Origem da vida

Abiogênese é o processo natural pelo qual a vida surgiu a partir de matéria não-viva, como compostos orgânicos simples. A transição de entidades não-vivas para seres vivos na Terra foi um processo complexo, envolvendo a formação de um planeta habitável, a síntese de moléculas orgânicas pré-bióticas, autorreplicação molecular, surgimento de membranas celulares e outras etapas. O estudo da abiogênese envolve a investigação das reações químicas que deram origem à vida em condições diferentes das atuais. A vida é baseada em moléculas especializadas de carbono e água, como lipídios, carboidratos, aminoácidos e ácidos nucleicos. Diferentes abordagens têm sido utilizadas para entender como moléculas autorreplicantes surgiram. O experimento de Miller-Urey, por exemplo, demonstrou que aminoácidos podem ser sintetizados a partir de compostos inorgânicos sob condições similares às da Terra primitiva. Pesquisadores também investigam o último ancestral comum universal (LUCA), que possuía genes compartilhados por arquéias e bactérias. O LUCA provavelmente era anaeróbico, obtendo energia por quimiosmose e mantendo seu material genético com DNA e ribossomos. Embora o LUCA tenha vivido há mais de 4 bilhões de anos, não é considerado a primeira forma de vida. A Terra é o único lugar conhecido a abrigar vida, e evidências fósseis informam os estudos sobre a origem da vida. Os primeiros indícios de vida na Terra datam de pelo menos 3,5 bilhões de anos, e fósseis de micro-organismos foram encontrados em fontes hidrotermais datadas de cerca de 4,4 bilhões de anos. Lembrando que a terra é datada de 4,54 bilhões de anos a trás.

A terra primitiva

Acredita-se que a Terra e a Lua se formaram após uma colisão entre dois planetas, há cerca de 4,45 à 4,50 bilhões de anos. Essa colisão liberou uma quantidade imensa de energia, o suficiente para vaporizar grande parte da Terra e extinguir qualquer forma de vida presente. No entanto, é provável que a vaporização e a fusão não tenham sido completas, permitindo que algumas rochas sobrevivessem e entrassem em órbita ao redor do sol. Talvez a vida tenha sobrevivido nessas rochas e retornado mais tarde, quando a Terra se tornou habitável novamente. Embora essas especulações sejam interessantes, não vamos explorar esse tema em detalhes aqui.

É interessante considerar que, inicialmente, a Terra era quente, com temperaturas semelhantes às encontradas em micróbios termofílicos modernos, em torno de 100°C, antes de se tornar mais amena. Isso está relacionado à hipótese de que a vida pode ter surgido quando a superfície da Terra ainda estava próxima a 100°C. Neste texto, vamos nos concentrar na ideia de que a Terra estava quente em todo lugar quando a vida se originou. Outras explicações para a existência de organismos termofílicos incluem a origem da vida em sistemas hidrotermais e a extinção de organismos mesófilos por impactos de asteroides em momentos posteriores.

No cenário de uma Terra quente, é importante considerar a escala de tempo e os mecanismos pelos quais a Terra alcançou condições mais amenas, assim como a duração em que as temperaturas superficiais se mantiveram em torno de 100°C. Também devemos levar em conta a composição química dos oceanos naquela época. Podemos dividir o tempo após o impacto que formou a Lua em dois períodos distintos, nos quais diferentes processos físicos controlaram as temperaturas superficiais. No primeiro período, as temperaturas foram influenciadas pelo calor proveniente do interior da Terra. No segundo período, as temperaturas superficiais foram mantidas pelo efeito estufa aquecido pelo sol, semelhante ao que ocorre na Terra atualmente. Ao explorar essas possibilidades, chegamos a conclusões gerais que são robustas e não dependem dos muitos detalhes desconhecidos.

As evidências diretas disponíveis atualmente vêm principalmente de zircões muito antigos encontrados em sedimentos mais recentes. Essas descobertas indicam que já existia uma quantidade significativa de água líquida na superfície, com temperatura desconhecida, e crosta continental há cerca de 4,4 bilhões de anos. A intemperização por água líquida, com temperaturas entre 0 e 100°C, ocorreu aproximadamente há 4,2 bilhões de anos.

O impacto que formou a Lua e uma atmosfera aquecida de baixo para cima 

Quando a lua foi formada, houve uma colisão muito violenta com a Terra, liberando uma grande quantidade de energia. Estima-se que o impacto tenha fornecido cerca de 7 x 106 Joules por quilograma, considerando a massa da Terra. Essa quantidade de energia é semelhante ao calor necessário para vaporizar rochas em baixa pressão, que varia entre 6 e 14 x 106 Joules por quilograma. É evidente que uma parte significativa dos materiais da Terra e da Lua foi vaporizada durante o evento, sendo que a maior parte da energia do impacto foi utilizada para esse processo de vaporização. Formaram-se atmosferas espessas de vapor de silicato ao redor dos corpos celestes, possivelmente em estado supercrítico. No entanto, devido à baixa massa da Lua, essa atmosfera não teria sido retida gravitacionalmente por ela. Em contraste, a atmosfera de vapor de rocha da Terra teria permanecido firmemente ligada ao nosso planeta.

Grande parte da energia resultante do impacto foi dissipada como radiação térmica na época e não ficou disponível posteriormente para aquecer a superfície terrestre quando as condições se tornaram favoráveis ao desenvolvimento da vida. O fluxo de calor na superfície é determinado pelas características da radiação emitida por um objeto chamado corpo negro. À medida que a Terra esfriava, o primeiro efeito de resfriamento significativo ocorreu quando o vapor de rocha começou a se condensar na parte mais alta da atmosfera, formando uma camada densa de partículas chamadas aerossóis. Com o tempo, esses aerossóis se agruparam e caíram em direção à superfície terrestre. Eventualmente, todo o vapor de rocha se condensou e precipitou. Durante o período em que o vapor de rocha estava parcialmente condensado, a temperatura efetiva de radiação era de aproximadamente 2.300 Kelvin e o fluxo de calor na superfície era de cerca de 1,6 x 106 Watts por metro quadrado. Com base nessa taxa de resfriamento, a era do vapor de rocha durou menos de 2.000 anos.

Depois que o vapor de rocha se dissipou, uma atmosfera composta principalmente de vapor d'água e outros gases voláteis, como o dióxido de carbono, permaneceu. O controle da transferência de calor para o espaço era determinado pela temperatura da rocha derretida na superfície. Um sistema global de convecção bastante intenso continuou a operar até que a temperatura fosse suficientemente baixa para que parte da rocha derretida começasse a solidificar, formando uma camada fina e sólida sobre o magma.

Estima-se que, em baixas pressões, a temperatura necessária para que o manto da Terra se funda seja de cerca de 2.036 Kelvin, o que indica que a crosta sólida começou a se formar em torno de 2.000 Kelvin. Durante esse processo, uma quantidade significativa de calor foi removida, equivalente ao calor necessário para derreter a rocha mais o calor necessário para resfriá-la em algumas centenas de kelvin, totalizando cerca de 106 Joules por quilograma. Na ausência de uma atmosfera densa o suficiente para ter um impacto significativo, a radiação direta da rocha derretida para o espaço teria esfriado rapidamente o interior da Terra.

Por exemplo, se considerarmos uma temperatura efetiva de radiação de 1.500 Kelvin, isso resultaria em um fluxo de calor na superfície de aproximadamente 0,9 x 106 Watts por metro quadrado, o que removeria todo o calor restante disponível em cerca de 400 anos. No entanto, é mais provável que a Terra estivesse cercada por uma atmosfera densa. Mesmo assim, o resfriamento ocorreu rapidamente em termos geológicos.

Um modelo plausível para descrever a Terra primitiva, que estava envolta em calor, é o de um efeito estufa descontrolado causado pela presença de água. O fluxo de calor crítico na superfície, estimado em 150 Watts por metro quadrado, representa a diferença entre a quantidade de calor necessária para manter um efeito estufa com uma atmosfera rica em água e o calor fornecido pelo sol. A perda de calor a essa taxa teria removido globalmente 106 Joules por quilograma em cerca de 2,5 milhões de anos.

A Terra se tornou potencialmente habitável quando desenvolveu uma camada sólida significativa que separava o interior quente de um ambiente de superfície mais frio, onde havia água líquida. Essa transformação ocorreu quando o interior estava apenas algumas centenas de kelvin mais quente do que a temperatura atual do interior.

É importante considerar apenas o calor que ainda estava presente na Terra naquela época, juntamente com o calor adicional gerado pela radioatividade, para determinar a habitabilidade. Para quantificar essa quantidade de calor, usamos o conceito de temperatura potencial, que representa a temperatura extrapolada para a superfície, sem levar em consideração os efeitos do calor latente da fusão. Esse conceito nos permite analisar apenas as mudanças de temperatura no interior profundo, onde a maior parte do calor da Terra está concentrada, sem precisar considerar detalhadamente o processo de fusão ao calcular o equilíbrio térmico.

No entanto, na prática, é importante considerar a física da fusão do material em ascensão para determinar quando uma camada sólida pode se formar. Estima-se que a temperatura potencial seja de cerca de 2.500 Kelvin. Já a temperatura potencial atual do manto, levando em consideração a fusão que ocorre nas cordilheiras oceânicas modernas, é de aproximadamente 1.600 Kelvin. Embora a temperatura potencial média do período Arqueano inicial não seja determinada com precisão por estudos de rochas vulcânicas daquela época, estima-se que tenha sido em torno de 1.800 Kelvin.

O resfriamento de cerca de 700 Kelvin a partir da temperatura potencial inicial, quando uma camada sólida começou a se formar, foi responsável pela energia extraída antes do período Arqueano através do fluxo de calor na superfície. Essa quantidade de energia corresponde a 700 Kelvin multiplicados pelo calor específico atual do núcleo e do manto, cerca de 4 x 1030 Joules.

Quando a Terra de silicato estava suficientemente sólida para formar uma camada externa consideravelmente mais fria, a convecção tornou-se lenta. Se a atmosfera maciça não estivesse espessa o suficiente, o vapor d'água tornaria a atmosfera opaca assim que a temperatura efetiva da superfície caísse abaixo de 1.500 Kelvin. Em seguida, ocorreu um resfriamento mais gradual, com um fluxo de calor comparável ao fluxo solar atual, através de uma atmosfera densa de água. Um efeito estufa descontrolado e quente, mantido por temperaturas internas, poderia ter existido apenas por um período geológico limitado. Por exemplo, um efeito estufa descontrolado crítico resfriaria o interior da Terra em 700 Kelvin em 1,8 milhões de anos. Eventualmente, o fluxo de calor interno diminuiu a ponto de não ser mais suficiente para manter um efeito estufa descontrolado, e a temperatura da superfície começou a declinar.

A duração do período em que o fluxo de calor interno da Terra continuou a influenciar o clima global pode ser estimada observando que esse fluxo de calor deve ter sido uma parte significativa do aquecimento solar. Um exemplo quantitativo é uma atmosfera sem grandes quantidades de CO2. Atribuir os 700 Kelvin de mudança na temperatura potencial necessária para manter um fluxo de calor de 100 Watts por metro quadrado resulta em uma duração máxima de 2,7 milhões de anos. Para fins de comparação, um fluxo de calor de superfície de 70 Watts por metro quadrado teria proporcionado condições amenas de temperatura de 30°C na Terra primitiva, nesse caso. No entanto, é bastante difícil para a Terra permanecer por um longo período de tempo na faixa de temperatura habitável pelos organismos termófilos modernos, pois a temperatura da superfície é altamente sensível ao fluxo de calor interno. Não há um mecanismo óbvio para estabilizar o fluxo de calor médio global precisamente dentro dessa faixa.

Com fluxos de calor tão altos, a camada externa de rocha sólida acima do magma derretido seria muito fina e não seria estável mecanicamente. Por exemplo, se considerarmos um fluxo de calor de superfície de 100 Watts por metro quadrado e uma capacidade térmica de 2,4 Watts por metro por grau Kelvin, isso significaria que o magma estaria a uma profundidade de 20 metros. A circulação hidrotermal ajudaria a transferir calor através de uma camada externa mais espessa e realista, mas o desafio de manter o fluxo de calor global dentro de uma faixa estreita persiste, à medida que o interior da Terra esfria algumas centenas de graus Kelvin. Isso acontece porque espera-se que a transferência de calor do interior se torne menos intensa à medida que o resfriamento torna o manto e seus magmas mais viscosos, reduzindo a quantidade de fusão nas zonas ascendentes.

Para continuar estimando a duração, o oceano de magma é representado como um fluido viscoso linear, o que é um modelo simplificado, já que tanto o magma quanto a mistura cristalina transportam calor. O fluxo de calor é ajustado com base na viscosidade elevada elevada a uma potência de -1/3. Normalmente, a viscosidade aumenta pelo menos dez vezes a cada redução de 100 Kelvin na temperatura, o que implica que o fluxo de calor diminui pelo menos 2,15 vezes a cada redução de 100 Kelvin. Uma mudança de 20% no fluxo de calor mencionado acima requer uma redução de temperatura de 23 graus Celsius, o que corresponderia a uma duração de apenas 0,09 milhões de anos.

Resfriamento gradual e troca de voláteis na Terra primitiva 

No exemplo acima, consideramos que não existia uma atmosfera massiva de CO2 quando o calor interno da Terra se tornou insignificante. Agora vamos explorar um cenário alternativo. Nesse cenário, uma atmosfera massiva de CO2 mantinha altas temperaturas na superfície da Terra, mesmo após o calor interno deixar de ser significativo. Isso ocorria devido ao efeito estufa aquecido pelo sol. Vamos rever as restrições físicas dessa situação, voltando ao período logo após o impacto que formou a Lua.

Durante esse período, a troca de substâncias voláteis entre a Terra e a atmosfera evoluiu. Inicialmente, os voláteis eram componentes gasosos de uma atmosfera composta principalmente de vapor de rocha. Essa atmosfera estava conectada a um fluido rochoso supercrítico abaixo dela. À medida que o magma subia, parte dele se vaporizava e choviam pedras em um oceano de magma fervente. A maior parte dos voláteis permanecia no vapor de rocha, não caindo na chuva de rochas. Quando todo o vapor de rocha se condensava, a superfície da Terra entrava em um equilíbrio químico entre a rocha derretida e a atmosfera, favorecendo a distribuição dos voláteis para a atmosfera.

No entanto, essas condições quentes duraram apenas milhares de anos, um tempo muito curto para que muito hidrogênio ou qualquer outra substância escapasse para o espaço. Durante esse período, houve uma intensa transferência de calor e substâncias voláteis através da convecção tanto do vapor de rocha na atmosfera quanto da rocha derretida. Houve uma perda de calor significativa, maior do que em qualquer outro momento da história da Terra. A maior parte do manto da Terra precisou convectar de forma turbulenta através da atmosfera de vapor de rocha e, posteriormente, através da superfície da rocha derretida para se resfriar.

Após esse período intenso, houve um período de convecção do manto menos intenso, mas ainda assim grande parte do manto ascendeu à superfície para se resfriar. Esse período durou cerca de um milhão de anos. Durante esse tempo, qualquer ferro metálico restante afundou no núcleo da Terra. A escassez de argônio-36 no manto indica que houve uma eficiente remoção de gases durante esse período

Analogia da cordilheira meso-oceânica

Uma vez que a atmosfera ficou consideravelmente mais fria do que o magma em erupção, passou a ser importante um equilíbrio dinâmico entre a liberação de gases da lava em altas temperaturas e as mudanças na lava resfriada pela atmosfera, seguidas pela fundação da crosta e retorno da lava resfriada ao interior da Terra. Essa troca tem ocorrido de várias formas até os dias de hoje, com placas tectônicas subduzindo sedimentos oceânicos e crosta oceânica alterada de volta para o manto.

As cordilheiras meso-oceânicas atuais fornecem exemplos úteis para entender a interação entre água e rocha na Terra primitiva. Nesse caso, a rocha se dissolve parcialmente, fazendo com que a água que circula se torne saturada em relação aos minerais formados pelos principais componentes da rocha. No caso da Terra primitiva, as erupções vulcânicas repetidamente trouxeram a rocha em contato com o oceano, mantendo a saturação em relação aos principais elementos presentes na rocha. Vênus é um exemplo atual de atmosfera quente que reage com as rochas.

Um exemplo semelhante pode ser encontrado nas cordilheiras meso-oceânicas, onde ocorre o resfriamento inicial do efeito estufa descontrolado. À medida que a água do mar penetra cada vez mais profundamente na crosta oceânica, ela interage com a rocha em temperaturas cada vez mais altas até encontrar pequenas quantidades de magma derretido. A atmosfera de vapor de água descontrolada passou por essas mesmas condições, exceto que começou em altas temperaturas e depois esfriou. As pressões em ambos os casos são semelhantes, pois são determinadas pelo peso da água oceânica global. Estudos têm sido realizados sobre a química das rochas alteradas em altas temperaturas nas cordilheiras oceânicas modernas. Uma diferença importante é que o CO2 era um gás abundante na atmosfera descontrolada primitiva, mas não é encontrado em grandes quantidades na água do mar atual. Essa interação entre voláteis e rochas durante o resfriamento difere da abordagem clássica em que os voláteis reagem com rochas em ambientes de baixa temperatura.

A discussão sobre voláteis ocorre na ordem em que eles se condensam inicialmente, começando com o cloro. Dependendo da pressão, o NaCl sólido pode estar em equilíbrio com um gás rico em água ou uma solução densa rica em NaCl pode estar em equilíbrio com um gás rico em água. A temperatura de transição de dois fluidos para o fluido com mais NaCl sólido é de 481°C a 300 barras de pressão. Nessa pressão e composição da água do mar, existe apenas uma fase fluida abaixo de 410°C. Além disso, o mineral que contém cloreto, chamado anfibólio, se forma na rocha abaixo de 750°C nas cordilheiras oceânicas modernas. 

Os balanços de massa mostram que havia uma quantidade suficiente de sódio (Na) na rocha para formar cloreto de sódio (NaCl). Tanto o cloro (Cl) quanto o sódio têm uma distribuição significativa em magmas volumosos de alta temperatura. A proporção entre Na e Cl em um magma era semelhante à proporção de Na:Cl na Terra, cerca de 60 em massa ou cerca de 92 em átomos. Uma maneira de entender o excesso de sódio em relação ao cloro é imaginar que todo o sódio presente no oceano moderno poderia ser fornecido por uma camada global de basalto com apenas 1,5 km de espessura.

Por volta dos 500°C, começaram a se formar silicatos hidratados quando uma solução rica em NaCl condensou. À medida que a temperatura continuou a cair e se aproximou da temperatura crítica da água, a solução e a maior parte do vapor de água na atmosfera se condensaram em uma solução diluída semelhante ao oceano moderno. Os detalhes das reações envolvendo NaCl e silicatos hidratados estão além do escopo deste texto, pois nosso objetivo é entender o destino de um efeito estufa quente. No entanto, uma vez que o oceano tinha se formado, a situação não era muito diferente dos sistemas hidrotermais profundos encontrados nas cordilheiras oceânicas modernas.

Na presença de uma atmosfera rica em dióxido de carbono (CO2), os carbonatos começaram a se formar quando a superfície esfriou abaixo de aproximadamente 450°C. As terras altas de Vênus são um exemplo atual onde há muito menos água presente na forma gasosa.

Em geral, as reações que capturam voláteis dentro das rochas requerem tanto um acesso eficiente desses voláteis às rochas em camadas superficiais quanto reações químicas favoráveis. As cordilheiras oceânicas modernas indicam que ambos esses requisitos teriam sido atendidos na Terra primitiva. A maior parte das alterações ocorre rapidamente na nova crosta oceânica, quando a rocha está próxima do eixo, onde a água pode circular facilmente pela crosta mais rasa. Para quantificar essa analogia, comparamos o fluxo médio de calor através da crosta oceânica mais jovem com uma determinada idade com a estimativa do fluxo de calor em épocas passadas na antiga Terra.

A região central das cordilheiras oceânicas modernas pode nos ajudar a entender a crosta acima de um oceano de magma quente e em constante movimento. Nessa região, existem aberturas chamadas de "vents" que liberam água quente a temperaturas de cerca de 350°C. É nessa área que ocorrem reações entre a água e as rochas a altas temperaturas. O calor necessário para essas reações é fornecido pela rocha derretida, que congela rapidamente ao ser exposta à água do oceano.

Em determinado momento, apenas uma fina camada de magma na parte superior da câmara está completamente derretida, enquanto o restante da câmara é composto principalmente de uma massa cristalina formada pelo resfriamento do magma na parte superior. Essa camada derretida tem cerca de um quilômetro de largura e se expande a uma taxa de 155 milímetros por ano. Isso significa que leva cerca de 6.000 anos para a crosta atravessar completamente essa camada.

A aproximadamente 5 quilômetros de profundidade, parte do basalto está parcialmente congelado devido à perda de calor da parte superior da camada de magma e é deslocado lateralmente devido à expansão. Com base nos cálculos, o fluxo de calor através da parte superior da camada derretida é de aproximadamente 40 Watts por metro quadrado. No entanto, estimamos que o fluxo médio de calor na região central da crosta seja um pouco menor.

Além disso, é importante considerar a área de recarga para o fluxo hidrotermal, que pode ter aproximadamente o dobro da largura da própria camada derretida. Além disso, a massa formada abaixo da camada derretida não está completamente congelada, portanto, o valor real do calor necessário é um pouco menor do que o mencionado anteriormente. Mesmo considerando esses fatores, o fluxo de calor na região central da crosta é superior a 10 Watts por metro quadrado.

Estudos das cordilheiras oceânicas com diferentes taxas de expansão nos fornecem informações sobre os processos físicos que controlam a intensidade do fluxo de calor nas câmaras de magma. A largura da camada derretida não depende fortemente da taxa de expansão, o que significa que o fluxo de calor na região central é diretamente proporcional à taxa de expansão. Isso indica que o fator limitante para o fluxo de calor é a rapidez com que a expansão do fundo oceânico afasta a massa recém-formada para criar espaço para mais magma e a velocidade com que a convecção de estado sólido fornece material para a região de ascensão.

Da mesma forma, a intensidade da convecção de estado sólido no manto abaixo de um oceano de magma estabelece um limite de longo prazo para o fluxo de calor.

A região central das cordilheiras oceânicas, com cerca de 1 milhão de anos de idade, pode nos ajudar a entender a crosta acima de um oceano de magma que se movimenta lentamente. Nessa região, o fluxo de calor é de 1 Watt por metro quadrado. A água quente que encontramos perto do eixo das cordilheiras tem uma temperatura entre 20°C e 60°C. Na região atual, o calor é fornecido pelo resfriamento das rochas através da condução, até uma profundidade de aproximadamente 10 km. A maior parte das reações químicas entre a água e as rochas ocorre em uma crosta com menos de 1 milhão de anos. Isso significa que as mudanças na crosta que persistem por pelo menos 1 milhão de anos são semelhantes às que ocorrem na crosta atual.

Vamos agora considerar o equilíbrio térmico global do interior da Terra. O calor disponível na Terra primitiva era suficiente para resfriar o interior em algumas centenas de kelvin. Concluímos que um fluxo de calor de 100 Watts por metro quadrado poderia ser mantido globalmente por, no máximo, 2,7 milhões de anos. Em outras palavras, um fluxo de calor semelhante ao das regiões centrais das cordilheiras oceânicas rápidas poderia persistir por cerca de 27 milhões de anos. Já um fluxo de calor semelhante ao das regiões com menos de 1 milhão de anos poderia durar por 270 milhões de anos. No entanto, ainda não temos certeza sobre como exatamente ocorre esse processo de convecção no oceano de magma e suas características detalhadas.

Podemos observar a Lua como um exemplo de resfriamento gradual através de uma camada espessa e estática. No entanto, as amostras coletadas em Marte indicam que lá não existia uma camada tão espessa e estática. Nas cordilheiras oceânicas rápidas, encontramos camadas finas que são instáveis o suficiente para que a parte inferior da camada desmorone frequentemente de volta para a câmara de magma. A parte superior da camada é coberta por fluxos de lava. No entanto, nos eixos de cordilheira modernos, esses processos param quando a crosta se afasta da região central de magma. Em um oceano de magma global, partes da camada fria teriam afundado no interior do oceano de magma, de maneira semelhante ao processo de subducção que ocorre atualmente.

Destino de um efeito estufa dominado por CO²

Para deixar o efeito estufa o mais quente possível, vamos supor que todo o CO2 disponível no planeta estava na atmosfera. A quantidade dissolvida no oceano não era suficiente para afetar o equilíbrio de massa. Estudos estimam que o CO2 presente na crosta terrestre e no manto somava 25.000 x 10^18 moléculas, o que equivaleria a uma pressão parcial de 215 bares. Essa pressão de CO2 resultaria em uma temperatura de superfície de 230°C, com um oceano condensado, ao invés de condições parecidas com as de Vênus, quando a radiação solar dominava o equilíbrio térmico. A presença de apenas 40 bares de água na atmosfera a essa temperatura é compatível com a suposição de que a atmosfera era composta principalmente de CO2.

No entanto, a atmosfera massiva de CO2 já não existe mais. Uma condição necessária para o seu desaparecimento é a reação do CO2 com silicatos expostos, formando carbonatos. Como os componentes voláteis na atmosfera antiga eram abundantes, precisamos considerar apenas os principais elementos presentes nas rochas que reagiram com a atmosfera. As rochas que podem reagir incluem o basalto, que é uma rocha vulcânica comum na Terra atual, e as rochas ultramáficas, que se aproximam da composição do manto terrestre. Para facilitar os cálculos, podemos considerar que o basalto é composto por aproximadamente 3% de Na2O, 10% de MgO, CaO e FeO cada, 15% de Al2O3 e 50% de SiO2, além de pequenas quantidades de TiO2 e outros elementos traços. A maior parte das rochas ultramáficas são compostas por silicatos de magnésio. Não é necessário entrar em detalhes sobre a natureza das primeiras rochas ígneas.

As curvas de pressão parcial de CO2 em equilíbrio com a temperatura para diferentes reações com as rochas modelo são mostradas em um gráfico. Também é exibida a curva do efeito estufa, que relaciona a temperatura de superfície com o pCO2 (pressão parcial de CO2). Todas as curvas relacionadas aos silicatos de cálcio e magnésio estão abaixo da curva do efeito estufa. Isso significa que, nas camadas mais rasas da crosta terrestre, o CO2 é absorvido pelas rochas, formando carbonatos. Nas temperaturas mais altas, espera-se que as reações ocorram mais rapidamente, usando primeiro o cálcio, depois o magnésio e o ferro disponíveis nas rochas.

As restrições do equilíbrio de massa indicam que a camada sólida do oceano de magma não consegue armazenar a maior parte do CO2 presente no planeta. De forma análoga, a formação de carbonatos na crosta oceânica atual está limitada aos primeiros 500 metros, onde existem condições favoráveis de permeabilidade e porosidade. Estudos mostram que, se todo o cálcio, magnésio e ferro disponíveis nessa camada fossem utilizados, seria formada uma camada equivalente a 300 metros de carbonatos, contendo uma quantidade muito menor de CO2 em relação ao total presente na crosta e no manto. Portanto, é necessário que as rochas carbonatadas próximas à superfície sejam transportadas de volta às profundezas do oceano de magma sem liberar imediatamente seu CO2 de volta à atmosfera.

Uma possibilidade é o afundamento organizado da crosta sólida de volta ao oceano de magma, de forma similar à subducção e ao afundamento local de blocos rochosos. Outra possibilidade é a formação de uma camada de magma oceânico através de repetidas erupções de lava na superfície, o que poderia potencialmente armazenar mais CO2 do que a crosta oceânica atual, porém ainda há o desafio de evitar que o CO2 e outros compostos voláteis sejam liberados durante esse processo de afundamento.

Nas áreas de fratura mais ativas, onde a câmara de magma está mais próxima da superfície, ocorre um processo eficiente de afundamento de pequenos blocos rochosos. Isso é evidenciado pela presença de minerais que contêm água e cloro formados em temperaturas mais baixas. É importante destacar que, antigamente, a água e o cloreto de sódio também desempenharam um papel significativo no processo de circulação de fluidos. Nas zonas de fratura modernas, a água presente no magma pode chegar a representar cerca de 0,1% da massa total. Se essa quantidade aumentasse para 0,3% (ou 1% em termos de volume a baixas temperaturas), seria possível incorporar todo o oceano moderno dentro de uma câmara de magma com espessura de aproximadamente 250 km.

As dorsais oceânicas modernas não nos fornecem muitas informações sobre a assimilação de CO2, porque existem apenas pequenas quantidades dele no oceano atual e apenas rochas relativamente rasas sofrem carbonatação. Os carbonatos são mais estáveis em temperaturas baixas, especialmente quando são formados a partir de basalto. Mesmo assim, a assimilação de quantidades modestas de CO2 teria efeitos significativos no tamanho dos reservatórios desse gás. Por exemplo, se incluirmos 0,25% de CO2 em massa em uma profundidade de 250 km, estaríamos incorporando o reservatório atual da crosta terrestre e do manto. As erupções vulcânicas atuais nos ajudam a entender como o CO2 é retido (quando presente) em um magma, mesmo em profundidades rasas onde sua solubilidade é baixa. O CO2 é solúvel abaixo de algumas dezenas de quilômetros de profundidade. Alguns basaltos submarinos atuais possuem concentrações de CO2 tão altas, cerca de 1,5% em massa, que as rochas estouram quando trazidas para a superfície de um navio. Isso também nos mostra que, embora as bolhas de gás se equilibrem rapidamente com a lava, elas não necessariamente escapam do magma líquido. 

Apresentamos um modelo geral que também se aplica a outras substâncias voláteis e à tectônica de placas atual. Nele, consideramos processos nos quais o CO2 é liberado para a superfície ou atmosfera como fontes, e aqueles que incorporam o CO2 no magma oceânico ou manto como sumidouros. Um sumidouro importante é a formação de carbonatos pela alteração de rochas rasas próximas à temperatura normal do oceano. A quantidade de CO2 removida pelo sumidouro é proporcional à taxa global de formação de nova crosta e ao volume de crosta reativa produzido por unidade de tempo. Supomos que há CO2 em excesso além do necessário para carbonatar a crosta reativa. A crosta carbonatada é subduzida rapidamente. Uma parte do CO2 dentro dela retorna ao manto, enquanto outra parte é liberada de volta para a superfície. A formação da crosta oceânica atua como uma fonte de CO2, dependendo da taxa global de formação de nova crosta e da quantidade de CO2 na região fonte, o que varia de acordo com o tamanho do reservatório de CO2 do manto ou do magma oceânico.

Podemos obter uma equação de balanço de massa para a variação do tamanho dos reservatórios do manto e da superfície nesse modelo simples. Considerando que o material do manto precisa ser bem misturado e agitado para perder calor, podemos tratá-lo como um reservatório único, assim como o magma oceânico. Para simplificar, vamos ignorar o CO2 presente na crosta em um determinado momento. Com essas suposições, podemos calcular a taxa de crescimento do reservatório atmosférico. A equação é a seguinte: [inserir equação]. Nessa equação, temos t representando o tempo, Rs é o tamanho do reservatório da superfície, Rm é o tamanho do reservatório do manto, ­Ay­t é a área de nova crosta formada por unidade de tempo, X é a relação entre a espessura Dg do manto que perdeu CO2 nas regiões de ascensão e o volume do magma oceânico Vm, T é a temperatura do manto, f(T) é a fração de CO2 subduzido a grandes profundidades, Z é a espessura da crosta reativa e c é o número de mols de cátions divalentes reativos por volume na crosta. O reservatório total disponível de CO2 é dado por RT = Rm + Rs. 

Vamos considerar o comportamento dos reservatórios de CO2 em um contexto mais simples. Imagine que temos uma camada de crosta oceânica na Terra, onde o CO2 pode ser armazenado. Esse CO2 pode vir de fontes, como atividades vulcânicas, e também pode ser liberado para a atmosfera ou incorporado no manto terrestre.

Quando o sistema está em equilíbrio, ou seja, as taxas de adição e remoção de CO2 se igualam, podemos determinar o tamanho do reservatório do manto terrestre usando uma fórmula específica. Essa fórmula não depende da taxa de produção de nova crosta. Simplificando um pouco, podemos dizer que a quantidade de CO2 na crosta oceânica é proporcional à sua área total.

Conforme o tempo passa, o manto terrestre vai resfriando, o que afeta a forma como o CO2 é subduzido (levado para as profundezas) e degasificado (liberado para a superfície). Isso significa que a eficiência da subducção profunda aumenta e a profundidade em que ocorre a liberação do CO2 diminui. O tamanho do reservatório da crosta oceânica não muda muito ao longo do tempo.

À medida que o manto continua a esfriar, o tamanho do reservatório do manto aumenta, enquanto o reservatório da superfície diminui até chegar a um ponto em que se torna negativo. Isso significa que não há uma solução estável nesse caso e a quantidade de CO2 na atmosfera e no oceano diminui gradualmente até atingir valores próximos a zero.

Isso marcou o fim do efeito estufa quente. Quando as condições temperadas, com pouca quantidade de CO2 no ar, foram alcançadas, a suposição de que a quantidade de reagentes disponíveis para reagir (cátions bivalentes) era constante, conforme mencionado na Equação 2, não era mais válida. Agora, a cinética, que depende da temperatura do oceano e da atmosfera, e da quantidade de CO2 dissolvido no oceano, se tornou importante e continua sendo até hoje. Matematicamente, essa situação pode ser representada pela inclusão de outros reservatórios de CO2, como a crosta continental, e pela variação da quantidade subduzida com base nos reagentes disponíveis na água do mar (veja a referência 37).

Enquanto o manto da Terra permanecia quente demais para que a subducção fosse eficiente, a maior parte do CO2 do planeta permanecia na atmosfera. Essa fase da história da Terra pode ter durado dezenas ou até centenas de milhões de anos, terminando apenas quando o manto superior se resfriou o suficiente para que a subducção se tornasse eficiente. Durante esse período, a Terra estava muito quente (temperaturas acima de 230°C) para sustentar a vida como a conhecemos. Devido à baixa capacidade de dissolução dos minerais de carbonato quando em equilíbrio com o basalto a 230°C (vale ressaltar que o conteúdo de cátions da água do mar não se limita apenas aos 300 metros da crosta reagível, pois a água do mar não é subduzida), apenas uma pequena parte do CO2 (cerca de 10 bares, de acordo com a Tabela 2) poderia ser dissolvida no oceano. Em temperaturas mais baixas, onde organismos termofílicos se desenvolvem, a dissolução do CO2 é ainda menor, resultando em uma maior concentração do gás na atmosfera.

O tempo em que a Terra passou com temperaturas superficiais na faixa de 60°C a 110°C, adequadas para organismos termofílicos, teria sido curto. Para manter tais temperaturas, seria necessário ter de 5 a 25 bares de CO2 (600 a 2.900 3 1018 mol) na atmosfera (27). Neste ponto, os restantes 90% do CO2 estariam no oceano, ou já teriam sido incorporados no magma ou no manto terrestre. Para alterar a distribuição do CO2, uma mudança de 9% na fração na Equação 4 seria suficiente para atravessar a faixa de temperatura adequada para organismos termofílicos.

O primeiro período de tempo está relacionado com a velocidade em que a crosta é subduzida, ou seja, o tempo necessário para atingir um estado de equilíbrio na Equação 2. Esse período é de cerca de um milhão de anos para um oceano de magma com duração de mais de 100 milhões de anos, como discutido anteriormente, e de 10.000 anos para um oceano de magma com comportamento semelhante a uma cadeia montanhosa rápida. Todos os carbonatos formados a partir de 20 bares de CO2 poderiam caber em menos de uma camada global da crosta oceânica e se dissolver no interior ao longo do tempo de renovação da crosta.

O segundo período de tempo está relacionado com a taxa de resfriamento do oceano de magma ou do manto terrestre e os balanços de desgaseificação. Esse período de tempo é implicado ao considerar a sucessão de estados de equilíbrio sugeridos pelas Equações 3 e 4. No momento em que o reservatório superficial previsto pela Equação 4 desaparece, as proporções Rb/Rm e fDm/Dg eram de aproximadamente 1:6. Em termos geológicos, essas proporções tendem a diminuir quando o oceano de magma era espesso e bem misturado com CO2 (grande Dm), a desgaseificação nas zonas de subida era insuficiente (pequeno Dg) e a subducção profunda era eficiente (grande f). Todos esses critérios envolvem processos profundos nos quais os detalhes das condições superficiais têm pouca influência.

Algumas informações sobre como as condições na Terra podem mudar ao longo do tempo podem ser obtidas comparando com o processo de subducção que ocorre atualmente. A subducção é quando as placas tectônicas se movem e uma placa desliza sob a outra, levando a mudanças no manto da Terra. Essas mudanças podem afetar a quantidade de CO2 que é liberada na atmosfera.

Quando o material afundado é aquecido pelo magma ao redor, ele pode liberar CO2 ou fundir e formar um magma rico em CO2. Esses processos dependem da temperatura do magma. A crosta subduzida geralmente não fica quente o suficiente para que esses processos ocorram, mas em alguns casos, um pouco de CO2 pode ser liberado e reagir com o manto, formando vulcões.

A temperatura próxima à superfície do material afundado é uma média entre a temperatura da superfície e a temperatura do magma. Quando a temperatura do magma muda, a temperatura do material afundado muda em uma taxa menor. Essas mudanças de temperatura podem afetar a estabilidade dos carbonatos, que são compostos químicos que contêm carbono e oxigênio. Se a temperatura mudar o suficiente, os carbonatos podem deixar de existir na rocha.

Essas mudanças de temperatura no material afundado são influenciadas pela temperatura do magma. Dependendo da taxa de resfriamento do magma, isso pode levar de alguns milhões de anos a dezenas de milhões de anos. Para que as condições favoráveis aos organismos termofílicos, que são organismos que vivem em altas temperaturas, ocorram, apenas uma pequena mudança na temperatura do magma é necessária.

No geral, as condições favoráveis aos organismos termofílicos no final de um período com alta concentração de CO2 na atmosfera podem ter durado cerca de 1 milhão de anos, com um limite máximo de cerca de 20 milhões de anos. Esses números são estimativas com base em estudos comparativos e podem variar. É importante entender como as mudanças na temperatura e na concentração de CO2 podem afetar a Terra ao longo do tempo.

É interessante comparar como o CO2 se comporta em relação a outros elementos. Durante o início da história da Terra, a forma como o CO2 era submetido à subducção profunda e à desgaseificação (como mostrado nas equações 3 e 4) pode ter influenciado a distribuição entre a crosta e o manto. No presente, há pouco CO2 no oceano para carbonatar completamente a crosta oceânica que pode reagir, e muito CO2 é retido em carbonatos continentais. O manto atual só pode armazenar uma certa quantidade de água ao longo do tempo, porque a hidratação da crosta oceânica é limitada pela quantidade de rocha disponível, conforme assumido na equação 4, e não depende muito da quantidade de água no oceano. A equação 4 também pode ser aplicada ao 36Ar como exemplo simples, onde ocorre apenas a desgaseificação.

Química inicial do oceano

A dorsal meso-oceânica produz uma salmora muito parecida com a água do mar através de reações entre a água e as rocas. No entanto, para entender como era o oceano antigo, considerou-se um modelo em que ele estaria saturado com minerais de carbonato de sódio ou bicarbonato de sódio, semelhante aos atuais lagos de Vale de Rift. Essa ideia parece plausível porque existe uma quantidade significativa de sódio nas rochas de basalto e também bastante CO2 disponível. Quando o basalto sofre alterações, o carbonato de sódio pode se formar e se acumular nas camadas superficiais do oceano, pois não é levado para as profundezas por processos de subducção. Além disso, o carbonato de sódio tem uma temperatura de fusão relativamente baixa, cerca de 850°C. Existem exemplos modernos de lavas carbonatíticas que se formam em temperaturas inferiores a 600°C.

No entanto, ao analisar a química das rochas de basalto, é improvável que os carbonatos de sódio tenham se formado em um oceano global na Terra antiga. A pressão parcial de CO2 necessária para a formação desses minerais seria muito maior do que a quantidade de CO2 disponível na época. Essa conclusão é baseada em estudos que mostram que a quantidade de sódio disponível nos basaltos não era suficiente para formar os carbonatos de sódio. Além disso, observamos que as rochas ígneas ricas em sódio são raras em escala global. Isso indica que as reações entre a água do oceano e as rochas não permitiram que uma grande quantidade de sódio se acumulasse na água na Terra primitiva.

A evaporação e a forma como o sódio e o alumínio se movem na água contribuem para a existência de lagos alcalinos em certas áreas da Terra, mas não no oceano. O sódio é liberado das rochas em uma ampla região e se concentra enquanto o alumínio permanece nas rochas. No entanto, a evaporação não afeta a composição do oceano global, pois a água evaporada acaba chovendo em outros lugares. As rochas basálticas, que são as mais comuns, continuam em contato com a água.

Em luas como a Europa, não se pode descartar a possibilidade de existir um oceano de carbonato ou bicarbonato de sódio. Esses corpos se formaram a partir da condensação de rochas e gelo a temperaturas muito baixas, diferentes das temperaturas em que se formaram os planetas terrestres. É esperado que o dióxido de carbono seja um componente abundante no gelo. Os elementos que compõem as rochas, incluindo sódio e alumínio, não são voláteis nessas condições e a proporção entre eles é semelhante à encontrada no Sol.