Vârsta rocilor: metode relative și absolute

Cuprins

5.2. Vârsta rocilor: metode relative și absolute#

Intuiție

„Mai vechi decât” și „de acum 2 milioane de ani” sunt două întrebări diferite. Prima se rezolvă cu ochiul, din așezarea stratelor. A doua are nevoie de un ceas, iar ceasul geologilor sunt atomii radioactivi, care se dezintegrează într-un ritm pe care nimic nu îl poate grăbi.

Determinarea vârstei rocilor se face pe două căi complementare. Datarea relativă stabilește ordinea evenimentelor (care rocă este mai veche și care mai tânără) fără a preciza vârsta în ani; ea folosește principiile din secțiunea anterioară, fosilele și corelarea litologică. Datarea absolută (sau numerică) atribuie rocii sau evenimentului o vârstă exprimată în ani, cu o incertitudine cunoscută, pe baza dezintegrării radioactive sau a altor procese cu ritm cunoscut. Scara stratigrafică actuală (Secțiunea 5.3) îmbină cele două abordări: ordinea și limitele unităților au fost stabilite relativ, prin fosile, iar vârstele numerice ale limitelor au fost obținute radiometric.

5.2.1. Datarea relativă#

Fosilele-ghid. Cea mai puternică metodă de datare relativă este biostratigrafia, bazată pe principiul succesiunii faunistice. Un fosil-ghid (fosil index) este o specie care a trăit un interval de timp scurt (câteva sute de mii până la câteva milioane de ani), a avut o răspândire geografică largă, a fost abundentă și se conservă ușor. Speciile care îndeplinesc aceste condiții – amoniții în Mezozoic, trilobiții în Paleozoic (Figura 5.2), foraminiferele planctonice și nanoplanctonul calcaros în Cenozoic – permit atribuirea unui strat unei biozone, adică unui interval de timp definit prin apariția și dispariția unor taxoni. În depozitele continentale ale Pliocenului și Cuaternarului din România, biostratigrafia se bazează pe moluște de apă dulce sau salmastră și pe mamifere (Andreescu et al., 2013). Dintre celelalte grupe folosite curent ca fosile-ghid se pot aminti graptoliții (Ordovician–Silurian), conodontele (Paleozoic–Triasic), calpionelele (Jurasic superior–Cretacic inferior), radiolarii și diatomeele, iar în depozitele continentale sporii și polenul (Nichols, 2009).

../_images/trilobit.jpg — Figura 5.2 Trilobit, fosilă-ghid a Paleozoicului: eșantion dintr-o colecție didactică de laborator (foto: I. Boți). [DE COMPLETAT: proveniența și vârsta eșantionului]#

Corelarea litologică. Când fosilele lipsesc, cum se întâmplă frecvent în depozitele continentale (loess, pietrișuri de terasă, aluviuni), stratele se recunosc și se urmăresc după caracteristicile lor litologice: compoziție, granulometrie, culoare, structuri sedimentare, grosime. Corelarea litologică este metoda de bază în prelucrarea forajelor geotehnice (Secțiunea 5.4.4); ea trebuie aplicată cu prudență, deoarece un strat de nisip dintr-un foraj nu este neapărat același cu stratul de nisip de la aceeași adâncime din forajul vecin. Un caz particular îl constituie orizonturile-reper (marker beds): strate subțiri, cu caracteristici distinctive și extindere mare, formate practic instantaneu la scară geologică, cum sunt nivelurile de cenușă vulcanică (tefră), care în loessurile din sud-estul României oferă repere cronologice de mare precizie (Constantin et al., 2012); datarea lor se face cu metodele din Secțiunea 5.2.2.

Discordanțele. Într-o succesiune concordantă, stratele s-au depus unul după altul fără întreruperi importante și sunt paralele între ele. O discordanță (unconformity) este o suprafață care separă două pachete de strate și care reprezintă un interval de timp în care nu s-a depus nimic sau în care depozitele deja formate au fost erodate; ea marchează o lacună stratigrafică, adică o parte de timp geologic neînregistrată în succesiunea locală. Se disting mai multe tipuri (Figura 5.3):

discordanța paralelă: stratele de sub și de deasupra suprafeței de discordanță sunt paralele. Dacă suprafața este o suprafață de eroziune vizibilă, cu relief, paleosoluri sau canale, discordanța se numește de eroziune (disconformity); dacă suprafața nu se distinge morfologic și lacuna se recunoaște numai prin lipsa unor biozone, este vorba despre o paraconformitate;
discordanța unghiulară: stratele de sub discordanță au fost înclinate sau cutate și apoi erodate înainte de depunerea stratelor de deasupra, astfel că cele două pachete formează un unghi între ele. Ea documentează o fază tectonică urmată de eroziune și de o nouă transgresiune;
nonconformitatea (discordanța heterolitică): sedimentele se așază direct pe roci magmatice sau metamorfice, care au fost aduse la suprafață prin ridicare și eroziune. Este contactul tipic dintre fundamentul cristalin și cuvertura sedimentară a platformelor.

Discordanțele au o semnificație inginerească deosebită: suprafața de discordanță este adesea o paleo-suprafață de alterare, cu roci degradate, cu un relief îngropat neregulat și cu contraste puternice de proprietăți între cele două pachete (Secțiunea 5.5.3).

../_images/str-discordante.svg — Figura 5.3 Tipurile principale de discordanțe: (a) discordanța paralelă de eroziune – stratele rămân paralele, dar suprafața de eroziune cu relief marchează lacuna; (b) discordanța unghiulară – pachetul inferior a fost înclinat și erodat înainte de depunerea celui superior; (c) nonconformitatea – sedimentele se așază pe un fundament cristalin (granit) erodat, cu scoarță de alterare.#

5.2.2. Datarea absolută: metodele radiometrice#

Principiul. Unii izotopi naturali sunt instabili și se transformă spontan, prin dezintegrare radioactivă, în izotopi ai altor elemente. Izotopul inițial se numește izotop-părinte (parent), iar produsul, izotop-fiu (daughter). Dezintegrarea este un proces statistic, independent de temperatură, presiune sau reacții chimice: într-un interval de timp \(\mathrm{d}t\), dintr-un număr \(N\) de atomi-părinte se dezintegrează o fracțiune constantă, \(\lambda\,\mathrm{d}t\). Integrând, numărul de atomi-părinte rămași după timpul \(t\) este

(5.1)#\[ N(t) = N_0\, e^{-\lambda t}, \]

în care \(N_0\) este numărul inițial de atomi-părinte și \(\lambda\) este constanta de dezintegrare a izotopului. Timpul de înjumătățire \(T_{1/2}\) este intervalul după care jumătate din atomii-părinte s-au dezintegrat:

(5.2)#\[ T_{1/2} = \frac{\ln 2}{\lambda} \approx \frac{0{,}693}{\lambda}. \]

Conform relației (5.2), \(T_{1/2}\) este o constantă a fiecărui izotop. După un timp de înjumătățire rămâne 1/2 din cantitatea inițială, după două rămâne 1/4, după trei 1/8 ș.a.m.d. (Figura 5.4). Dacă sistemul (mineralul sau roca) a rămas închis, adică nu a pierdut și nu a câștigat atomi-părinte sau fiu de la formare, numărul de atomi-fiu acumulați este \(D = N_0 - N\), iar vârsta rezultă din raportul măsurat \(D/N\):

(5.3)#\[ t = \frac{1}{\lambda}\ln\!\left(1 + \frac{D}{N}\right). \]

Relațiile (5.1)–(5.3) presupun un sistem închis și o cantitate inițială de izotop-fiu nulă sau cunoscută. Vârsta astfel obținută este vârsta „închiderii” sistemului: pentru rocile magmatice, momentul cristalizării; pentru minerale metamorfice, momentul răcirii sub temperatura la care izotopul-fiu începe să fie reținut. Este important de reținut că metodele radiometrice datează în general roci magmatice și metamorfice, nu roci sedimentare: un galet de granit dintr-un conglomerat dă vârsta granitului, nu a conglomeratului. Vârsta sedimentelor se obține indirect, prin datarea nivelurilor de tuf vulcanic intercalate sau a mineralelor formate în timpul sedimentării, sau direct, prin metodele specifice Cuaternarului descrise mai jos (Dickin, 2018).

../_images/str-dezintegrare.svg — Figura 5.4 Curba de dezintegrare radioactivă: fracțiunea de izotop-părinte rămasă, \(N/N_0\), și fracțiunea de izotop-fiu acumulată, \(D/N_0\), în funcție de timpul exprimat în număr de timpi de înjumătățire. Măsurând raportul \(D/N\) într-un mineral cu sistem închis se citește vârsta pe axa orizontală (în exemplu, \(D/N = 3\) corespunde la \(t = 2\,T_{1/2}\)).#

Principalele metode. Alegerea metodei depinde de timpul de înjumătățire al izotopului (care trebuie să fie de același ordin de mărime cu vârsta de determinat) și de mineralele disponibile (Tabelul 5.1):

Uraniu–plumb (U–Pb): folosește două lanțuri de dezintegrare independente (\(^{238}\)U \(\rightarrow\) \(^{206}\)Pb și \(^{235}\)U \(\rightarrow\) \(^{207}\)Pb) în minerale ca zirconul, foarte rezistent la alterare și metamorfism. Este metoda cea mai precisă pentru rocile magmatice și metamorfice vechi, iar datarea zirconilor din tufurile vulcanice intercalate în succesiunile fosilifere a furnizat o mare parte din vârstele numerice ale limitelor din scara stratigrafică, compilate în Geologic Time Scale 2020 (Gradstein et al., 2020).
Potasiu–argon (K–Ar) și argon–argon (\(^{40}\)Ar/\(^{39}\)Ar): \(^{40}\)K se dezintegrează parțial în \(^{40}\)Ar, gaz care se acumulează în rețeaua mineralelor cu potasiu (mice, feldspați, hornblendă) după răcire. Se aplică rocilor vulcanice și metamorfice, de la câteva zeci de mii de ani la miliarde de ani; varianta Ar–Ar, mai precisă, se folosește curent pentru datarea tufurilor din Neogen și Cuaternar.
Rubidiu–stronțiu (Rb–Sr): \(^{87}\)Rb se dezintegrează foarte lent în \(^{87}\)Sr; metoda se aplică rocilor magmatice și metamorfice vechi, pe roci totale sau pe minerale bogate în rubidiu (mice, feldspat potasic).
Radiocarbon (\(^{14}\)C): \(^{14}\)C se formează continuu în atmosferă, sub acțiunea radiației cosmice, și este încorporat de organismele vii; după moarte, conținutul de \(^{14}\)C scade cu timpul de înjumătățire de 5 730 de ani. Metoda datează materiale organice (lemn, cărbune, oase, cochilii, turbă) cu vârste de până la circa 50 000 de ani și este instrumentul principal pentru Holocen și finalul Pleistocenului, deci pentru aluviuni recente, turbe, depozite de alunecare și umpluturi vechi.

Tabelul 5.1 Principalele metode de datare radiometrică folosite în geologie. Timpii de înjumătățire după Steiger și Jäger (1977), Godwin (1962) și Villa et al. (2015).#
Metoda	Izotop-părinte \(\rightarrow\) fiu	\(T_{1/2}\)	Materiale și domeniu de aplicare
U–Pb	\(^{238}\)U \(\rightarrow\) \(^{206}\)Pb	4,47 miliarde ani	zircon, monazit, titanit; roci magmatice și metamorfice, tufuri; de la \(\sim\)1 milion de ani la 4,5 miliarde ani
	\(^{235}\)U \(\rightarrow\) \(^{207}\)Pb	704 milioane ani	(cele două lanțuri se verifică reciproc)
K–Ar, Ar–Ar	\(^{40}\)K \(\rightarrow\) \(^{40}\)Ar	1,25 miliarde ani	mice, feldspați, hornblendă, roci vulcanice totale; de la \(\sim\)10 000 de ani la miliarde de ani
Rb–Sr	\(^{87}\)Rb \(\rightarrow\) \(^{87}\)Sr	48,8–49,6 miliarde ani	mice, feldspat potasic, roci totale; roci magmatice și metamorfice vechi
\(^{14}\)C	\(^{14}\)C \(\rightarrow\) \(^{14}\)N	5 730 ani	lemn, cărbune, oase, cochilii, turbă, carbonați; ultimii \(\sim\)50 000 de ani

5.2.3. Metode de datare specifice Cuaternarului#

Depozitele cuaternare, pe care se fundează majoritatea construcțiilor din România, sunt prea tinere pentru metodele U–Pb sau Rb–Sr (Secțiunea 5.2.2) și, în cea mai mare parte, lipsite de material organic databil cu \(^{14}\)C. Pentru ele s-au dezvoltat metode specifice:

Dendrocronologia folosește inelele anuale de creștere ale arborilor: grosimea inelelor variază de la an la an în funcție de climă, iar succesiunea de inele groase și subțiri formează un „cod de bare” care poate fi potrivit între arbori vii, lemn de construcție și trunchiuri fosile, obținându-se serii continue de peste 10 000 de ani, cu rezoluție anuală. Dendrocronologia servește și la calibrarea vârstelor \(^{14}\)C.
Varvele sunt perechi de lamine (una grosieră, deschisă, de vară; una fină, întunecată, de iarnă) depuse anual în lacurile glaciare; numărarea lor permite datarea depozitelor lacustre și estimarea vitezei de sedimentare.
Luminescența stimulată optic (optically stimulated luminescence, OSL) datează momentul ultimei expuneri la lumină a granulelor de cuarț sau feldspat. După îngropare, granulele acumulează în rețeaua cristalină energie provenită din radioactivitatea naturală a sedimentului; în laborator, stimularea cu lumină eliberează această energie sub formă de luminescență, proporțională cu doza acumulată, deci cu timpul scurs de la îngropare. Metoda acoperă intervalul de la câteva sute la câteva sute de mii de ani și este instrumentul principal pentru datarea loessului, a dunelor și a aluviunilor. Pentru loessurile din Câmpia Română și Dobrogea, datările OSL au stabilit că orizontul superior de loess s-a depus în timpul ultimului glaciar, iar succesiunea loess–paleosol de sub el acoperă mai multe cicluri glaciar–interglaciar (Constantin et al., 2015, Timar-Gabor et al., 2011).
Magnetostratigrafia folosește inversările câmpului magnetic terestru, înregistrate în magnetizarea remanentă a rocilor; secvența de polarități normale și inverse este corelată cu scara globală a polarității geomagnetice. Metoda a furnizat vârstele etajelor regionale ale Bazinului Dacic (Vasiliev et al., 2005) și, împreună cu proprietățile magnetice ale loessului și paleosolurilor, stă la baza corelării succesiunilor de loess din bazinul Dunării (Fitzsimmons et al., 2012, Marković et al., 2015).

5.2.4. Cât de bătrân este Pământul? Scurt istoric#

Vârsta de 4,54 miliarde de ani, pe care o acceptăm astăzi, este rezultatul a trei secole de estimări, fiecare limitată de fizica vremii sale (Dalrymple, 2001). În 1650, arhiepiscopul irlandez James Ussher a calculat, din genealogiile biblice, că lumea a fost creată în anul 4004 î.Hr.; cronologia lui a fost acceptată până spre sfârșitul secolului al XVIII-lea, când James Hutton a arătat, pe baza discordanțelor și a ritmului lent al eroziunii și sedimentării, că istoria Pământului trebuie să fie incomparabil mai lungă (Secțiunea 5.1.2). În a doua jumătate a secolului al XIX-lea au apărut primele estimări fizice:

lordul Kelvin a calculat timpul necesar răcirii prin conducție a unui glob inițial topit: între 20 și 400 de milioane de ani în 1862, interval restrâns la 20–40 de milioane de ani în 1897. Calculul era corect, dar ipotezele nu: Kelvin nu avea de unde să știe că dezintegrarea radioactivă produce căldură în interiorul planetei;
John Joly a împărțit, în 1899, cantitatea de sodiu din oceane la aportul anual al râurilor și a obținut aproximativ 90 de milioane de ani; metoda ignora faptul că sarea este scoasă din circuit prin depunerea evaporitelor și prin reținerea în sedimente;
împărțirea grosimii totale a rocilor sedimentare la o viteză medie de sedimentare a dat rezultate cuprinse între câteva milioane și peste un miliard de ani, în funcție de ipotezele fiecărui autor.

Descoperirea radioactivității de către Henri Becquerel, în 1896, a schimbat datele problemei. Ernest Rutherford a propus folosirea dezintegrării radioactive ca ceas geologic, iar în 1907 Bertram Boltwood a publicat primele vârste uraniu–plumb, cuprinse între 410 și 2 200 de milioane de ani, pentru minerale din mai multe regiuni. În 1956, Clair Patterson a obținut, din izotopii plumbului din meteoriți, vârsta de 4,55 \(\pm\) 0,07 miliarde de ani, valoare care a fost doar rafinată de atunci (Secțiunea 5.2.2).