível do mar
poderia baixar, por exemplo, devido à retirada de água dos
oceanos para formar as calotas ou os mantos de gelo polares.
Os geólogos classificam os diferentes tipos de discordância
de acordo com a relação entre o pacote superior e o inferior de
camadas. Uma discordância em que o conjunto superior de ca-
madas assenta-se em uma superfície erosiva desenvolvida sobre
um pacote de camadas não deformado e ainda disposto na posi-
ção horizontal é chamada de desconformidade. Uma discordân-
cia em que o pacote superior de camadas recobre rochas meta-
mórficas ou ígneas intrusivas é uma não-conformidade.ê Uma
discordância em que o pacote superior de camadas sobrepõe-se a
um inferior cujas camadas foram dobradas ou basculadas por
processos tectônicos e, depois, sofreram erosão numa superfície
mais ou menos plana é denominada de discordância angular.
Numa discordância angular, os planos de acamamento dos dois
pacotes de camadas, o superior e o inferior, não são paralelos. A
Figura 10.7 representa uma impressionante discordância angu-
lar encontrada no Grand Canyon. A Figura 10.8 ilustra os pro-
cessos pelos quais uma discordância angular pode se formar.
Secção escavada
nos estratos do
Grand Canyon
Discordância
angular
Figura 10.7 A grande discordância no Grand Canyon,
Colorado (EUA), é uma discordância angular entre o arenito
horizontal Tapeats sobre os folhelhos pré-cambrianos Wapatai,
fortemente dobrados, sotopostos. [GeoScience Features Picture
Library]

TEMPO 1
Os sedimentos acumulam-se em
camadas, sob o nível do mar.
Compressão
TEMPO 2
Posteriormente, forças teetõnicas
causaram soerguimento, dobra-
mento e deformação das camadas
sedimentares durante a formação
de montanhas.
!Soerguimento
TEMPO 3
A erosão removeu os topos das
camadas dobradas, deixando um
plano irregular com porções expostas
de várias camadas dobradas.
TEMPO 4
Com a subsidência da re-
gião, o nível do mar subiu,
permitindo que novos sedimen-
tos se acumulassem sobre a
superfície erosiva anterior. A super-
fície onde os novos sedimentos e as
camadas dobradas se limitam é preser-
vada como discordância angular.
Subsidência
Discordãncia
angular
Relações de seccionamento
Outras feições de rochas sedimentares acamadas também for
necem chaves para a datação relativa. Como descrito no Capí-
tulo 5, os diques ou outras intrusões magmáticas podem seco
cionar e romper as camadas sedimentares. As falhas deslocam
planos de acamamento quando separam blocos de rochas (co
mo será visto no Capítulo LI). As falhas podem também des
locar diques e soleiras. As intrusões e as falhas podem serin
seridas em uma sucessão estratigráfica, ajudando-nos, dessa
forma, a posicionar os eventos geológicos dentro de uma tabe.
Ia de tempo relativo. Sabemos que eventos deformacionais ou
intrusivos ocorreram depois que as camadas sedimentares afe-
tadas foram depositadas e que, portanto, tais deformações ou
intrusões devem ter sido mais novas que as rochas que elas
cortaram (Figura 10.9). Se os deslocamentos por intrusões ou
falhas forem erodidos pela superfície de uma discordância e,
depois, sobrepostos por uma série mais nova de formações, sa
beremos que as intrusões ou falhas são mais antigas que o pa-
cote de camadas sobreposto.
Estratigrafia de seqüências
Nas três últimas décadas, foi desenvolvida uma nova visãode
estratigrafia" - a estratigrafia de seqüências. Essa forma de
estratigrafia foi originalmente conhecida como estratigrafia
sísmica porque considerou os avanços trazidos pelos grandes
aperfeiçoamentos na sismologia de exploração (ver Capítulo
21) que permitiram aos geólogos observar desde camadas indi·
viduais até espessos pacotes sedimentares numa secção sísmi·
ca ou transversal (Figura 10.10). As feições geométricas sutis.
difíceis de serem discernidas em afloramentos, são, com fre-
qüência, impressionantemente reveladas em perfis sísmicos
(Figura 1O.10a). A unidade fundamental utilizada nesse novo
modelo estratigráfico é a seqüência, um conjunto de estratos
sedimentares limitados no topo e na base por discordâncias (Fi·
gura 1O.lOb). Um exemplo é a seqüência sedimentar aluvial
abordada no Capítulo 8, que representa um único ciclo de depó-
sitos fluviais. As seqüências utilizadas na estratigrafia de se-
qüências envolvem, geralmente, pacotes de camadas muito
maiores, que podem ser constituídos por muitos daqueles cio
cios. As discordâncias que definem seqüências representam flu-
tuações do nível do mar, que possibilitam a ocorrência da ero-
são em grandes regiões. As camadas que constituem as seqüên-
cias mostram padrões internos que são diagnósticos das mu-
danças na sedimentação.
Por exemplo, num grande delta fluvial, os sedimentos são
depositados quando o rio desemboca no mar. Essa sedirnenta-
ção acumula-se lentamente desde o assoalho do oceano atéa
superfície da água do mar, criando, dessa maneira, novas terras.
A sedimentação aluvial acumula-se, então, nessa nova superfí-
cie e, após alguns milhões de anos, o delta pode avançar vários
quilômetros para dentro do mar (Figura IO.lOc). Se o nível do
Figura 10.8 Uma discordância angular é uma superfície de
erosão que separa dois pacotes de camadas cujos planos de
acamamento não são paralelos entre si. Esta seqüência mostra
como tal superfície pode ser formada.

CAPíTULO 10 • Registro das Rochas e Escala do Tempo Geológico 1255
TEMPO 1
Ossedimentos acumularam-se
emcamadas sob o nível do mar.
TEMPO 2
Posteriormente, as forças
lectônicas causaram soer-
guimento, dobramento e
deformação das camadas
sedimentares durante a formação
de montanhas.
TEMPO 3
Umdique de magma
líquido intrudiu-se
nas camadas dobra-
das, cortando-as trans-
versalmente. Como é
possível verificar que o di-
que corta as camadas dobra-
das, é claro que a sedimenta-
ção e o dobramento
antecederam a intrusão.
TEMPO 4
O falhamento des-
locou as camadas e
o dique. Como as ca-
madas sedimentares e o
dique estão ambos deslo-
cados, a ocorrência do falha-
mento é considerada posterior
a eles.
mar tivesse subido como resultado de mudanças climáticas glo-
bais ou da subsidência tectônica, a linha de costa seria desloca-
da muitos quilômetros em direção ao continente. Um novo del-
ta poderia começar a ser construído sobrepondo-se à seqüência
deltaica anterior, como ilustrado na Figura 10.1Od.
Utilizando seus conhecimentos de padrões de acamamento,
os estratígrafos de seqüências podem correlacionar seqüências
de mesma idade geológica por grandes extensões. A partir de
tais informações, podemos reconstruir a história geológica de
uma região, incluindo as mudanças no nível do mar, em relação
às sucessões de seqüências.
A escala do tempo geológico
Até agora, foram abordadas várias maneiras de ordenar os es-
tratos rochosos e correlacioná-los dentro de uma seqüência
temporal de eventos geológicos:
• Podemos determinar as idades relativas das rochas sedimenta-
res tanto pela simples regra da superposição como pelo registro
fóssil local e global.
• Podemos utilizar a deformação e as discordâncias angulares
para datar os episódios tectônicos em relação à seqüência estrati-
gráfica.
• Podemos utilizar as relações de seccionamento para estabele-
cer as idades relativas de corpos ígneos ou falhas que estiverem
cortando as rochas sedimentares.
Combinando-se todos os três métodos, podemos decifrar a
história de regiões cuja geologia é complexa (Figura panorâ-
mica 10.11).
Nos séculos XIX e XX, os geólogos utilizaram esses princí-
pios de datação relativa e reuniram informações de afloramen-
tos de todo o mundo para ajustar uma completa escala do tem-
po geológico, um calendário de idades relativas da história geo-
lógica da Terra. Cada intervalo de tempo nessa escala está cor-
relacionado a um pacote de rochas e respectivos fósseis. Embo-
ra a escala do tempo geológico ainda esteja sendo refinada,
suas principais divisões têm permanecido constantes durante o
último século.
Como ilustrado pela Figura 10.12, a escala do tempo geo-
lógico é dividida em quatro unidades principais de tempo, sen-
do a seguir enunciadas em ordem de diminuição da sua duração
temporal: éons, eras, períodos e épocas. Um éon é a maior di-
visão da história.
~ Éon Arqueano" O mais antigo éon é o Arqueano (do grego ar-
chaios, "antigo"). As rochas arqueanas abrangem desde as mais
antigas rochas conhecidas, com cerca de 4 bilhões de anos, até
rochas de 2,5 bilhões de anos. Durante o Éon Arqueano, os sis-
temas do geodínamo, da tectônica de placas e do clima foram
estabelecidos. Os núcleos da maioria dos continentes forma-
ram-se nesse tempo remoto da história da Terra, quando o sis-
Figura 10.9 As relações de seccionamento permitem-nos situar
os eventos geológicos num quadro de tempo relativo dado pela
sucessão estratigráfica.

Seção sísmica
A tecnologia sísmica pode ser utilizada
para criar seções sísmicas para revelar
seqüências estratigráficas, ...
(c) A seqüência sísmica revela as mudanças
na sedimentação, tais como aquelas
que ocorreram num delta fluvial.
Uma seqüência da sedimentação deltaica, B,
acumula-se sobre uma sedimentação prévia, A.
... as quais permitem aos geólogos observar
até as camadas individuais de uma seqüência.
(b) Seqüência sísmica
Estratos mais novos
Estratos mais antigos
Sedimentos
Outra seqüência sedimentar, C,
acumula-se sobre a seqüência B.
O nível do mar sobe e a linha de
costa retrocede para o continente.
Figura 10.10 A comparação entre seções sísmicas (a) com seqüências sísmicas (b) revela o processo
deposicional que criou o padrão de acamamento. Quando a subsidência tectõnica ou outros eventos, como uma
mudança climática global, causam a subida do nível do mar, duas seqüências deltaicas são encontradas, (c) e (d).
tema da tectônica de placas operava algo diferente de como
passou a fazer posteriormente, no Proterozóico, e em tempos
mais recentes. Os fósseis de organismos unicelulares primitivos
são encontrados em algumas rochas sedimentares dessa idade.
Éon Proterozóíco O próximo intervalo de rochas formou-se
durante o Éon Proterozóico (do grego próteros, "anterior", e
zoikás, "vida") (de 2,5 bilhões a 543 milhões de anos atrás).
Durante o tempo proterozóico, as interações do geossistema da
tectônica de placas e do clima foram semelhantes às que ocor-
reram em tempos geológicos posteriores, com algumas signi-
ficativas exceções. Uma delas foi a precipitação, na água do
mar, de quantidades imensas de óxido de ferro. Quando o oxi-
gênio se formou nos primórdios da Terra, combinou-se como
ferro reduzido (não-oxidado) presente nos oceanos para for-
mar óxido de ferro, o qual, então, precipitou e foi depositado
no assoalho do oceano. A precipitação de óxido de ferro mano
teve o nível de oxigênio na atmosfera muito baixo até que todo
o ferro fosse utilizado. O oxigênio atmosférico só chegou aos
níveis atuais no final do Proterozóico e pode ter promovido
Figura 10.11 Uma secção transversal de quatro formações
permite aos geólogos reconstruir os estágios da história
geológica de uma área. A partir do mapeamento de campo, um
geólogo elabora uma secção transversal de quatro formações: A,
rochas metamórficas deformadas; B, um plúton granítico; D,
arenitos, calcários e folhelhos contendo fósseis marinhos; F.
arenitos contendo fósseis continentais. As formações A e D estão
separadas por uma discordância (C). As formações D e F estão
separadas por uma discordância angular (E).

OS GEÓLOGOS UTILIZAM AS RELAÇÕES DE SECClONAMENTO PARA ESTABELECER UMA CRONOLOGIA RELATIVA
A partir de mapas de campo, um geólogo
elaborauma secção transversal,
observandoas características dos estratos
eduasdiscordâncias. Como podem essas
relaçõester acontecido?
F - Arenito contendo fósseis continentais
Discordãncia angular E
.~ ..•..,,"~~.... Arenitos, calcários e folhelhos
contendo fósseis marinhos
Discordãncia C
~ Rochas sedimentares metamor-
fizadas e deformadas
Camadas sedimentares
/ com fósseis continentais
'''-'~~~~~,.,. .•••..><>-- Discordãncia angular
oPara iniciar, camadas
sedimentares são depo-
sitadas num leito plano
e horizontal.
DFinalmente, a deposição de sedi-
mentos arenosos sobre a discordãn-
cia angular ocorre num ambiente
continental - evidenciado pelos
fósseis continentais.
li ...então a erosão aplaina
as camadas basculadas,
_______ formando uma discordãn-
.--- cia angular.
DA deformação e o meta-
morfismo das camadas
sedimentares ocorrem
durante o soerguimento e
a compressão tectônicos.
11A intrusão de magma
líquido corta as camadas
sedimentares previamente
deformadas.
DAs novas camadas marinhas
são basculadas e soerguidas,
iniciando o processo de erosão ...
oA erosão das camadas deformadas
até a formação de uma superfície
aplanada resulta no desenvol-
vimento de uma discordãncia ...
... seguida pela deposição de novas ca-
madas sobre a discordãncia, durante a sub-
sidência abaixo do nível do mar - eviden-
ciada pela presença de fósseis marinhos.

25 Si Para Entender a Terra
Milhões de
ÉPOCAanos (Ma) ÉON ERA Ma PERíODO Ma
Presente O
1
Holoceno
o Cenozóico 0,15--------1
u
200
;õ Mesozóico 0,4N
ii:o ,«•...
GI
Z
400 c:
100 Cretáceo a: 0,8 Pleistoceno~ UJ
'<600 144 :::>
jurássico
r1,2
800 200 20&
1,8900
PliocenoTriássico
1000 ;150
Permiano 10
1200 300 300
o Pensilvaniano Mioceno
o .c e 320
1400 u ti ~ Mississippiano
20;õ U c 354-N
o Devoniano 23,7•...
1600 GI 1600 400 409.•..
e Siluriano
30 Oligoceno
Q..
439 ii:1800 ,«
Ordoviciano Ü
36,6a:
2000 500 510 UJ
Cambriano
40
2200 43
'" Eoceno
o
2400 z 50«
ii: 2500
~
57,82600 ~
-c
60 PaleocenoU
2800 'w
65a:Q..
3000 o
Fita do tempo da Terra (ver Figura 1.12)c:..•GI
:l
Acrescimento da Terra3200 cr•...
-c
3400
3600
3800 2500
4000
o
4200 c:..•GI
"tl
..•
4400 J:
4600
ÉON FANEROZÓICO
Durante os Éons Hadeano e Ar-
queano, três geossistemas globais
da Terra foram estabelecidos.
SISTEMADA
TECTÔNICA
DE PLACAS
SISTEMADO Figura 10.12 A escala do tempo geológico. Os números na
CEODíNAMO esquerda das colunas estão em milhões de anos (Ma) antes do
presente.

CAPíTULO 10. Registro das Rochas e Escala do Tempo Geológico /259
formasde vida unicelulares a evoluírem para algas e animais
illulticelulares,os quais estão preservados no registro fóssil do
Proterozóicotardio.
Éon Fanerozóico O mais recente e mais bem estudado éon,
queabrangeos últimos 543 milhões de anos, é o Fanerozóico
(dogregophanerós, "visível", e zoikás, "vida"). Muitas forma-
~õesrochosasdesse éon contêm abundantes conchas e outros
fósseis,como ossos de vertebrados. Com raras exceções, as re-
servasde petróleo e gás formaram-se durante esse tempo da
históriadaTerra. O Fanerozóico é subdividido em três eras:
I EraPaleozóica("vida antiga"): de 543 milhões a 251 milhões
deanosatrás
I EraMesozóica ("vida intermediária"): de 251 milhões a 65
milhõesdeanos atrás
I EraCenozóica ("vida recente"): de 65 milhões de anos atrás
atéopresente
Aseras são subdivididas em períodos, a maioria deles de-
nominadosde acordo com o nome da localidade geográfica on-
deasformações estão mais bem expostas ou onde foram des-
critaspelaprimeira vez ou, ainda, por alguma característica dis-
lintivadas formações. O Período Jurássico, por exemplo, é de-
nominadodevido às Montanhas Jura, na França e na Suíça, e o
PeríodoCarbonífero, por causa das rochas sedimentares porta-
dorasdecarvão da Europa e da América do Norte.
Osperíodos são, por sua vez, subdivididos em épocas; sen-
doasmaisbem conhecidas geologicamente aquelas do Período
Terciário,como a Época Pliocena (abrangendo o intervalo de 6
milhõesa 1,8 milhão de anos atrás). Na Reportagem 10.1, a es-
calado tempo geológico é utilizada para interpretar um dos
maisfamosos afloramentos do mundo, o Grand Canyon.
Aoelaborarem essa escala do tempo geológico, os geólogos
tiveramde mudar seu modo de pensar a Terra. James Hutton,
conhecidocomo o pai da Geologia moderna, e Charles Lyell,
autordeum dos primeiros e mais influentes manuais de Geolo-
gia(Princípios de Geologia,' o primeiro volume publicado em
1829),levaram os geólogos a entender que o planeta não foi
modeladopor uma série de eventos catastróficos ocorridos em
apenaspoucos milhares de anos, como muitas pessoas de então
acreditavam.Pelo contrário, a Terra era o produto de processos
geológicosordinários operando uniformemente durante um in-
tervalode tempo muito maior. Como observado no Capítulo 4,
Huttonfoi um dos primeiros a compreender a natureza cíclica
dasmudanças geológicas: o ciclo das rochas, em que ocorre
erosão,intemperismo, sedimentação, soterramento, atividade
ígneae tectônica e soerguimento de montanhas.
Também inerente ao pensamento de Hutton e Lyell foi o
princípiodo uniformitarismo - o qual, você deve estar lembra-
dodo Capítulo 1, postula que os processos que observamos
modelandoa Terra atualmente são os mesmos que operaram
durantetoda a história do planeta. Embora diferentes tipos de
sedimentospossam ter sido depositados em diferentes taxas e
emdiferentes lugares durante a história da Terra, podemos es-
tarrazoavelmente certos de que os processos deposicionais que
acumularamsedimentos há milhões e bilhões de anos operaram
damesma maneira como fazem hoje.
t;;~h)po isotópico: adicionando
~tas à escala do tempo geológico
A escala do tempo geológico, baseada em estudos da estratigra-
fia e dos fósseis, é uma escala relativa. Com ela, os geólogos
podem dizer se uma formação é mais antiga que outra, mas não
determinar precisamente quando uma rocha se formou. É como
saber que a Primeira Guerra Mundial precedeu a Segunda, mas
não definir com exatidão os anos específicos em que tais con-
flitos iniciaram e terminaram. Os geólogos do século XIX po-
diam estimar somente um vago tempo de milhões de anos para
que uma certa associação de fósseis mudasse para outra. Embo-
ra tivessem estimado os tempos de vários processos geológicos,
como, por exemplo, da deposição de sedimentos no fundo de
lagos ou da erosão de um vale fluvial, eles não podiam imagi-
nar uma maneira de medir a duração exata dos mesmos.
Alguns físicos do século XIX estimaram a idade da Terra e
do sistema solar a partir de princípios astronômicos e físicos e
calcularam como sendo de muitos milhões de anos. Mas o cál-
culo dessas estimativas estava baseado em princípios físicos da
época (alguns dos quais estão hoje ultrapassados) e variavam
enormemente, desde 25 milhões até 75 milhões de anos. Então,
em 1896, um avanço na física moderna pavimentou uma ma-
neira confiável e precisa de medição do tempo geológico em
anos. Henri Becquerel, um físico francês, descobriu a radioati-
vidade do urânio. Menos de um ano depois, a química francesa
Marie Sklodowska-Curie descobriu e isolou um outro elemen-
to altamente radioativo, o rádio.
Em 1905, o físico Ernest Rutherford sugeriu que a radioati-
vidade poderia ser usada para medir a idade exata de uma ro-
cha. Ele foi capaz de dizer a idade em anos de um mineral de
urânio a partir de medições feitas em seu laboratório. Poucos
anos depois, as idades de muitas outras rochas foram determi-
nadas, enquanto os métodos de datação iam sendo refinados e
mais elementos radioativos eram descobertos. Esse foi o início
da datação isotópica, que consiste em usar elementos radioati-
vos naturais para determinar as idades das rochas. Quando Ru-
therford anunciou os resultados de sua primeira medição, ficou
claro que a idade da Terra era de bilhões de anos e que o inter-
valo do Éon Fanerozóico sozinho abrangia um pouco mais de
meio bilhão de anos.
Átomos radioativos: os relógios das rochas
Como os geólogos utilizam a radioatividade para determinar
a idade de uma rocha? O que os pioneiros da física nuclear
descobriram foi que os átomos de urânio, rádio e muitos ou-
tros elementos radioativos são instáveis. O núcleo de um áto-
mo radioativo desintegra-se espontaneamente, formando um
átomo de um elemento diferente e emitindo radiação, uma
forma de energia. Chamamos o átomo original de pai e o pro-
duto do seu decaimento é conhecido como filho. O isótopo-
pai rubídio-87, por exemplo, forma um isótopo-filho estável,
o estrôncio-87, por meio do decaimento radioativo. Um nêu-
tron no núcleo de um átomo de rubídio-87 desintegra-se, eje-
tando um elétron do núcleo e produzindo um novo próton. O
átomo anterior de rubídio, que tinha 37 prótons, torna-se, as-
sim, um átomo de estrôncio, com 38 prótons (Figura 10.13).

260 IPara Entender a Terra
10.1 A seqüência do Grand Canyon e a
correlação regional de estratos
As rochas do Grand Canyon e de outras partes da região do
Planalto do Colora do (EUA) têm muito para contar. Elas re-
gistram uma longa história de sedimentação numa variedade
de ambientes, algumas vezes continentais e, outras, marinhos.
Diversas desconformidades marcam os intervalos de erosão.
Essas rochas contêm uma sucessão de fósseis, os quais reve-
lam a evolução de novos organismos e a extinção de outros,
mais antigos. A partir da correlação das seqüências de rochas
expostas em diferentes lugares, os geólogos podem recons-
truir uma história geológica abrangendo um intervalo de mais
de 1 bilhão de anos.
As rochas expostas mais basais e, portanto, as mais antigas
do Grand Canyon são as rochas ígneas e metamórficas escuras
do Grupo Vishnu, com idade de cerca de 1,6 bilhão de anos,
de acordo com técnicas de datação isotópica.
Sobrepostas ao Grupo Vishnu, e mais novas, portanto, es-
tão as Camadas Grand Canyon, do Pré-Cambriano Superior.
Essas camadas contêm fósseis de microrganismos unicelulares
de tamanho milimétrico. Uma não-conformidade separa as ca-
madas do Grupo Vishnu e as do Grand Canyon, representan-
do um período de deformação estrutural que acompanhou o
metarnorflsrno desse grupo e, depois, de erosão, antes da de-
posição das camadas mais novas. A inclinação das Camadas
Grand Canyon, formando um ãngulo em relação à posição ho-
rizontal de quando foram geradas, mostra que elas também fo-
ram dobradas depois da deposição e do soterramento.
Uma discordância angular separa as Camadas Grand Can-
yon das camadas horizontais sobrepostas do Arenito Tapeats.
Essa discordância indica um longo período de erosão depois
do basculamento das rochas inferiores. O Arenito Tapeats e o
Folhelho Bright Angel podem ser datados como do Cambria-
no pelos seus fósseis, muitos dos quais são de trilobitas.
Sobreposto ao Folhelho Bright Angel está um grupo de
formações horizontais de calcá rio e folhelho (Calcário Muav,
Calcário Temple Butte e Calcário Redwall) que representam
cerca de 200 milhões de anos, desde o final do Período Carn-
briano até o final do Período Mississippiano. Existe um lapso
de tempo muito longo representado pelas discordãncias des-
sa seqüência, sendo que os estratos das rochas materializam
realmente menos de 40'7'0 do Paleozóico.
O próximo pacote de estratos, em direção ao topo da pa-
rede do cânion, é o Grupo Supai (Pensilvaniano e Permiano),
que reúne formações que contêm fósseis de vegetação terres-
tre, como aqueles encontrados em camadas de carvão na
América do Norte e em outros continentes. Sobrepondo-se ao
Grupo Supai, está o Hermit, um folhelho arenítico vermelho.
Continuando em direção ao topo, encontramos outro de-
pósito continental, o Arenito Coconino, o qual contém rastros
de animais vertebrados. Os rastros desses animais sugerem
que o Coconino foi formado em um ambiente terrestre duran-
te o Período Permiano. No topo dos penhascos na borda do
cânion, estão mais duas formações de idade permiana: a Toro-
weap, constituída predominantemente de calcário, sobrepos-
ta pela Kaibab, uma camada maciça de calcário arenoso con-
tendo sílex. Essas duas formações registram a subsidência da
região sob o nível do mar e a deposição de sedimentos mari-
nhos.
A sucessão de estratos no Grand Canyon, embora pitores-
ca e instrutiva, representa uma imagem incompleta da história
da Terra. Períodos mais novos do tempo geológico não estão
preservados e devemos nos deslocar para lugares em Utah,
nos parques nacionais dos cânions Zion e Bryce, para comple-
tar os últimos eventos dessa história. Em Zion, encontramos as
unidades equivalentes de Kaibab e Moenkopi, que nos permi-
tem estabelecer uma correlação com a região do Grand Can-
yon e encadear a história dessas regiões. Diferentemente da
área do Grand Canyon, entretanto, as rochas em Zion esten-
dem-se, em direção ao topo, até o tempo jurássico, incluindo
dunas arenosas antigas representadas pelos arenitos da For-
mação Navajo. Se nos deslocarmos um pouco mais ainda, ve-
remos que essa formação ocorre também no Cânion Bryce,
mas, nesse lugar, os estratos empilham-se em direção ao topo
até a Formação Wasatch, de idade terciária.
A correlação dos estratos dessas três áreas do Planalto do
Colorado mostra como as seqüências de lugares bastante se-
parados - cada qual com um registro incompleto do tempo
geológico - podem ser em pilhadas para construir um registro
composto da história da Terra.
Secção estratigráfica generalizada das unidades rochosas das se-
qüências do Grand Canyon, do Cânion Zion e do Cânion Bryce.
[lohn Wang/Photo Disc/Getty Images; David Muench/Corbis; e Tim
Davis/Photo Researchers, respectivamente 1

Terciário
Cretáceo
jurássico
Triássico
Permiano
Pensilvaniano
Mississippiano
Oevoniano
Cambriano
Pré-Cambrian
Parque Nacional do Grand Canyon
Fm = Formação
Ar Arenito
Cc = Calcá rio
Ar Coconino
Folhelho Hermit,Ji=~~~i~~
30 km
•
Parque Nacional Zion Parque Nacional do Cânion Bryce
Ar Dakota
Fm Kaiparowits
ArWahweap
Ar Straight Cliffs
Folhelho Tropic
Fm Winsor
Ar Curtis
Ar Entrada
Fm Carmel
Ar Navajo
Rochas mais antigas não-expostas
Cc Kaibab
-Rochas mais antigas não-expostas
Cânion Zion Cânion Bryce"
..•••.•••~-----==--:::

Núcleo do Rubídio-87 Núcleo do Estrôncio-87
Prótons
• Elétron
Um nêutron do átomo de
rubídio-87 desintegra-se,
ejetando um elétron ...
... e produzindo um próton,
e o átomo muda para
estrôncio-87.
Figura 10.13 O decaimento radioativo do rubídio para
estrôncio.
(Recorde do Capítulo 3 que um núcleo atômico consiste em
prótons e nêutrons e que um isótopo de um dado elemento con-
tém o mesmo número de prótons, mas diferente número de
nêutrons.)
Quando uma dada quantidade de uma substância radioativa
desintegra-se, ou decai, os isótopos-pais vão se alterando ao
acaso, e não de uma só uma vez. Assim, uma dada massa de
átomos-pais radioativos vai constantemente se desintegrando
para formar átomos-filhos. A razão pela qual o decaimento ra-
dioativo oferece um método seguro de contar o tempo reside no
fato de que a probabilidade de desintegração é um número de-
terminado. A taxa de desintegração não varia com as mudanças
de temperatura, pressão ou químicas que tipicamente acompa-
nham os processos geológicos na Terra ou em outros planetas.
Assim, quando os átomos de um isótopo radioativo são criados
em qualquer lugar do universo, eles começam a atuar como as
batidas de um relógio, alterando-se de forma estável de um tipo
de átomo para outro numa taxa constante.
As taxas de decaimento radioativo são comumente estabe-
lecidas em termos da meia-vida de um elemento - o tempo re-
querido para que a metade do número inicial de átomos desin-
tegre-se (Figura 10.14). As meias-vidas de elementos com
aplicação na Geologia variam desde milhares até bilhões de
anos. No final do período da primeira meia-vida de um isótopo
radioativo, após a sua incorporação a um novo mineral, a meta-
de do número de átomos-pais ainda permanece. No final do pe-
ríodo da segunda meia-vida, a metade daquela metade, ou um
quarto do número original, ainda resta. No final da terceira
meia-vida, um oitavo ainda resta e assim sucessivamente.
Se conhecermos a taxa de decaimento e pudermos contar o
número de átomos-filhos recém-formados, bem como o de áto-
mos-pais que restaram, então podemos calcular o tempo que
transcorreu desde que o relógio radioativo começou a bater.
Com efeito, podemos voltar atrás no tempo quando não havia
isótopos-filhos, somente aqueles do elemento-pai ainda não de-
sintegrado.
Os geólogos medem a razão entre isótopos-pais e isótopos-
filhos com um espectrômetro de massa, um instrumento muito
preciso e sensível que pode detectar até quantidades ínfimas de
isótopos. Suponha que tenhamos determinado a razão entre
átomos de rubídio-87 e estrôncio-87 de uma amostra de rocha
como sendo de 19:1. Utilizando a taxa conhecida de decairnen-
to do rubídio para o estrôncio, podemos, então, calcular que4
bilhões de anos se passaram desde que o rubídio da nossa
amostra começou a se desintegrar.
Para os geólogos, essa é a idade da rocha - ou, mais exata-
mente, o tempo desde que o rubídio foi, pela primeira vez, apri-
sionado num mineral recém-formado de uma rocha. O rubídioe
o estrôncio, assim como outros elementos, são incorporados
num mineral quando ele se cristaliza a partir de um magma ou
recristaliza durante o metamorfismo. Durante a cristalização, a
razão entre rubídio e estrôncio é homogeneizada, o que deixa
zerado o relógio radioativo. Dentro do mineral recém-formado,
o decaimento radioativo do rubídio-87 continua e novos átomos
de estrôncio começam a se acumular, o que vai mudando a razão
inicial. Esses átomos de estrôncio não podem escapar, a não ser
que uma nova recristalização aconteça. Assim, o rubídio-87 e
outros isótopos radioativos em rochas ígneas fornecem uma ma-
neira de determinar quando um magma foi intrudido e resfriado.
Os isótopos radioativos em rochas metamórficas nos possi-
bilitam medir o tempo transcorrido desde que elas foram meta-
morfizadas. O decaimento do rubídio não é utilizado para datar
rochas sedimentares, porque os minerais em sedimentos clásti-
cos são geralmente derivados de rochas preexistentes mais an-
tigas. Minerais precipitados por processos químicos e bioquí-
micos em sedimentos, tais como carbonatos, geralmente con-
têm muito pouco rubídio recém-precipitado para permitir aná-
lises isotópicas precisas. Às vezes, entretanto, o carbono da
água do mar é incorporado em quantidade suficiente nas rochas
sedimentares na época da deposição, permitindo que se deter-
mine a idade geológica da mesma.
Os geólogos utilizam um certo número de elementos que
ocorrem na natureza para determinar a idade das rochas (Qua-
dro 10.1). Cada elemento radioativo tem sua própria taxa dede-
caimento. Aqueles que decaem lentamente durante bilhões de
anos, como o rubídio-87, são utiIizados para medir a idade de
rochas antigas. Elementos radioativos que decaem rapidamen-
te durante apenas poucas dezenas de milhares de anos, comoo
•52 3 4
Tempo, em meias-vidas
Figura 10.14 O número de átomos radioativos em qualquer
mineral declina numa taxa precisa ao longo do tempo. Essa taxa
de decaimento é estabelecida como uma série de meias-vidas.

Quadro 10.1 Principais :Iérilentos radioativos utilizadõs na datação radiométrica
Isótopo Meia-vida
do isótopo-
pai (anos)Pai Filho
Intervalo de
datação efetiva
(anos)
Minerais e materiais
que podem ser datados
Urânio-238 4,5 bilhões ZircãoChumbo-206
Urânio-235 Chumbo-207 0,7 bilhão
Potássio-40 Argônio-40 1,3 bilhão
Rubídio-87 Estrôncio-87 47 bilhões
Carbono-14 Nitrogênio-14 5.730
carbono-14,são úteis para determinar as idades de rochas mui-
tonovas.A datação isotópica é possível somente se uma quan-
tidademensurável de átomos-pais e filhos permanecer na ro-
cha.Porexemplo, se a rocha é muito antiga e a taxa de decai-
mentomuitorápida, quase todos os átomos-pais já foram trans-
formados.Nesse caso, poderíamos concluir que a pilha do reló-
gioisotópicoacabou, mas não saberíamos dizer há quanto tem-
poeleparou.
Carbono-14: cronometrando atividades
"recentes"
O carbono-14,que decai para o nitrogênio-14, tem uma meia-vi-
dade5.730 anos. Numa rocha de 30 mil anos, por exemplo,
maisdecinco meias-vidas se passaram e somente um pouco me-
nosque 1/32 da quantidade inicial de carbono-14 ainda perma-
nece.Quando 70 mil anos tiverem se passado, muito pouco car-
bono-14terá permanecido para permitir uma contagem precisa.
Porisso,o método do carbono-14 é mais adequado para medir
idadesdo passado geológico relativamente recente.
Esse método é especialmente importante para datar ossos
fósseis,conchas, madeira e outros materiais orgânicos em sedi-
mentosmuito novos, porque todos esses materiais contêm car-
bono,incluindo uma pequena quantidade de carbono-14. O car-
bonoé um elemento essencial nas células vivas de todos os or-
ganismos.Por exemplo, quando os vegetais verdes crescem,
elescontinuamente incorporam em seus tecidos uma pequena
quantidadede carbono-14, junto com isótopos estáveis de car-
bono,a partir do dióxido de carbono da atmosfera. Quando um
10 milhões-4,6 bilhões
10 milhões-4,6 bilhões
Apatita
Zircão
50 mil-4,6 bilhões
Apatita
Muscovita
Biotita
Hornblenda
10 milhões-4,6 bilhões Muscovita
Biotita
Feldspato potássico
Madeira, carvão vegetal, turfa
Ossos e tecidos
Carbonato de cálcio de conchas e outros
Água subterrânea, água do mar e
gelo de geleira contendo dióxido de
carbono dissolvido
100-70 mil
vegetal morre, ele pára de absorver dióxido de carbono, e ne-
nhum carbono novo de qualquer tipo é, então, adicionado ao te-
cido. Nesse momento, a quantidade de carbono-14 em relação
aos isótopos estáveis de carbono é idêntica àquela da atmosfe-
ra. Entretanto, a quantidade de carbono-14 no tecido morto, que
é incorporada como material orgânico fóssil num sedimento,
decresce estavelmente à medida que os átomos radioativos se
desintegram. Os átomos-filhos de nitrogênio-14 são gasosos e,
assim, abandonam o sedimento, de modo que não podemos
medi-Ios com exatidão. Contudo, podemos comparar a quanti-
dade de carbono-14 deixada no material vegetal com a quanti-
dade inicial que estava em equilíbrio com a atmosfera, a qual é
considerada como sendo aproximadamente constante para o
período de tempo relativamente curto que está sendo medido.
Essa comparação fornece o tempo que transcorreu desde que o
vegetal morreu.
Os limites e usos da datação isotópica
A datação isotópica não pode fornecer uma leitura precisa para
qualquer rocha que um geólogo amostrar. Se uma rocha con-
tendo urânio tiver perdido um pouco de seu chumbo pelo in-
temperismo, por exemplo, podemos obter erroneamente uma
idade mais nova. Ou se uma rocha ígnea foi metamorfizada, os
isótopos-filhos que se acumularam desde a cristalização do
magma podem ter sido perdidos, reajustando o relógio para o
tempo do metamorfismo em vez do tempo de formação inicial.
Além desses fatores, a exatidão e a precisão da datação isotópi-
ca dependem de medidas acuradas de, geralmente, quantidades

ínfimas de átomos-filhos encontrados nas rochas. As técnicas
atuais avançaram de modo a possibilitar que o chumbo de um
único cristal de zircão possa ser usado para datar uma rocha. De
fato, a exatidão tem melhorado muito nos últimos anos, de sor-
te que as rochas paleozóicas e pré-cambrianas podem ser data-
das com um erro não superior a algumas centenas de milhares
de anos - uma melhora significativa quando comparada com os
erros de mais de 50 milhões de anos praticados há poucas déca-
das atrás.
Um dos limites da escala do tempo geológico que teve uma
grande mudança graças ao aumento da exatidão das datações
isotópicas e à obtenção de novas amostras de territórios ante-
riormente inexplorados é aquele entre o Período Cambriano e
o tempo Pré-Cambriano (que reúne os éons Arqueano e Prote-
rozóico). Nos últimos anos, esse limite tem mudado inúmeras
vezes, desde a idade inicial de 570 milhões de anos até a idade
atual, que tem um valor muito mais acurado, de 543 milhões
de anos. Essa idade é particularmente importante porque está
relacionada com um dos mais significativos desenvolvimentos
da evolução de organismos multicelulares.
A escala do tempo geológico tem muitos usos, além de ser
valiosa para os geólogos. Os antropólogos que reconstroem os
passos da evolução humana e os arqueólogos que datam os vá-
rios assentamentos humanos utilizam os intervalos mais recen-
tes da escala do tempo, abrangendo os últimos 5 a 10 milhões
de anos. Os sismólogos que estudam as regiões propensas à
ocorrência de terremotos utilizam a escala do tempo e a estrati-
grafia do passado recente para mapear os movimentos das fa-
lhas que originam as ondas sísmicas.
Outros relógios geológicos
O tempo é tão fundamental no estudo da Terra que os geólogos
continuam a procurar maneiras adicionais de medir o tempo
geológico. A estratigrafia paleomagnética, por exemplo, está
obtendo um notável desenvolvimento como auxiliar na datação
isotópica. Como abordamos no Capítulo 2, a reversão do cam-
po magnético terrestre ocorre aproximadamente a cada meio
milhão de anos. Essas reversões periódicas estão registradas na
orientação de minerais magnéticos nas rochas, especialmente
aqueles do assoalho oceânico. A escala do tempo magnético foi
calibrada tanto pelas determinações das idades radioativas co-
mo pelas idades estratigráficas de formações fossilíferas sobre
e sotopo tas.
~ - fia tili daçoes con ravers: U I rzan O
f<r"ji~Y1inhas de evidências
Quando os geólogos determinaram as idades isotópicas e corre-
lacionaram-nas aos seus estudos paleontológicos e estratigráfi-
cos anteriores, puderam acrescentar essas idades absolutas à es-
cala do tempo geológico (ver Figura 10.11). Com essas três
fontes de informação, puderam então deduzir as idades aproxi-
madas das formações rochosas, mesmo daquelas que não con-
tinham material favorável às análises radiométricas. Por exem-
plo, se soubermos, a partir da datação isotópica, que uma intru-
são ígnea ocorreu há 500 milhões de anos, então as camadas se-
dimentares seccionadas pela intrusão devem ser mais antigas
que essa idade. E se essas mesmas camadas estiverem sobre-
postas a rochas metamórficas datadas radiometricamente em
500 milhões de anos, então saberemos que as camadas sedi-
mentares foram formadas entre 500 a 550 milhões de anos
atrás. Se, além disso, essas rochas sedimentares contiverem
fósseis indicando idades estratigráficas do Cambriano ou Orde-
viciano tardio, saberemos as idades absolutas de partes desse
períodos geológicos. A partir desse tipo de controle de idades,
os geólogos ajustam toda a escala do tempo geológico. Depois
de quase um século de datações isotópicas e trabalhos conti-
nuados na estratigrafia do mundo inteiro, essa escala do tempo
encontra-se consolidada nos seus aspectos principais.
Estimando as taxas de processos geológicos
muito lentos
Agora que já temos o controle dos métodos para a datação de
rochas, veremos o que a escala do tempo pode nos dizer sobre
as taxas de alguns processos geológicos muito lentos. Conside-
re a abertura de um oceano, onde as placas do assoalho se afas-
tem uma da outra a partir da dorsal mesoceânica. O Oceano
Atlântico Sul tem uma largura de mais de 5 mil krn entre a
América do Sul e a África, sendo essa distância a medida da se-
paração dos dois continentes. Nos bordos desses dois continen-
tes encontraremos as porções mais antigas desse assoalho, pois
se formaram no princípio da expansão. A partir dos fósseis, sa
bemos que esses sedimentos são de, aproximadamente, 100 mio
Ihões de anos (que é a idade do Cretáceo Médio). Desse modo,
a velocidade média de expansão dessa região do assoalho oceâ-
nico é de 5 mil km a cada 100 milhões de anos, ou cerca de 5
em/ano. Em outras regiões dos oceanos, as velocidades de ex-
pansão podem ser mais baixas, de 2 a 4 em/ano (Dorsal do
Atlântico), ou mais altas, chegando até 10 a 17 em/ano (Dorsal
do Pacífico Oriental).
Esse tipo de cálculo genérico fornece uma surpreendente
estimativa da velocidade de expansão do assoalho oceânico.
Ele foi testado em 1987, quando os cientistas, pela primeira
vez, foram capazes de medir a velocidade de expansão direta-
mente no assoalho do Atlântico, utilizando tecnologia de radia
ção laser de longo alcance e satélite. Os resultados concordam
com as velocidades de expansão que os geólogos marinhos cal-
cularam a partir da idade e da posição do assoalho oceânico.
Os métodos de datação descritos neste capítulo também
nos ajudam a entender outros processos lentos, um deles rela-
cionado aos habitantes da Califórnia (EUA): o movimento de
blocos crustais ao longo da Falha de Santo André e de outras
falhas próximas, que têm sido responsáveis pelos principais
terremotos da região. A Figura 10.15 mostra como a Placa Pa-
cífica desliza em relação à Placa Norte-Americana ao longo de
um limite transformante. Uma maneira de determinar a veloci-
dade desse movimento é medindo as distâncias das contrapar-
tes das distintas formações geológicas de várias idades que fo-
ram separadas pelas falhas da borda da placa. Dividindo-se a
distância que agora separa essas formações pelo tempo decoro
rido desde que se formaram e se separaram, teremos a veloci-
dade do movimento. As velocidades de expansão do assoalho
oceânico e as medidas de satélites fornecem outras estimativas
de deslocamentos ao longo das bordas das placas. Utilizando

Figura 10.15 O movimento relativo de cerca de 5 cm/ano
entreas placas Norte-Americana e Pacífica pode ser calculado
tantopela separação das formações geológicas que deslizam ao
longoda falha como por medidas de satélite ou pelas
velocidadesde expansão do assoalho oceãnico.
essasobservações, podemos estimar que o deslocamento mé-
dioduranteos últimos milhões de anos foi de aproximadamen-
le5 a 6 em/ano, Se essa taxa persistir, Los Angeles, que se lo-
calizana Placa Pacífica, estará lado a lado de San Francisco,
1871
que está na Placa Norte-Americana, dentro de, aproximada-
mente, 10 milhões de anos.
Podemos medir as taxas de movimentos verticais pela data-
ção de depósitos marinhos que se encontram agora acima do ní-
vel do mar. Parte da Cordilheira dos Alpes, por exemplo, con-
tém fósseis marinhos cuja idade de cerca de 15 milhões de anos
é conhecida por nós. Esses fósseis, agora elevados para a altitu-
de de 3 mil metros, foram originalmente depositados próximos
ao nível do mar, no assoalho de um oceano raso. As rochas se-
dimentares contendo os fósseis devem ter sido soerguidas numa
média aproximada de 2 mm/década, embora as taxas possam
ter sido mais altas ou mais baixas por curtos intervalos de tem-
po ou em diferentes partes da cordilheira.
Um último exemplo que utilizaremos aqui será o da erosão.
Processos erosivos estão continuamente desnudando a superfí-
cie dos terrenos. Esses processos são tão lentos que duas foto-
grafias de um vale fluvial obtidas num intervalo de 96 anos
mostram pouca diferença (Figura 10.16). Podemos estimar as
taxas de erosão pela adição de todos os produtos desintegrados
ou dissolvidos pela erosão que os rios ou o vento carregaram de
uma região. Para o continente norte-americano, essa taxa tem
sido estimada como sendo de 3 mm/século. Nesse ritmo, se-
riam necessários 100 milhões de anos para aplainar uma mon-
tanha de 3 mil metros de altura até o nível do mar.
Assim, nesses exemplos específicos, são necessários cerca
de 100 milhões de anos para um oceano abrir, 15 milhões de
anos para soerguer uma cordilheira e 100 milhões de anos para,
depois, erodi-la. Como veremos mais adiante, entretanto, esses
intervalos de tempo são relativamente curtos quando compara-
dos com toda a história do planeta. Durante essa história, a Ter-
ra sofreu muitos ciclos de soerguimento de montanhas e erosão.
Uma visão geral do tempo geológico
Podemos, agora, combinar a escala do tempo geológico com as
idades absolutas obtidas a partir da análise do decaimento ra-
dioativo e da evolução dos organismos, para construir uma li-
1968
Figura 10.16 As duas fotografias do Meandro de Bowknot, no Rio Green, no Estado de
Utah(EUA), foram tomadas num intervalo de quase 100 anos e mostram que pouco
mudouna configuração destas rochas e formações no transcurso desse tempo.

Fita do tempo da Terra (ver Figura 1.12)
Acrescimento da Terra
ÉONS HADEANO E ARQUEANO
2500~==============================================~
ÉON PROTEROZÓICO
500~====================='----------------------~
ÉON FANEROZÓICO
Período Pensilvaniano
I íeríodo Mississippiano
Células
;;J~~:iS'!!!!!!)antigas
Mais antiga rocha
datada da Terro
Figura 10.17 Linha do tempo geológico da história da Terra. Abreviaturas: Ma (Mega
annu), milhões de anos; Ga (Ciga annu), bilhões de anos.

nhado tempo de toda a história da Terra, iniciando desde 4,6
bilhõesde anos atrás (ver as páginas de abertura deste livro). A
Figura 10.17 mostra toda a extensão do tempo geológico na
formade um caminho espiralado, onde cada volta da espiral re-
presentaI bilhão de anos. A partir dessa ilustração, podemos
observaro quão pequeno é o Éon Fanerozóico em relação à his-
tóriada Terra, bem como o diminuto intervalo de tempo que
transcorreudesde o início da evolução humana.
Outra maneira de compreender esse período de tempo ex-
traordinariamente vasto é pensar a idade da Terra como sendo
correspondenteao calendário de um ano. No dia primeiro de ja-
neiro,a Terra foi formada. Durante o mês de janeiro e parte do
iníciode fevereiro, ela tornou-se estruturada em núcleo, manto
ecrosta.Próximo a 21 de fevereiro, a vida se desenvolveu. Du-
rantetodo o outono, inverno e início da primavera, a Terra de-
senvolveuos continentes e bacias oceânicas, às vezes, seme-
lhantesàs atuais, e a tectônica de placas passou a operar. Em 25
deoutubro, no início do Período Cambriano, os organismos
complexos,incluindo aqueles com conchas, chegaram. No dia
7 dedezembro, os répteis evoluíram e, no Natal, os dinossauros
foramextintos. Os humanos modernos, Homo sapiens sapiens,
apareceramem cena às 23h, na véspera do Ano Novo, e a últi-
maidade do gelo terminou às 23h58min45s. Três centésimos
desegundo antes da meia-noite, Colombo aportou numa ilha
dasÍndias Ocidentais. E poucos milésimos de segundos atrás,
vocênasceu.
I RESUMO
Comoos geólogos sabem a idade de uma rocha e se ela é
mais antiga que outra? Os geólogos determinam a ordem de
formaçãodas rochas ao estudar sua estratigrafia, fósseis e dis-
posiçãoespacial no campo. Uma seqüência de rochas sedimen-
taresnão deformada será horizontal, com cada camada sendo
maisnova que aquela que está sotoposta e mais antiga que a ca-
madasobreposta. Além disso, como os animais e as plantas
evoluíram progressivamente ao longo do tempo, seus fósseis
registramas mudanças numa sucessão conhecida na seqüência
estratigráfica. Sabendo-se a sucessão faunística, torna-se mais
fácilpara os geólogos localizar camadas sedimentares erodidas,
gerandouma discordância. Mais importante ainda, os fósseis
possibilitam a correlação de rochas localizadas em várias par-
tesdo mundo.
Comoos geólogos criaram uma escala do tempo geológico
aplicável em qualquer lugar do mundo? Utilizando-se os
fósseispara correlacionar as rochas de mesma idade e reunindo
asseqüências expostas em centenas de milhares de afloramen-
tosmundo afora, os geólogos compilaram uma seqüência estra-
tigráfica aplicável em qualquer região da Terra. A seqüência
compostarepresenta a escala do tempo geológico. O uso da da-
taçãoisotópica permitiu aos cientistas atribuírem idades abso-
lutaspara as unidades da escala do tempo. A datação isotópica
é baseada no comportamento dos elementos radioativos, quan-
doos átomos-pais instáveis são transformados em isótopos-fi-
lhos a uma taxa constante. Quando os elementos radioativos
são aprisionados dentro de um mineral durante a formação da
rocha, o número de isótopos-filhos aumenta, enquanto o de isó-
topos-pais diminui. Ao medir-se a quantidade de pais e filhos,
podemos calcular a idade absoluta.
Por que a escala do tempo geológico é importante para os
geólogos? A escala do tempo geológico permite aos geólogos
reconstruir a cronologia dos eventos que moldaram o planeta. A
escala do tempo tem sido utilizada na validação e estudo da tec-
tônica de placas e na estimativa de taxas de processos muito len-
tos para serem monitorados diretamente, tais como a abertura de
um oceano durante milhões e centenas de milhões de anos. O
desenvolvimento da escala do tempo geológico revelou que a
Terra é muito mais antiga do que os geólogos e outros cientistas
pioneiros imaginavam e que ela sofreu contínuas mudanças co-
mo resultado de processos lentos operando ao longo de sua his-
tória. A criação da escala do tempo geológico, ao lado do desen-
volvimento da Paleontologia e da teoria da evolução, é uma das
mais revolucionárias e impressionantes idéias científicas.
I Conceitos e termos-chave
• datação isotópica (p. 259)
• desconformidade (p. 253)
• discordância (p. 252)
• discordância angular (p. 253)
• éon (p. 255)
• época (p. 259)
• era (p. 259)
• escala do tempo geológico
(p. 255)
• estratificação (p. 249)
• estratigrafia (p. 249)
• estratigrafia de seqüências
(p.254)
• formação (p. 252)
Exercícios
• idade isotópica(p. 248)
• idade relativa(p. 248)
• meia-vida (p. 262)
• não-conformidade(p. 253)
• Paleontologia(p. 25I)
• período (p. 259)
• princípioda horizontalidade
original (p. 249)
• princípioda superposição
(p.249)
• relações de seccionamento
(p.254)
• sucessãoestratigráfica(p. 249)
• tempo geológico (p. 250)
Este icone indica que há uma animação disponível no sítio ele-
trônico que pode ajudâ-lo na resposta.
((JI;ECTARIVEB
1. Liste os períodos geológicos, do mais novo ao mais antigo.
2. Especifique as idades absolutas do início das eras Paleozóica,Me-
sozóica e Cenozóica.
3. Em qual elemento resulta a desintegraçãoradioativado rubídio-87?
4. Em qual intervalo de idades pode ser datado um sedimento pelo
carbono-I4?

5. Quais são os eventos geológicos que estão implicados numa discor-
dância angular?
6. O que é o princípio da superposição?
7. O que é o princípio da horizontal idade original?
8. Em que a discordância angular difere da desconformidade? E da
não-conformidade?
9. Qual a propriedade dos fósseis que os geólogos utilizam para datar
as formações nas quais são encontrados?
10. Como a determinação das idades das rochas ígneas ajuda a datar
os fósseis?
Questões para pensar
Este icone indica que há uma animação disponível no sítio
eletrônico que pode ajudá-lo na resposta.
CQNK!ARWEB
1. Quando você passa por uma escavação numa rua, observa
uma secção que mostra, no topo, o pavimento dela, em seguida o solo
e, na base, a rocha. Você também observa que um cano de água verti-
cal estende-se desde um bueiro da rua até o cano de esgoto enterrado
no solo. O que você pode dizer sobre as idades relativas das várias ca-
madas e do cano de água?
2. Como você seria capaz de verificar as idades relativas de vários de-
pósitos de cinza vulcânica expostos num afloramento?
3. Que evidência você forneceria a um amigo para sustentar a idéia de
que uma formação particular originou-se há vários milhões de anos?
4. Construa um diagrama similar ao da Figura panorâmica 10.11 para
mostrar a seguinte série de eventos geológicos: (a) sedimentação de
uma formação de calcário; (b) soerguimento e dobramento do calcá-
rio; (c) erosão do terreno dobrado; (d) subsidência do terreno e sedi-
mentação de uma formação de arenito.
5. Muitas camadas de lama de grão fino foram depositadas numa taxa
aproximada de I cm a cada mil anos. Nessa taxa, quanto tempo leva-
ria para acumular uma seqüência de meio quilômetro de espessura?
6. Que elementos radioativos você poderia utilizar para datar xistos
de, aproximadamente, I bilhão de anos?
7. Que evento geológico é datado pelo decaimento radioativo de um
mineral contido num xisto?
8. Que evento geológico é datado pelo decaimento radioativo de um
mineral contido num basalto?
9. Nomeie o evento geológico que pode ser datado tanto por métodos
estratigráficos como por datação isotópica.
10. Analisando a secção do Grand Canyon mostrada na Reportagem
10.1, dê um exemplo de uma discordância angular, uma desconformi-
dade e uma não-conformidade.
11. Você acha que seria possível utilizar a datação isotópica para de-
terminar a idade de um basalto da Lua, o qual tem uma composição
muito similar àquele encontrado na Terra? Que esquema de decairnen-
to radioativo você poderia utilizar?
12. Você gostaria de saber quando um vulcão inativo na América do
Sul esteve em atividade pela última vez. Que métodos você utilizaria
para determinar essa data?
Roteiro de pesquisa:
investigue com seus colegas
Tempo geológico
John McPhee, um conhecido divulgador da Geologia, popularizouo
calendário anual comparado com o tempo geológico de modo are
presentar esse último em termos humanos. Neste roteiro de pesqu
sa, você e seus colegas irão criar sua própria metáfora para o tempo
geológico.
A metáfora do calendário anual vincula uma conversão diretaen·
tre os diversos intervalos de tempo. Vocês podem comparar o tempo
geológico com outra escala de tempo, como o período de uma vidabu
mana, ou outras medidas, como distância, volume ou peso. Umame·
táfora pessoal, como a comparação do tempo geológico com a distân·
cia entre suas casas, é facilmente memorizada.
Sua metáfora poderia incluir os seguintes eventos: origem daTer·
ra; rochas mais antigas; surgimento da vida no planeta; transição para
uma atmosfera com oxigênio; origem da vida multicelular; primeiros
vegetais terrestres; primeiros animais terrestres; aparecimento e extin
ção dos dinossauros; primeiros hominídeos; primeiros humanos ana
tomicamente modernos; três eventos da história humana de sua esco-
lha; suas datas de nascimento.
Vocês precisam saber as datas dos eventos e deverão calculara
percentagem do tempo geológico entre eles. Por exemplo, se a Terrase
formou há 4,6 bilhões de anos e as rochas mais antigas há 3,8 bilhões
de anos, vocês podem calcular que 0,8 bilhão de anos, ou cercade
17% do tempo geológico, transcorreu entre um evento e outro: 4,6-
3,8 = 0,8; 0,8/4,6 = 0,17. Calculem as diferenças percentuais entreos
outros eventos geológicos e estabeleçam a escala de sua metáfora
apropriadamente.
Apresentem seu projeto de equipe em uma ilustração visual. Uma
metáfora que faça uma equivalência dos intervalos de tempo emter·
mos de distâncias, por exemplo, pode ser representada por um mapae
sinalizadores ao longo da estrada. Escrevam uma descrição de duas
páginas, incluindo a razão da escolha de sua metáfora e como interpre
tar comparativamente as escalas de tempo.
Sugestões de leitura
Berry, W. B. N. 1987. Growth of a Prehistoric Time Scale. Paio
Alto, California: Blackwell Scientific.
Faure, G. 1986. Principies of Isotopic Geology, 2nd ed. NewYork:
Wiley.
Palmer, A. R. 1984. Decade of Nortn American Geologic Time
Scale. Map and Chart Series MC-50. Boulder, Colorado: Geological
Society of America.
Simpson, G. G. 1983. Fossils. New York: Scientific American
Books.
Stanley, S. M. 1999. Earth System History. NewYork: W. H.Free-
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Winchester, S. 2002. The Map that Changed the World: William
Smith and lhe Birth of Modem Geology. New York: Perennial.

I Sugestõesde leitura em português
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M. de,Fairchild, T. R. e Taioli, F. (orgs.) 2000. Decifrando a Terra. São
Paulo:Oficina de Textos. p. 305-326.
Gohau, G. 1987. História da Geologia. Lisboa: Europa-America,
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Calouste Gulbenkian.
Winchester, S. 2004. O mapa que mudou o mundo. São Paulo:
Record.
I Notas de tradução
10 auge do Império Romano ocorreu no século 11d.e. Já o processo
civilizatório peruano iniciou-se há mais de 12 mil a.e. e originou
uma diversidade impressionante de culturas, culminando na incaica,
que se estendeu de 1440 a 1532, quando foi subjugada pelos espa-
nhóis.
2 Os topônimos deste mapa não foram traduzidos por se tratar de uma
reprodução de peça histórica.
3 Também chamada na literatura geológica brasileira de inconformi-
dade.
4 Jorge C. Della Fávera, um dos mais notáveis expoentes e pioneiro da
Estratigrafia de Seqüências no Brasil, chama essa nova visão de
"Estratigrafia Moderna", que começou a ser aplicada para as bacias
sedimentares brasileiras com a criação do Curso de Pós-Graduação
em Estratigrafia do Instituto de Geociências da UFRGS, em 1990.
5 Considera-se anterior ao Arqueano, porém sem registro crustal na
Terra, o Éon Hadeano (de Hades, deus grego do mundo subterrâneo,
equivalente ao deus Plutão dos romanos), que vai desde o início do
acrescimento planetário até os primeiros registros de rochas crustais
(de 4,6 a 3,95 bilhões de anos).
6 Pré-Carnbriano é uma unidade geocronológica informal que reúne
todos os éons antes do Fanerozóico.
7 O livro Principies ofGeology, um dos mais importantes do mundo
científico, ainda não foi traduzido para o português.
8 Pré-Cambriano é uma designação informal, não sendo uma era ou
éon, utilizada para se referir ao grande período de tempo que reúne
os éons Hadeano e Arqueano.

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