1. A Terra sem vida
Do nascimento da Terra à ativação da tectónica de placas
O Sistema Solar formou-se por acreção, através da ação da gravidade sobre partículas de uma nuvem de gás e poeira cósmica. A ignição da fornalha solar e a solidificação e estabilização da superfície do planeta Terra ocorreram há pouco mais de 4.500 Ma (Zahnle et al., 2007). No início, a Terra era quente — tão quente que todas as moléculas eram inorgânicas e simples. A água dos oceanos tem origem primordial, não sendo, como se supunha anteriormente, de proveniência exclusivamente extraplanetária (e.g., cometas).
O impacto da Theia — um protoplaneta do tamanho de Marte —, ocorrido ~95 Ma após o início da acreção do planeta, deu origem à Lua, reaqueceu e esterilizou a Terra, reconverteu toda a água ao estado gasoso e oxidou o carbono acumulado na fase de acreção em CO₂ (Sleep et al., 2014; Jacobson et al., 2014). Cerca de 100 Ma depois, a temperatura global era suficientemente baixa para a água condensar na forma líquida (Mojzsis et al., 2001). Os primeiros oceanos eram duas vezes mais profundos que os atuais porque, entretanto, parte da água foi absorvida (sequestrada) pela crusta e pelo manto (Zahnle et al., 2007). Cristais de zircão (ZrSiO₄) formados pelo contacto de água doce com magmas em profundidade indicam que, há pelo menos 4000 Ma, já existiam terras emersas sólidas e um ciclo hidrológico ativo (Gamaleldien et al., 2024).
O globo terrestre é continuamente aquecido internamente pelo decaimento radioativo de isótopos, o que se soma ao calor residual proveniente da acreção primordial. Este calor migra inevitavelmente para a superfície. A perda de calor gera lentos mas poderosos movimentos convectivos nas massas de rocha viscoelástica do manto terrestre.
Sobre o manto flutua um gigantesco puzzle de fragmentos litosféricos rígidos — as placas tectónicas — em movimento e rearranjo permanentes. A tectónica de placas constitui o principal mecanismo de regulação térmica do planeta. O regime atual — caracterizado pela formação de crusta oceânica de natureza basáltica nas dorsais oceânicas (limites divergentes) e pela sua reciclagem nas zonas de subducção localizadas nas fossas oceânicas (limites convergentes) — recua, pelo menos, ao final do Neoarcaico (~2.540 Ma) (Assim et al., 2025). Este tipo de tectónica foi precedido por outros regimes (e.g., stagnant lid) que podem remontar a 4.300 Ma (Greber et al., 2017).
As placas tectónicas combinam, em proporções variáveis, crusta oceânica e continental. Nos continentes predominam rochas de cores claras (rochas félsicas), como os granitos. A crusta oceânica é composta por rochas máficas (rochas básicas), mais densas e escuras, entre as quais sobressaem os basaltos. O manto, por sua vez, é constituído por um tipo de rocha ultramáfica (ultrabásica), o peridotito, rica em olivina, com mais magnésio e menos sílica do que as rochas crustais. A crusta oceânica expande-se nas dorsais e, na exata medida, mergulha nas fossas oceânicas para ser reciclada. Devido à sua maior densidade, a crusta oceânica raramente cavalga os continentes. Pela razão inversa, a crusta continental raramente é reabsorvida pelo manto.
Numa fase inicial, o planeta estava coberto por uma crosta primitiva global de natureza puramente máfica (semelhante à atual crosta oceânica). A crosta continental, de natureza félsica, foi sendo produzida gradualmente pela tectónica nas zonas de subducção. Quando uma placa oceânica densa subducta (mergulha) sob outra placa, transporta consigo minerais hidratados e sedimentos oceânicos. Ao atingir as altas temperaturas do manto, através de um processo de fusão parcial e fracionamento — fisicamente similar a uma destilação —, a placa e os sedimentos arrastados geram magmas ricos em sílica que ascendem à superfície via vulcanismo. Estas rochas magmáticas félsicas tendem a acumular-se ao longo do tempo geológico, porque, sendo menos densas do que as rochas máficas, «flutuam» e resistem a ser arrastadas de volta para o manto nas zonas de subducção: os continentes são a «espuma da Terra», como escreveu o geólogo francês Claude Allègre (1988). Esta «espuma» tem-se acumulado continuamente desde a ativação da tectónica de placas moderna, embora existam evidências de uma diferenciação magmática incipiente em regimes tectónicos arcaicos, há pelo menos 3500 Ma (Greber et al., 2017).
Nos últimos 2000 Ma, em períodos de recorrência de ~600 milhões de anos, os continentes agregaram-se em supercontinentes que acabaram por se fragmentar em massas continentais menores. Esta dinâmica, impulsionada pelo fecho e pela abertura de bacias oceânicas (o ciclo de Wilson), integra o que é globalmente conhecido como o ciclo dos supercontinentes. O último supercontinente, a Pangeia, formou-se no final do Paleozoico (~320 Ma) e fragmentou-se no Jurássico (~180 Ma) (Mitchell et al., 2021). Antes da Pangeia existiu a Rodínia (formada entre ~1.300–900 Ma e fragmentada a partir de ~750 Ma; próximo do final do Toniano) e a Colúmbia, também conhecida como Nuna (formada há ~2.000 Ma e fragmentada há cerca de ~1.600 Ma) (Li et al., 2008; Mitchell et al., 2021). Os supercontinentes têm grande relevância na história da vida terrestre, como se verá.
A acreção e a colisão dos continentes deformam a crosta (processos orogénicos), aumentam a erosão, o fluxo de nutrientes para os oceanos e o sequestro de CO₂ via meteorização das rochas silicatadas. Os períodos de afastamento têm o efeito inverso na formação de montanhas, mas geram outras dinâmicas: a fragmentação das massas continentais aumenta a extensão das margens continentais pouco profundas em contacto com a água do mar, promovendo o sequestro de CO₂ na forma de rochas calcárias. Estas dinâmicas foram determinantes tanto no ciclo do carbono quanto na composição atmosférica ao longo da história do planeta (Quadro XXX).
As primeiras atmosferas terrestres
A primeira atmosfera terrestre, dominada por hélio e hidrogénio, perdeu‑se para o espaço. Foi substituída por uma segunda atmosfera — mais densa, redutora (embora menos do que outrora se supunha) e quimicamente distinta da atual —, constituída pelos gases expelidos pelo intenso vulcanismo que caracterizou a Terra primitiva. A composição isotópica de pequenos cristais de zircão, alguns com mais de 4.000 Ma, fornece pistas cruciais sobre os oceanos e a atmosfera durante parte do Hádico (> 4.000 Ma) — o período que decorre desde a formação do Sistema Solar até à estabilização da Terra — e do Arcaico (~ 4.000–2.500 Ma), o «tempo do início da vida» ou da vida primeva (v. escala do tempo geológico na Figura XXX).
Nesta vasta janela temporal, os mares cobriam a maior parte do planeta e a intensa atividade vulcânica manteve a atmosfera carregada de N₂ e de dois gases com forte efeito de estufa: o CO₂ e o vapor de H₂O, secundados por vestígios de H₂S, CH₄, CO e H₂ (Zahnle et al., 2010). As escassas moléculas de oxigénio formadas pelo atrito e pela fragmentação das rochas (quebra das ligações Si-O dos silicatos) ou pela fotólise da água (ação da luz solar sobre as moléculas de água) eram prontamente sequestrados pelo ferro reduzido (ferro ferroso, Fe²⁺) e pelos sulfuretos das rochas da crosta terrestre.
O Sol de então emitia menos radiação do que o Sol do Fanerozoico (539–0 Ma). A elevada concentração de gases de estufa explica a presença de água líquida no Arcaico (~ 4.000–2.500 Ma) e no Paleoproterozoico (~ 2.500–1.600 Ma); com a atmosfera atual, a Terra teria sido uma enorme «bola de gelo». O Arcaico precede o Proterozoico (~ 2.500–539 Ma), o éon da «vida antiga», que antecede a complexificação dos seres vivos característica do Fanerozoico (539 Ma–presente).