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 (como cometas).

O impacto de 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, em CO₂, o carbono acumulado na fase de acreção (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 basáltica (fundos oceânicos) nos limites divergentes e pela sua reciclagem em zonas de subducção — recua, pelo menos, ao final do Neoarqueano (~2540 Ma) (Assim et al., 2025). Este tipo de tectónica foi precedido por outros regimes (e.g., stagnant lid) que podem remontar a 4300 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 (equivalentes a básicas), mais densas e escuras, sobressaindo os basaltos. O manto, por sua vez, 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. Devido à sua maior densidade, as crustas oceânicas raramente cavalgam os continentes. Pela razão inversa, a crusta continental raramente é reabsorvida pelo manto.

Numa fase inicial, o planeta estava coberto por uma crusta máfica. As placas continentais são produzidas pela tectónica nas zonas de subducção. Quando uma placa oceânica densa mergulha (subducta) sob outra placa, transporta consigo minerais hidratados e sedimentos oceânicos. Ao atingir o manto quente, através de um processo de fracionamento fisicamente similar à destilação, a placa gera magmas ricos em sílica que alcançam a superfície via vulcanismo. As rochas magmáticas félsicas continentais tendem a acumular-se porque, como se referiu, são menos densas do que as rochas máficas: os continentes são a "espuma da Terra", como escreveu o geólogo francês Claude Allègre (1988). Estas rochas acumulam-se continuamente desde a ativação da tectónica de placas, embora haja evidências de uma diferenciação incipiente em regimes tectónicos anteriores 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 ~1300–900 Ma e fragmentada a partir de ~750 Ma) e a Colúmbia, também conhecida como Nuna (formada há ~2000 Ma e fragmentada há cerca de ~1600 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 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. Esta dinâmica foi determinante 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 (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 de 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 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 (541–0 Ma). A elevada concentração de gases de estufa explica a presença de água líquida no Arcaico 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 (~ 2.500–541 Ma), o éon da «vida antiga», que antecede a complexificação dos seres vivos característica do Fanerozoico (541 Ma–presente).