Datação de rochas e fósseis usando métodos geológicos

Citação: Peppe, D. J. & Deino, A. L. (2013) Dating Rocks and Fossils Using Geologic Methods. Natureza Educação Conhecimento 4( 10 ) :1

Usando métodos de datação relativa e radiométrica, os geólogos são capazes de responder à pergunta: quantos anos tem esse fóssil?

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Apesar de parecer um lugar relativamente estável, a superfície da Terra mudou drasticamente nos últimos 4,6 bilhões de anos. Montanhas foram construídas e erodidas, continentes e oceanos se moveram por grandes distâncias, e a Terra flutuou de extremamente fria e quase completamente coberta de gelo para muito quente e sem gelo. Essas mudanças normalmente ocorrem tão lentamente que dificilmente são detectadas durante a vida humana, mas mesmo neste instante, a superfície da Terra está se movendo e mudando. À medida que essas mudanças ocorreram, os organismos evoluíram e os restos de alguns foram preservados como fósseis.

Um fóssil pode ser estudado para determinar que tipo de organismo ele representa, como o organismo viveu e como foi preservado. No entanto, por si só, um fóssil tem pouco significado, a menos que seja colocado em algum contexto. A idade do fóssil deve ser determinada para que possa ser comparada com outras espécies fósseis do mesmo período. Compreender as idades de espécies fósseis relacionadas ajuda os cientistas a juntar as peças da história evolutiva de um grupo de organismos.

Por exemplo, com base no registro fóssil de primatas, os cientistas sabem que os primatas vivos evoluíram de primatas fósseis e que essa história evolucionária levou dezenas de milhões de anos. Ao comparar fósseis de diferentes espécies de primatas, os cientistas podem examinar como as características mudaram e como os primatas evoluíram ao longo do tempo. No entanto, a idade de cada primata fóssil precisa ser determinada para que fósseis da mesma idade encontrados em diferentes partes do mundo e fósseis de diferentes idades possam ser comparados.

Existem três abordagens gerais que permitem aos cientistas datar materiais geológicos e responder à pergunta: "Qual a idade deste fóssil?" Primeiro, a idade relativa de um fóssil pode ser determinada. A datação relativa coloca os eventos geológicos em ordem cronológica sem exigir que uma idade numérica específica seja atribuída a cada evento. Em segundo lugar, é possível determinar a idade numérica de fósseis ou materiais terrestres. As idades numéricas estimam a data de um evento geológico e às vezes podem revelar com bastante precisão quando uma espécie fóssil existiu no tempo. Em terceiro lugar, o magnetismo nas rochas pode ser usado para estimar a idade de um sítio fóssil. Este método usa a orientação do campo magnético da Terra, que mudou ao longo do tempo, para determinar as idades de fósseis e rochas.

Datação relativa para determinar a idade de rochas e fósseis

Os geólogos estabeleceram um conjunto de princípios que podem ser aplicados a rochas sedimentares e vulcânicas expostas na superfície da Terra para determinar as idades relativas de eventos geológicos preservados no registro rochoso. Por exemplo, nas rochas expostas nas paredes do Grand Canyon (Figura 1) existem muitas camadas horizontais, que são chamadas de estratos . O estudo dos estratos é chamado de estratigrafia e, usando alguns princípios básicos, é possível calcular as idades relativas das rochas.

Figura 1: Camadas individuais de rocha, ou estratos, podem ser vistas expostas na parede do Grand Canyon no Arizona, EUA.

Assim como quando foram depositados, os estratos são em sua maioria horizontais (princípio da horizontalidade original). As camadas de rocha na base do cânion foram depositadas primeiro e, portanto, são mais antigas que as camadas de rocha expostas no topo (princípio da superposição).

No Grand Canyon, as camadas de estratos são quase horizontais. A maioria dos sedimentos é depositada horizontalmente em corpos d'água como os oceanos ou em terra nas margens de córregos e rios. Cada vez que uma nova camada de sedimento é depositada, ela é depositada horizontalmente sobre uma camada mais antiga. Este é o princípio da horizontalidade original : camadas de estratos são depositadas horizontalmente ou quase horizontalmente (Figura 2). Assim, eventuais deformações dos estratos (Figuras 2 e 3) devem ter ocorrido após a deposição da rocha.

Figura 2: Os princípios da estratigrafia nos ajudam a entender a idade relativa das camadas rochosas.

Camadas de rocha são depositadas horizontalmente no fundo de um lago (princípio da horizontalidade original). Camadas mais novas são depositadas sobre camadas mais velhas (princípio da superposição). As camadas que cortam outras camadas são mais jovens do que as camadas que cortam (princípio das relações transversais).

O princípio da superposição baseia-se no princípio da horizontalidade original. O princípio da superposição afirma que em uma sequência indeformada de rochas sedimentares, cada camada de rocha é mais antiga que a anterior e mais nova que a inferior (Figuras 1 e 2). Assim, as rochas mais antigas em uma sequência estão na parte inferior e as rochas mais novas estão no topo.

Às vezes, as rochas sedimentares são perturbadas por eventos, como movimentos de falhas , que atravessam as camadas depois que as rochas foram depositadas. Este é o princípio das relações transversais . O princípio afirma que quaisquer feições geológicas que atravessam os estratos devem ter se formado após as rochas que eles cortaram (Figuras 2 e 3).

As camadas de rochas sedimentares expostas nas falésias de Zumaia, na Espanha, estão agora inclinadas quase na vertical.

Figura 3: As camadas de rochas sedimentares expostas nas falésias de Zumaia, Espanha, estão agora inclinadas quase na vertical.

De acordo com o princípio da horizontalidade original, esses estratos devem ter sido depositados horizontalmente e depois titulados verticalmente depois de depositados. Além de estarem inclinadas horizontalmente, as camadas apresentam falhas (linhas tracejadas na figura). Aplicando o princípio das relações transversais, esta falha que desloca as camadas de rocha deve ter ocorrido após a deposição dos estratos.

Os princípios de horizontalidade original, superposição e relacionamentos transversais permitem que os eventos sejam ordenados em um único local. No entanto, eles não revelam as idades relativas das rochas preservadas em duas áreas diferentes. Nesse caso, os fósseis podem ser ferramentas úteis para entender as idades relativas das rochas. Cada espécie fóssil reflete um período de tempo único na história da Terra. O princípio da sucessão faunística afirma que diferentes espécies fósseis sempre aparecem e desaparecem na mesma ordem, e que uma vez que uma espécie fóssil se extingue, ela desaparece e não pode reaparecer em rochas mais jovens (Figura 4).

O princípio da sucessão faunística permite que os cientistas usem os fósseis para entender a idade relativa de rochas e fósseis.

Figura 4: O princípio da sucessão da fauna permite que os cientistas usem os fósseis para entender a idade relativa das rochas e dos fósseis.

Os fósseis ocorrem por um intervalo de tempo distinto e limitado. Na figura, essa faixa etária distinta para cada espécie fóssil é indicada pelas setas cinzas subjacentes à imagem de cada fóssil. A posição da seta inferior indica a primeira ocorrência do fóssil e a seta superior indica sua última ocorrência – quando foi extinto. Usando as faixas etárias sobrepostas de múltiplos fósseis, é possível determinar a idade relativa da espécie fóssil (ou seja, o intervalo relativo de tempo durante o qual essa espécie fóssil ocorreu). Por exemplo, há um intervalo de tempo específico, indicado pela caixa vermelha, durante o qual a amonite azul e a amonite laranja coexistiram. Se ambas as amonites azul e laranja forem encontradas juntas, a rocha deve ter sido depositada durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha, que representa o tempo durante o qual ambas as espécies fósseis coexistiram. Nesta figura, o fóssil desconhecido, uma esponja vermelha, ocorre com cinco outros fósseis na assembléia fóssil B. A assembléia fóssil B inclui os fósseis índices a amonita laranja e a amonita azul, o que significa que a assembléia B deve ter sido depositada durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha. Como o fóssil desconhecido, a esponja vermelha, foi encontrado com os fósseis no conjunto de fósseis B, ele também deve ter existido durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha. significando que o conjunto B deve ter sido depositado durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha. Como o fóssil desconhecido, a esponja vermelha, foi encontrado com os fósseis no conjunto de fósseis B, ele também deve ter existido durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha. significando que o conjunto B deve ter sido depositado durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha. Como o fóssil desconhecido, a esponja vermelha, foi encontrado com os fósseis no conjunto de fósseis B, ele também deve ter existido durante o intervalo de tempo indicado pela caixa vermelha.

Espécies fósseis que são usadas para distinguir uma camada de outra são chamadas de fósseis índices . Os fósseis de índice ocorrem por um intervalo limitado de tempo. Normalmente, fósseis-índice são organismos fósseis comuns, facilmente identificados e encontrados em uma grande área. Por serem frequentemente raros, os fósseis de primatas geralmente não são bons índices fósseis. Organismos como porcos e roedores são mais comumente usados porque são mais comuns, amplamente distribuídos e evoluem de forma relativamente rápida.

Usando o princípio da sucessão faunística, se um fóssil não identificado for encontrado na mesma camada rochosa que um fóssil índice, as duas espécies devem ter existido durante o mesmo período de tempo (Figura 4). Se o mesmo fóssil for encontrado em áreas diferentes, os estratos em cada área provavelmente foram depositados ao mesmo tempo. Assim, o princípio da sucessão faunística torna possível determinar a idade relativa de fósseis desconhecidos e correlacionar sítios fósseis em grandes áreas descontínuas.

Determinando a idade numérica de rochas e fósseis

Ao contrário dos métodos de datação relativa, os métodos de datação absoluta fornecem estimativas cronológicas da idade de certos materiais geológicos associados a fósseis e até mesmo medições diretas da idade do próprio material fóssil. Para estabelecer a idade de uma rocha ou fóssil, os pesquisadores usam algum tipo de relógio para determinar a data em que foi formado. Os geólogos geralmente usam métodos de datação radiométrica , baseados no decaimento radioativo natural de certos elementos, como potássio e carbono, como relógios confiáveis para datar eventos antigos. Os geólogos também usam outros métodos - como a ressonância do spin do elétron e a termoluminescência , que avaliam os efeitos da radioatividadesobre o acúmulo de elétrons em imperfeições, ou "armadilhas", na estrutura cristalina de um mineral - para determinar a idade das rochas ou fósseis.

Todos os elementos contêm prótons e nêutrons , localizados no núcleo atômico , e elétrons que orbitam ao redor do núcleo (Figura 5a). Em cada elemento, o número de prótons é constante, enquanto o número de nêutrons e elétrons pode variar. Átomos do mesmo elemento, mas com diferentes números de nêutrons são chamados de isótopos desse elemento. Cada isótopo é identificado por sua massa atômica , que é o número de prótons mais nêutrons. Por exemplo, o elemento carbono tem seis prótons, mas pode ter seis, sete ou oito nêutrons. Assim, o carbono tem três isótopos: carbono 12 ( ¹² C), carbono 13 ( ¹³ C) e carbono 14 ( ¹⁴C) (Figura 5a).

Figura 5: Isótopos radioativos e como eles decaem com o tempo.

(a) O carbono tem três isótopos com diferentes números de nêutrons: carbono 12 (C ¹² , 6 prótons + 6 nêutrons), carbono 13 (C ¹³ , 6 prótons + 7 nêutrons) e carbono 14 (C ¹⁴ , 6 prótons + 8 nêutrons). C ¹² e C ¹³ são estáveis. O núcleo atômico em C ¹⁴ é instável tornando o isótopo radioativo. Por ser instável, ocasionalmente o C ¹⁴ sofre decaimento radioativo para se tornar nitrogênio estável (N ¹⁴). (b) Os átomos radioativos (isótopos pais) em qualquer mineral decaem ao longo do tempo em isótopos filhos estáveis. A quantidade de tempo que leva para metade dos isótopos pais decair em isótopos filhos é conhecida como meia-vida do isótopo radioativo.

A maioria dos isótopos encontrados na Terra são geralmente estáveis e não mudam. No entanto, alguns isótopos, como o ¹⁴ C, têm um núcleo instável e são radioativos . Isso significa que ocasionalmente o isótopo instável mudará seu número de prótons, nêutrons ou ambos. Essa mudança é chamada de decaimento radioativo. ^{Por exemplo, o 14} C instável se transforma em nitrogênio estável ( ¹⁴ N). O núcleo atômico que decai é chamado de isótopo pai . O produto do decaimento é chamado de isótopo filho . No exemplo, ¹⁴ C é o pai e ¹⁴ N é o filho.

Alguns minerais em rochas e matéria orgânica (por exemplo, madeira, ossos e conchas) podem conter isótopos radioativos. As abundâncias de isótopos pai e filho em uma amostra podem ser medidas e usadas para determinar sua idade. Este método é conhecido como datação radiométrica. Alguns métodos de datação comumente usados estão resumidos na Tabela 1.

A taxa de decaimento de muitos isótopos radioativos foi medida e não muda com o tempo. Assim, cada isótopo radioativo tem decaído na mesma taxa desde que foi formado, passando regularmente como um relógio. Por exemplo, quando o potássio é incorporado a um mineral que se forma quando a lava esfria, não há argônio da decomposição anterior (o argônio, um gás, escapa para a atmosfera enquanto a lava ainda está derretida). Quando esse mineral se forma e a rocha esfria o suficiente para que o argônio não possa mais escapar, o "relógio radiométrico" começa. Com o tempo, o isótopo radioativo do potássio decai lentamente em argônio estável, que se acumula no mineral.

A quantidade de tempo que leva para metade do isótopo pai decair em isótopos filhos é chamada de meia-vida de um isótopo (Figura 5b). Quando as quantidades dos isótopos pai e filho são iguais, ocorreu uma meia-vida. Se a meia-vida de um isótopo for conhecida, a abundância dos isótopos pai e filho pode ser medida e a quantidade de tempo decorrido desde o início do "relógio radiométrico" pode ser calculada.

Por exemplo, se a abundância medida de ¹⁴ C e ¹⁴ N em um osso for igual, uma meia-vida se passou e o osso tem 5.730 anos (uma quantidade igual à meia-vida de ¹⁴ C). Se houver três vezes menos ¹⁴ C do que ¹⁴ N no osso, duas meias-vidas se passaram e a amostra tem 11.460 anos. No entanto, se o osso tiver 70.000 anos ou mais, a quantidade de ¹⁴ C restante no osso será muito pequena para ser medida com precisão. Assim, a datação por radiocarbono só é útil para medir coisas que se formaram em um passado geológico relativamente recente. Felizmente, existem métodos, como o método comumente usado de potássio-argônio (K-Ar), que permite a datação de materiais que estão além do limite da datação por radiocarbono (Tabela 1).

Nome do Método	Faixa etária de aplicação	Material Datado	Metodologia
radiocarbono	1 - 70.000 anos	Material orgânico, como ossos, madeira, carvão, conchas	Decaimento radioativo de ¹⁴ C em matéria orgânica após a remoção da biosfera
datação k-ar	1.000 - bilhões de anos	Minerais e vidros contendo potássio	Decaimento radioativo de ⁴⁰ K em rochas e minerais
urânio-chumbo	10.000 - bilhões de anos	Minerais contendo urânio	Decaimento radioativo do urânio para chumbo através de duas cadeias de decaimento separadas
série urânio	1.000 - 500.000 anos	Minerais contendo urânio, corais, conchas, dentes, CaCO ₃	Decaimento radioativo de ²³⁴ U para ²³⁰ Th
trilha de fissão	1.000 - bilhões de anos	Minerais e vidros contendo urânio	Medição de faixas de dano em vidro e minerais do decaimento radioativo de ²³⁸ U
Luminescência (opticamente ou termicamente estimulada)	1.000 - 1.000.000 anos	Quartzo, feldspato, ferramentas de pedra, cerâmica	Idade de enterramento ou aquecimento com base no acúmulo de danos induzidos por radiação em elétrons situados em redes minerais
Ressonância de spin do elétron (ESR)	1.000 - 3.000.000 anos	Materiais contendo urânio nos quais o urânio foi absorvido de fontes externas	Idade do enterro baseada na abundância de centros paramagnéticos induzidos por radiação em redes minerais
Nuclídeos Cosmogênicos	1.000 - 5.000.000 anos	Tipicamente quartzo ou olivina de rochas vulcânicas ou sedimentares	Decaimento radioativo de nuclídeos gerados por raios cósmicos em ambientes superficiais
Magnetoestratigrafia	20.000 - bilhões de anos	Rochas sedimentares e vulcânicas	Medição da antiga polaridade do campo magnético da Terra registrada em uma sucessão estratigráfica
Tefrocronologia	100 - bilhões de anos	material ejetado vulcânico	Usa química e idade de depósitos vulcânicos para estabelecer ligações entre sucessões estratigráficas distantes
Tabela 1. Comparação dos métodos de datação comumente usados.

A radiação, que é um subproduto do decaimento radioativo, faz com que os elétrons se desloquem de sua posição normal nos átomos e fiquem presos em imperfeições na estrutura cristalina do material. Métodos de datação como termoluminescência , luminescência estimuladora óptica e ressonância de spin eletrônico, medem o acúmulo de elétrons nessas imperfeições, ou "armadilhas", na estrutura cristalina do material. Se a quantidade de radiação à qual um objeto é exposto permanece constante, a quantidade de elétrons presos nas imperfeições da estrutura cristalina do material será proporcional à idade do material. Esses métodos são aplicáveis a materiais com até cerca de 100.000 anos de idade. No entanto, uma vez que as rochas ou fósseis se tornam muito mais velhos do que isso, todas as "armadilhas" nas estruturas cristalinas ficam cheias e nenhum outro elétron pode se acumular, mesmo que sejam desalojados.

Usando o paleomagnetismo para datar rochas e fósseis

A Terra é como um ímã gigantesco. Tem um polo magnético norte e sul e seu campo magnético está em toda parte (Figura 6a). Assim como a agulha magnética em uma bússola aponta para o norte magnético, pequenos minerais magnéticos que ocorrem naturalmente nas rochas apontam para o norte magnético, aproximadamente paralelo ao campo magnético da Terra . Por causa disso, os minerais magnéticos nas rochas são excelentes registradores da orientação, ou polaridade , do campo magnético da Terra.

Figura 6: O campo magnético da Terra pode ser medido para determinar a polaridade de uma amostra de rocha.

(a) A Terra é cercada por um campo magnético gerado pelo magnetismo no núcleo da Terra. Pequenos grãos magnéticos nas rochas se orientarão paralelamente à direção do campo magnético apontando para o pólo norte. (b) A escala de tempo da polaridade geomagnética mostra como a polaridade do campo magnético da Terra mudou ao longo do tempo. Faixas pretas indicam tempos de polaridade normal e faixas brancas indicam tempos de polaridade invertida.

Através do tempo geológico, a polaridade do campo magnético da Terra mudou, causando inversões na polaridade. O campo magnético da Terra é gerado por correntes elétricas produzidas por convecção no núcleo da Terra. Durante as reversões magnéticas, provavelmente há mudanças na convecção no núcleo da Terra, levando a mudanças no campo magnético. O campo magnético da Terra se inverteu muitas vezes durante sua história. Quando o pólo norte magnético está próximo do pólo norte geográfico (como é hoje), é chamado de polaridade normal . A polaridade invertida ocorre quando o "norte" magnético está próximo ao pólo sul geográfico. Usando datas radiométricas e medições da antiga polaridade magnética em rochas vulcânicas e sedimentares (denominadaspaleomagnetismo ), os geólogos conseguiram determinar com precisão quando as inversões magnéticas ocorreram no passado. Observações combinadas deste tipo levaram ao desenvolvimento da escala de tempo de polaridade geomagnética (GPTS) (Figura 6b). O GPTS é dividido em períodos de polaridade normal e polaridade invertida.

Os geólogos podem medir o paleomagnetismo das rochas em um local para revelar seu registro de antigas inversões magnéticas. Cada reversão parece a mesma no registro da rocha, então outras linhas de evidência são necessárias para correlacionar o local com o GPTS. Informações como fósseis de índice ou datas radiométricas podem ser usadas para correlacionar uma reversão paleomagnética específica a uma reversão conhecida no GPTS. Uma vez que uma reversão tenha sido relacionada ao GPTS, a idade numérica de toda a sequência pode ser determinada.

Resumo

Usando uma variedade de métodos, os geólogos são capazes de determinar a idade dos materiais geológicos para responder à pergunta: "quantos anos tem este fóssil?" Métodos de datação relativa são usados para descrever uma sequência de eventos. Esses métodos usam os princípios da estratigrafia para colocar eventos registrados em rochas do mais antigo ao mais novo. Os métodos de datação absoluta determinam quanto tempo se passou desde que as rochas se formaram, medindo o decaimento radioativo de isótopos ou os efeitos da radiação na estrutura cristalina dos minerais. O paleomagnetismo mede a orientação antiga do campo magnético da Terra para ajudar a determinar a idade das rochas.

Glossário

datação absoluta: Determinando o número de anos que se passaram desde que um evento ocorreu ou a hora específica em que esse evento ocorreu

massa atômica: A massa de um isótopo de um elétron, com base no número de prótons e nêutrons

núcleo atômico : O conjunto de prótons e nêutrons no núcleo de um átomo, contendo quase toda a massa do átomo e sua carga positiva

isótopo filho: O isótopo que se forma como resultado do decaimento radioativo

elétrons: Partículas subatômicas carregadas negativamente com muito pouca massa; encontrado fora do núcleo atômico

ressonância do spin do elétron: Método de medição da mudança no campo magnético, ou spin, dos átomos; a mudança no spin dos átomos é causada pelo movimento e acúmulo de elétrons de sua posição normal para posições em imperfeições na estrutura cristalina de um mineral como resultado da radiação.

elementos: Substâncias químicas que não podem ser divididas em substâncias mais simples

falha: Uma fratura em uma rocha ao longo da qual ocorre o movimento

escala de tempo de polaridade geomagnética: Um registro dos múltiplos episódios de inversão da polaridade magnética da Terra que pode ser usado para ajudar a determinar a idade das rochas

meia-vida: A quantidade de tempo que leva para que metade dos isótopos pais decaia radioativamente em isótopos filhos

fóssil índice: Um fóssil que pode ser usado para determinar a idade dos estratos em que é encontrado e para ajudar a correlacionar entre as unidades de rocha

isótopos: Variedades do mesmo elemento que possuem o mesmo número de prótons, mas diferentes números de nêutrons

campo magnético: Uma região onde as linhas de força movem partículas eletricamente carregadas, como em torno de um ímã, através de um fio conduzindo uma corrente elétrica ou as linhas magnéticas de força ao redor da terra

magnetismo: A força que faz com que os materiais, particularmente os feitos de ferro e outros metais, se atraiam ou se repelem; uma propriedade de materiais que responde à presença de um campo magnético

polaridade normal: Intervalo de tempo em que o campo magnético da Terra é orientado de modo que o pólo norte magnético esteja aproximadamente na mesma posição que o pólo norte geográfico

nêutrons: Uma partícula subatômica encontrada no núcleo atômico com uma carga neutra e uma massa aproximadamente igual a um próton

luminescência estimuladora óptica: método de datação que usa luz para medir a quantidade de radioatividade acumulada por cristais em grãos de areia ou ossos desde o momento em que foram enterrados

paleomagnetismo: Magnetização remanescente em rochas antigas que registra a orientação do campo magnético da Terra e pode ser usado para determinar a localização dos pólos magnéticos e a latitude das rochas no momento em que as rochas foram formadas

isótopo pai: O núcleo atômico que sofre decaimento radioativo

polaridade (polaridade magnética): A direção do campo magnético da Terra, que pode ser a polaridade normal ou a polaridade invertida

método de potássio-argônio (K-Ar): técnica de datação radiométrica que usa o decaimento de 39K e 40Ar em minerais portadores de potássio para determinar a idade absoluta

princípio das relações transversais: Qualquer feição geológica que atravessa os estratos deve ter se formado depois que as rochas que eles cortaram foram depositadas.

princípio da sucessão faunística: as espécies fósseis se sucedem em uma ordem definitiva e reconhecível e, uma vez extinta, uma espécie desaparece e não pode reaparecer em rochas mais jovens.

princípio da horizontalidade original: Camadas de estratos são depositadas horizontalmente, ou quase horizontalmente, e paralelas ou quase paralelas à superfície da terra.

princípio da superposição: Em uma sequência não deformada, as rochas mais antigas estão no fundo e as rochas mais novas estão no topo.

prótons: Partículas subatômicas carregadas positivamente encontradas no núcleo de um átomo

radioatividade (radioativo): Um isótopo instável emite espontaneamente radiação de seu núcleo atômico

decaimento radioativo: O processo pelo qual os isótopos instáveis se transformam em isótopos estáveis do mesmo ou de diferentes elementos por uma mudança no número de prótons e nêutrons no núcleo atômico

Datação por radiocarbono: Técnica de datação radiométrica que usa a decomposição de 14C em material orgânico, como madeira ou ossos, para determinar a idade absoluta do material

datação radiométrica: Determinação da idade absoluta de rochas e minerais usando certos isótopos radioativos

datação relativa: rochas e estruturas são colocadas em ordem cronológica, estabelecendo a idade de uma coisa como mais velha ou mais nova que outra

reversões (reversões magnéticas): Mudanças no campo magnético da Terra da polaridade normal para a polaridade invertida ou vice-versa

polaridade invertida: Intervalo de tempo em que o campo magnético da Terra é orientado de modo que o pólo norte magnético esteja aproximadamente nas mesmas posições que o pólo sul geográfico

estratos (singular: estrato): Camadas distintas de sedimentos que se acumularam na superfície terrestre.

estratigrafia: O estudo dos estratos e suas relações

termoluminescência: método de datação que usa calor para medir a quantidade de radioatividade acumulada por uma ferramenta de rocha ou pedra desde que foi aquecida pela última vez