A Terra ainda sem vida
A formação da Terra
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 4500 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 (cometas).
O impacto de Theia – um protoplaneta do tamanho de Marte – há cerca de 4450 Ma deu origem à Lua, reaqueceu e esterilizou a Terra, reconverteu toda a água ao estado gasoso e oxidou em CO₂ o carbono acumulado na fase de acreção (Dauphas et al., 2025). 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 lava em profundidade indicam que, 600 Ma após o evento Theia, já existiam terras emersas sólidas e um ciclo hidrológico ativo, envolvendo oceanos, atmosfera e continentes (Gamaleldien et al., 2024).
O globo terrestre é continuamente aquecido por dentro pelo decaimento radioativo de elementos isotópicos, 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 permanente movimento e rearranjo. A tectónica de placas constitui o principal mecanismo de regulação térmica do planeta. O regime atual – caracterizado pela formação de crusta basáltica (fundos oceânicos) nos limites divergentes e a sua reciclagem em zonas de subducção – é relativamente recente (estabelecido no Proterozoico, depois de 1000 Ma). Este tipo de tectónica foi precedido por outros regimes (e.g., lid tectonics) que podem remontar a 4300 Ma (Dauphas et al., 2025)).
As placas tectónicas combinam, em proporção variável, crusta oceânica e continental. Nos continentes predominam rochas de cores claras (rochas félsicas), como os granitos. A crusta oceânica é composta por rochas máficas (≈ básicas), mais densas e escuras, sobressaindo os basaltos. O manto é constituído por peridotitos ricos em olivina, rochas ultramáficas com mais magnésio e menos sílica do que as rochas da crusta. As crustas oceânicas expandem-se nas dorsais e, na exata medida, mergulham nas fossas oceânicas (zonas de subducção) para serem recicladas.
As crustas oceânicas raramente cavalgam os continentes devido à sua maior densidade. Pela mesma razão, a crusta continental raramente é desmantelada no manto, tendendo a acumular-se. Os continentes são a "espuma da Terra", escreveu o geólogo francês Claude Allègre (Allègre, 1988). Numa fase inicial, o planeta era coberto por crusta máfica, mas os primórdios de crusta continental félsica diferenciaram-se há pelo menos 3500 Ma (Greber et al., 2017)). As rochas félsicas passaram a dominar a composição das placas continentais há ~2500 Ma (Tang et al., 2016)), facto que influenciaria drasticamente a química da atmosfera (v. «Fotossíntese oxigénica e respiração aeróbia. A Grande Oxidação»).
Os continentes agregam-se em supercontinentes que acabam por se fragmentar, em períodos de retorno de 300-500 Ma: são os chamados ciclos de Wilson (Dias, 2019)). O último supercontinente, a Pangeia, formou-se no final do Paleozoico (~300 Ma) e fragmentou-se no Jurássico (~175 Ma). Antes da Pangeia, existiu a Panótia e, anteriormente, a Rodínia(~1000 Ma), que tem grande relevância na história da vida terrestre.
A acreção e colisão dos continentes deformam a crusta (orogenia), aumentam a erosão e o fluxo de nutrientes para os oceanos. Os períodos de afastamento têm o efeito inverso. Esta dinâmica é determinante no ciclo do carbono e a composição atmosférica.
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 (aprox. 4 000–2 500 Ma), o «tempo do início da vida» ou da vida primeva (ver escala do tempo geológico na Figura 36).
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 H2S, CH4, CO e H2 (Zahnle et al., 2010). Os escassos átomos de oxigénio, formados pela fotólise da água (ação da luz solar sobre as moléculas de água), eram prontamente sequestrados pelos hidretos de ferro e sulfuretos das rochas da crosta terrestre.
O Sol de então emitia menos radiação do que o Sol do Fanerozoico (541–0 Ma). A elevada concentração de gases de estufa explica a presença de água líquida no Arcaico e no Paleoproterozoico (aprox. 2 500–1 600 Ma); com a presente atmosfera, a Terra teria sido uma enorme "bola de gelo". O Arcaico precede o Proterozoico (aprox. 2 500–541 Ma), o éon da "vida antiga", que antecede a complexificação dos seres vivos característica do Fanerozoico(541 Ma–presente).