A Terra, os Dinos e sua história

Os Gorilas de Vorunga

2009-06-07T05:42:00.000-07:00

YouTube - Extinção dos Dinossauros

2007-11-19T17:51:00.000-08:00

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extinção dos dinossauos

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MegaTerremoto - Tráfego Imediato para sua página

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A Formação do Universo - BIG BANG

2007-11-12T18:33:00.000-08:00

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2007-11-04T09:47:00.000-08:00

DA VIDA E MORTE DOS DINOSSAUROS

2007-11-02T12:24:00.000-07:00

A vida teve uma longa evolução, que começou há 6,5 bilhões de anos, Desde o Big Bang, a grande explosão que deu origem a Terra e ao Universo.

A vida começou na terra há 3,5 bilhões de anos, no periodo Arqueano. No começo, tudo na terra era rocha derretida, que, depois de algum tempo, se solidificou e formou a superficíe terrestre. Naquela época haviam muitas erupções vulcânicas, e por essa razão, a atmosfera da terra era tóxica.

Houve um grande periodo de chuvas, que durou milhões de anos, e as partes de terra que ficaram emersas formaram os continentes.

As primeiras formas de vida do planeta foram os Procariontes, formas de vida unicelares que continham DNA, a célula fundamental da vida. Depois dos Procariontes, vieram os Eucariontes que já eram organismos multicelures e mais complexos, continham um núcleo e organelas. Tempos depois, surgiram os vermes achatados e criaturas invertrebadas mais complexas, como os Trilobitas.

De pequenos seres chamados conodontes, surgiram os peixes, que se tornaram no Devoniano os donos dos mares, e que por alguma razão desconhecida, talvez em busca de alimentos ou para fugir de predadores, alguns peixes começaram a sair para a terra firme, e deram origem aos anfíbios que podiam andar na terra, mas necessitavam viver em pântanos pois não sobreviviam muito tempo fora da água.

Os anfíbios evoluiram aos répteis, que viviam sem dependência da água e dos répteis evoluiram os sinapsídeos, ancestrais dos mamíferos, que se permaneceram escondidos durante o longo reinado dos dinossauros até se tornarem os donos do mundo..

O Planeta Terra

Geologia

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Províncias geológicas mundiais
Crosta oceânica

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██ >65 Ma

Província geológica

██ Escudo

██ Plataforma

██ Orógeno

██ Bacia

██ Província ígnea de grandes dimensões

██ Crosta

Geologia, do grego γη- (ge-, "a terra") e λογος (logos, "palavra", "razão"), é a ciência que estuda a Terra, sua composição, estrutura, propriedades físicas, história e os processos que lhe dão forma. É uma das Ciências da Terra. A Geologia foi essencial para determinar a idade da Terra, que se julga ser cerca de 4.6 biliões de anos e a desenvolver a teoria que afirma que a litosfera terrestre se encontra fragmentada em várias placas tectónicas que se deslocam sobre o manto superior fluido e viscoso (astenosfera) de acordo com um conjunto de processos denominado tectónica de placas. O geólogo ajuda a localizar e a gerir os recursos naturais, como o petróleo e o carvão, assim como metais como o ferro, cobre e urânio, por exemplo. Muitos outros materiais possuem interesse económico: as gemas, bem como muitos minerais com aplicação industrial, como asbesto, pedra pomes, perlita, mica, zeólitos, argilas, quartzo ou elementos como o enxofre e cloro.

A Astrogeologia é o termo usado para designar estudos similares de outros corpos do sistema celestes.

A palavra "geologia" foi usada pela primeira vez por Jean-André Deluc em 1778, sendo intoduzida de forma definitiva por Horace-Bénédict de Saussure em 1779.

A Geologia relaciona-se directamente com muitas outras ciências, em especial com a Geografia, e Astronomia. Por outro lado a Geologia serve-se de ferramentas fornecidas pela Química, Física e Matemática, entre outras, enquanto que a Biologia e a Antropologia servem-se da Geologia para dar suporte a muitos dos seus estudos.

História

Na China, Shen Kua (1031 - 1095) formulou uma hipótese de explicação da formação de novas terras, baseando-se na observação de conchas fósseis de um estrato numa montanha localizada a centenas de quilómetros do oceano. O sábio chinês defendia que a terra formava-se a partir da erosão das montanhas e pela deposição de silte.

A obra, Peri lithon, de Teofrasto (372-287), estudante de Aristóteles permaneceu por milénios como obra de referência na ciência. A sua interpretação dos fósseis apenas foi revogada após a Revolução científica. A sua obra foi traduzida para latim, bem como para outras línguas europeias.

O médico Georg Agricola (1494-1555) escreveu o primeiro tratado sobre mineração e metalurgia, De re metallica libri XII 1556 no qual se podia encontrar um anexo sobre as criaturas que habitavam o interior da Terra (Buch von den Lebewesen unter Tage). A sua obra cobria temas como a energia eólica, hidrodinâmica, transporte e extracção de minerais, como o alumínio e enxofre.

Nicolaus Steno (1638-1686) foi o autor de vários princípios da geologia como o princípio da sobreposição das camadas, o princípio da horizontalidade original e o princípio da continuidade lateral, três princípios definidores da Estratigrafia.

O Geólogo, Pintura do séc. XIX por Carl Spitzweg.

James Hutton é visto frequentemente como o primeiro geólogo moderno. Em 1785 apresentou uma teoria intitulada Teoria da Terra (Theory of the Earth) à Sociedade Real de Edimburgo. Na sua teoria, explicou que a Terra será muito mais antiga do que tinha sido suposto previamente, a fim de permitir "que houvesse tempo para para ocorrer erosão das montanhas de forma a que os sedimentos originassem novas rochas no fundo do mar, que ulteriormente foram levantadas e constituíram os continentes." Hutton publicou uma obra com dois volumes acerca desta teorias em 1795.

Em 1811 George Cuvier e Alenxandre Brongniart publicaram a sua teoria sobre a idade da Terra, baseada na descoberta, por Cuvier, de ossos de elefante em Paris. Para suportar a sua teoria os autores formularam o princípio da sucessão estratigráfica.

Em 1830 Sir Charles Lyell publicou pela primeira vez a sua famosa obra Princípios da Geologia, publicando contínuas revisões até à sua morte em 1875. Lyell promoveu com sucesso durante a sua vida a doutrina do uniformitarismo, que defende que os processos geológicos são lentos e ainda ocorrem nos dias hoje. No sentido oposto, a teoria do catastrofismo defendia que as estruturas da Terra formavam-se em eventos catastróficos únicos, permanecendo inalteráveis após esses acontecimentos.

Durante o século XIX a geologia debateu-se com a questão da idade da Terra. As estimativas variavam entre alguns milhões e os 100.000 biliões de anos. No século XX o maior avanço da geologia foi o desenvolvimento da teoria da tectónica de placas nos anos 60. A teoria da deriva dos continentes foi inicialmente proposta por Alfred Wegener e Arthur Holmes em 1912, mas não foi totalmente aceite até a teoria da tectónica de placas ser desenvolvida.

Campos da geologia e disciplinas relacionadas

Uma descrição ilustrada de um sinclinal e anticlinal frequentemente estudados na Geologia estrutural e Geomorfologia.

Importantes princípios da geologia

Existem importantes princípios na geologia que, por exemplo, nos permitem saber a idade relativa dos estratos a partir da sua disposição no terreno.

Princípio da Sobreposição das Camadas

Segundo este princípio em qualquer sequência a camada mais jovem é aquela que se encontra no topo da sequência. As camadas inferiores são progressivamente mais antigas. Este princípio pode ser aplicado em depósitos sedimentares formados por acresção vertical, mas não naqueles em que a acresção é lateral (por exemplo em terraços fluviais). O princípio da sobreposição das camadas é válido para as rochas sedimentares e vulcânicas que se formam por acumulação vertical de material, mas não pode ser aplicado a rochas intrusivas e deve ser aplicado com cautela às rochas metamórficas.

Princípio da Horizontalidade Original

O princípio da horizontalidade original afirma que a deposição de sedimentos ocorre em leitos hotizontais. A observação de sedimentos marinhos e não marinhos numa grande variedade de ambientes suporta a generalização do princípio.

Princípio das Relações de Corte

Este princípio, introduzido por James Hutton, afirma que uma rocha ígnea intrusiva ou falha que corte uma sequência de rochas, é mais jovem que as rochas por ela cortadas. Esse princípio permite a datação relativa de eventos em rochas metamórficas, ígneas e sedimentares, sendo fundamental para o trabalho em terrenos orogênicos jovens e antigos. Este princípio é válido para qualquer tipo de rocha cortada por umas das estruturas acima relacionadas.

Princípio dos Fragmentos Inclusos

Este princípio de datação relativa diz que os fragmentos de rochas inclusas em corpos ígneos (intrusivos ou não) são mais antigos que as rochas ígneas nas quais estão inclusos. Este princípio, juntamente com o princípio das relações de corte, é fundamental em áreas formadas por grandes corpos intrusivos permitindo a datação relativa não só de rochas estratificadas, mas também de rochas ígneas e metamórficas.

Princípio da Sucessão Faunística

O Princípio da Sucessão Faunística diz que os grupos de fósseis (animal ou vegetal) ocorrem no registro geológico segundo uma ordem determinada e invariável, de modo que, se esta ordem é conhecida, é possível determinar a idade relativa entre camadas a partir de seu conteúdo fossilífero. Esse princípio, inicialmente utilizado como um instrumento prático, foi posteriormente explicado pela Teoria da Evolução de Charles Darwin. Diversos períodos marcados por extinção de grande parte do conteúdo fossilífero são conhecidos na história da Terra e levaram ao desenvolvimento da Teoria do Catastrofismo.

No começo, tudo na terra era rocha derretida, que, depois de algum tempo, se solidificou e formou a superficíe terrestre. Naquela época haviam muitas erupções vulcânicas, e por essa razão, a atmosfera da terra era tóxica. Houve um grande periodo de chuvas, que durou milhões de anos, e as partes de terra que ficaram emersas formaram os continentes.

A litosfera terrestre se encontra fragmentada em várias placas tectónicas que se deslocam sobre o manto superior fluido e viscoso (astenosfera) de acordo com um conjunto de processos denominado tectónica de placas

Tectónica de placas

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As placas tectónicas da Terra foram cartografadas na segunda metade do século XX

Tectónica de placas (do grego τεκτονικός relativo à construção) é uma teoria da geologia, desenvolvida para explicar o fenómeno da deriva continental, sendo a teoria actualmente com maior aceitação entre os cientistas que trabalham nesta área. Na teoria da tectónica de placas a parte mais exterior da Terra está composta de duas camadas: a litosfera, que inclui a crusta e a zona solidificada na parte mais externa do manto, e a astenosfera que inclui a parte mais interior e viscosa do manto. Numa escala temporal de milhões de anos, o manto parece comportar-se como um líquido super-aquecido e extremamente viscoso, mas em resposta a forças repentinas, como os terramotos, comporta-se como um sólido rígido.

A teoria da tectónica de placas surgiu a partir da observação de dois fenómenos geológicos distintos: a deriva continental, identificada no início do século XX e a expansão dos fundos oceânicos, detectada pela primeira vez na década de 1960. A teoria propriamente dita foi desenvolvida no final dos anos 60 e desde então tem sido universalmente aceite pelos cientistas, tendo revolucionado as Ciências da Terra (comparável no seu alcance com o desenvolvimento da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica quântica na Física).

Princípios chave

A divisão do interior da Terra em litosfera e astenosfera baseia-se nas suas diferenças mecânicas. A litosfera é mais fria e rígida, enquanto que a astenosfera é mais quente e mecanicamente mais fraca. Esta divisão não deve ser confundida com a subdivisão química da Terra, do interior para a superfície, em: núcleo, manto e crusta.

Placas tectónicas

O princípio chave da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectónicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direcções.

Abaixo listam-se as principais placas tectónicas, existindo ainda várias numerosas placas menores.

As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comummente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões activos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e activa. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante.

As placas tectónicas podem incluir crusta continental ou crusta oceânica, sendo que, tipicamente, uma placa contém os dois tipos. Por exemplo, a placa Africana inclui o continente africano e parte dos fundos marinhos do Atlântico e do Índico. A parte das placas tectónicas que é comum a todas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crustas continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crusta a litosfera.

A distinção entre crusta continental e crusta oceânica baseia-se na diferença de densidades dos materiais que constituem cada uma delas; a crusta oceânica é mais densa devido às diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício. A crusta oceânica é mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto que a crusta continental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos densos).

Como consequência, a crusta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por exemplo, a maior parte da placa do Pacífico), enquanto que a crusta continental se situa acima daquele nível (ver isostasia para uma explicação deste princípio).

Tipos de limites de placas

Os três tipos de limites de placas.

São três os tipos de limites de placas, caracterizados pelo modo como as placas se deslocam umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tipos de fenómenos de superfície:

Limites transformantes ou conservativos - ocorrem quando as placas deslizam ou mais precisamente roçam uma na outra, ao longo de falhas transformantes. O movimento relativo das duas placas pode ser direito ou esquerdo, consoante se efectue para a direita ou para a esquerda de um observador colocado num dos lados da falha.
Limites divergentes ou construtivos – ocorrem quando duas placas se afastam uma da outra.
Limites convergentes ou destrutivos – (também designados por margens activas) ocorrem quando duas placas se movem uma em direcção à outra, formando uma zona de subducção (se uma das placas mergulha sob a outra) ou uma cadeia montanhosa (se as placas simplesmente colidem e se comprimem uma contra a outra).

Há limites de placas cuja situação é mais complexa, nos casos em que três ou mais placas se encontram, ocorrendo então uma mistura dos três tipos de limites anteriores.

Limites transformantes ou conservativos

O movimento lateral esquerdo ou direito entre duas placas ao longo de uma falha transformante pode produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido à fricção, as placas não podem pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, a tensão acumula-se em ambas placas e quando atinge um nível tal, em qualquer um dos lados da falha, que excede a força de atrito entre as placas, a energia potencial acumulada é libertada sob a forma de movimento ao longo da falha. As quantidades maciças de energia libertadas neste processo são causa de terramotos, um fenómeno comum ao longo de limites transformantes.

Um bom exemplo deste tipo de limite de placas é o complexo da falha de Santo André, localizado na costa oeste da América do Norte o qual faz parte de um complexo sistema de falhas desta região. Neste local, as placas do Pacífico e norte-americana movem-se relativamente uma à outra, com a placa do Pacífico a mover-se na direcção noroeste relativamente à América do Norte. Dentro de aproximadamente 50 milhões de anos, a parte da Califórnia situada a oeste da falha será uma ilha, próxima do Alasca.

Deve salientar-se que a verdadeira direcção de movimento das placas que se encontram numa falha transformante como a de Santo André, muitas vezes não coincide com o seu movimento relativo na zona de falha. Por exemplo, segundo os dados obtidos a partir de medições efectuadas por GPS, a placa norte-americana move-se para sudoeste quase perpendicularmente à placa do Pacífico enquanto esta se move mais em direcção a oeste relativamente ao movimento para noroeste ao longo da falha de Santo André [1]. As forças compressivas resultantes são dissipadas por soerguimentos na maior zona de falha. Os dobramentos presentes nesta zona, bem como a própria falha de Santo André no sul da Califórnia, são o provavelmente resultado de estiramento crustal na região da Grande Bacia, sobreposto ao movimento global da placa norte-americana. Alguns geólogos especulam sobre o possível desenvolvimento de um rift na Grande Bacia, uma vez que a crusta nesta zona está a adelgaçar-se de forma mensurável.

Limites divergentes ou construtivos

Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço produzido por este afastamento preenchido com novo material crustal, de origem magmática. A origem de novos limites divergentes é por alguns associada com os chamados pontos quentes. Nestes locais, células de convecção de grandes dimensões transportam grandes quantidades de material astenosférico quente até próximo da superfície e pensa-se que a sua energia cinética poderá ser suficiente para produzir a fracturação da litosfera. O ponto quente que terá dado início à formação da dorsal meso-atlântica situa-se actualmente sob a Islândia; esta dorsal encontra-se em expansão à velocidade de vários centímetros por século.

Na litosfera oceânica, os limites divergentes são típicos da dorsal oceânica, incluindo a dorsal meso-atlântica e a dorsal do Pacífico oriental; na litosfera continental estão tipificados pelas zonas de vale de rift como o Grande Vale do Rift da África Oriental. Os limites divergentes podem criar zonas de falhamento maciço no sistema de dorsais oceânicas. A velocidade de expansão nestas zonas geralmente não é uniforme; em zonas em que blocos adjacentes da dorsal se deslocam com velocidades diferentes, ocorrem grandes falhas transformantes. Estas zonas de fractura, muitas delas designadas por um nome próprio, são uma das principais origens dos terramotos submarinos. Um mapa do fundo oceânico mostra um estranho padrão de estruturas constituídas de blocos separadas por estruturas lineares perpendiculares ao eixo da dorsal. Se olharmos para o fundo oceânico entre estas zonas de fractura como se de uma banda transportadora se tratasse, a qual afasta a crista de cada um dos lados do rift da zona média em expansão, este processo torna-se mais evidente. As cristas dispostas paralelamente ao eixo de rift encontram-se situadas a maior profundidade e mais afastadas do eixo, quanto mais antigas forem (devido em parte à contracção térmica e à subsidência).

Foi nas dorsais oceânicas que se encontrou uma das evidências chave que forçou a aceitação da hipótese de expansão dos fundos oceânicos. Levantamentos aeromagnéticos (medições do campo magnético terrestre a partir de um avião), mostraram um estranho padrão de inversões magnéticas em ambos lados das cristas e simétricas em relação aos eixos destas. O padrão era demasiado regular para ser apenas uma coincidência, uma vez que as faixas de cada um dos lados das dorsais tinham larguras idênticas. Havia cientistas que tinham estudado as inversões dos pólos magnéticos na Terra e fez-se então a ligação entre os dois problemas. A alternância de polaridades naquelas faixas tinha correspondência directa com as inversões dos pólos magnéticos da Terra. Isto seria confirmado através da datação de rochas provenientes de cada uma das faixas. Estas faixas fornecem assim um mapa espacio-temporal da velocidade de expansão e das inversões dos pólos magnéticos.

Há pelo menos uma placa que não está associada a qualquer limite divergente, a placa das Caraíbas. Julga-se que terá tido origem numa crista sob o Oceano Pacífico, entretanto desaparecida, e mantém-se ainda assim em movimento, segundo medições feitas com GPS. A complexidade tectónica desta região continua a ser objecto de estudo.

Limites convergentes ou destrutivos

A natureza de um limite convergente depende do tipo de litosfera que constitui as placas em presença. Quando a colisão ocorre entre uma densa placa oceânica e uma placa continental de menor densidade, geralmente a placa oceânica mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção. À superfície, a expressão topográfica deste tipo de colisão é muitas vezes uma fossa, no lado oceânico e uma cadeia montanhosa do lado continental. Um exemplo deste tipo de colisão entre placas é a área ao longo da costa ocidental da América do Sul onde a placa de Nazca, oceânica, mergulha sob a placa Sul-americana, continental. À medida que a placa subductada mergulha no manto, a sua temperatura aumenta provocando a libertação dos compostos voláteis presentes (sobretudo vapor de água). À medida que esta água atravessa o manto da placa sobrejacente, a temperatura de fusão desta baixa, resultando na formação de magma com grande quantidade de gases dissolvidos. Este magma pode chegar à superfície na forma de erupções vulcânicas, formando longas cadeias de vulcões para lá da plataforma continental e paralelamente a ela. A cadeia montanhosa dos Andes apresenta vulcões deste tipo em grande número. Na América do Norte, a cadeia de montanhas de Cascade, que se estende para norte a partir da Sierra Nevada na Califórnia, é também deste tipo. Este tipo de vulcões caracteriza-se por apresentar alternância de períodos de dormência com erupções pontuais que se iniciam com a expulsão explosiva de gases e partículas finas de cinzas vulcânicas vítreas, seguida de uma fase de reconstrução com magma quente. A totalidade do limite da placa do Pacífico apresenta-se cercada por longas cadeias de vulcões, conhecidos colectivamente como Círculo de Fogo do Pacífico.

Onde a colisão se dá entre duas placas continentais, ou elas se fragmentam e se comprimem mutuamente ou uma mergulha sob a outra ou (potencialmente) sobrepõe-se à outra. O efeito mais dramático deste tipo de limite pode ser visto na margem norte da placa Indiana. Parte desta placa está a ser empurrada por baixo da placa Euroasiática, provocando o levantamento desta última, tendo já dado origem à formação dos Himalaias e do planalto do Tibete. Causou ainda a deformação de partes do continente asiático a este e oeste da zona de colisão.

Quando há convergência de duas placa de crusta oceânica, tipicamente ocorre a formação de um arco insular, à medida que uma placa mergulha sob a outra. O arco é formado a partir de vulcões que eruptam através da placa sobrejacente à medida que se dá a fusão da placa mergulhante. A forma de arco aparece devido à esfericidade da superfície terrestre. Ocorre ainda a formação de uma profunda fossa submarina em frente a estes arcos, na zona em que o bloco descendente se inclina para baixo. Bons exemplos deste tipo de convergência de placas são as ilhas do Japão e as Ilhas Aleutas, no Alasca.

Oceânico / Continental

Continental / Continental

Oceânico / Oceânico

Nem todos os limites de placas podem ser definidos. Alguns são largas faixas cujo movimento ainda é mal conhecido pelos cientistas. Um exemplo é o limite mediterrânico-alpino que envolve duas placas principais e várias microplacas.

Causas do movimento das placas

Movimento das placas baseado em dados de satélites GPS (NASA) JPL. Os vectores mostram a direcção e a magnitude do movimento.

Conforme foi referido acima, as placas movem-se graças à fraqueza relativa da astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária para produzir este movimento seja a dissipação de calor a partir do manto. Imagens tridimensionais do interior da Terra (tomografia sísmica), mostram a ocorrência de fenómenos de convecção no manto (Tanimoto 2000). A forma como estes fenómenos de convecção estão relacionados com o movimento das placas é assunto de estudos em curso bem como de discussão. De alguma forma, esta energia tem de ser transferida para a litosfera de forma a que as placas se movam. Há essencialmente duas forças que o podem conseguir: o atrito e a gravidade.

Atrito

Atrito do manto: as correntes de convecção do manto são transmitidas através da astenosfera; o movimento é provocado pelo atrito entre a astenosfera e a litosfera.

Sucção nas fossas: correntes de convecção locais exercem sobre as placas uma força de arrasto friccional, dirigida para baixo, em zonas de subducção nas fossas oceânicas.

Gravidade

Ridge-push: O movimento das placas é causado pela maior elevação das placas nas cristas meso-oceânicas. A maior elevação é causada pela relativamente baixa densidade do material quente em ascensão no manto. A verdadeira força produtora de movimento é esta ascensão e a fonte de energia que a sustenta. No entanto é difícil explicar a partição dos continentes a partir desta ideia.

Slab pull: o movimento das placas é causado pelo peso das placas frias e densas, afundando-se nas fossas. Há evidências consideráveis de que ocorre convecção no manto. A ascensão de materiais nas cristas meso-oceânicas é quase de certeza parte desta convecção. Alguns modelos mais antigos para a tectónica de placas previam as placas sendo levadas por células de convecção, como em bandas transportadoras. Porém, hoje em dia, a maior parte dos cientistas acredita que a astenosfera não é suficientemente forte para produzir o movimento por fricção. Pensa-se que o arrasto causado por blocos será a força mais importante aplicada sobre as placas. Modelos recentes mostram que a sucção nas fossas também tem um papel importante. No entanto, é de notar que a placa norte-americana, não sofre subducção em parte alguma e ainda assim move-se. O mesmo se passa com as placas africana, euroasiática e da Antártida. As forças que realmente estão por detrás do movimento das placas bem como a fonte de energia por detrás delas continuam a ser tópicos de aceso debate e de investigações em curso.

Atrito lunar: num estudo publicado em Janeiro-Fevereiro de 2006 no boletim da Geological Society of America, uma equipa de cientistas italianos e estado-unidenses defende a tese de que uma componente do movimento para oeste das placas tectónicas é devida ao efeito de maré produzido pela atracção da Lua. À medida que a Terra gira para este, segundo eles, a gravidade da Lua vai pouco a pouco puxando a camada superficial da Terra de volta para oeste. Isto poderá também explicar porque é que Vénus e Marte não têm placas tectónicas, uma vez que Vénus não tem luas e as luas de Marte são demasiado pequenas para produzirem efeitos de maré sobre este planeta [2]. Ainda assim, não se trata de uma ideia nova. Foi pela primeira vez avançada pelo "pai" da hipótese da tectónica de placas, Alfred Wegener e desafiada pelo físico Harold Jeffreys que calculou que a magnitude do atrito provocado pelo efeito de maré que seria necessária, teria causado a paragem da rotação da Terra há muito tempo. De notar também que muitas das placas na realidade movem-se para norte e este, não para oeste.

O movimento das placas é medido directamente pelo sistema GPS.

Super continentes

Ao longo do tempo o movimento das placas tem causado a formação e separação de continentes, incluindo a formação ocasional de um super continente contendo todos ou quase todos os continentes. O super continente Rodínia terá sido formado há cerca de 1000 milhões de anos contendo todos ou quase todos os continentes da Terra, tendo-se fragmentado em oito continentes há cerca de 600 milhões de anos. Posteriormente, estes oito continentes voltaram a formar um outro super continente chamado Pangea. Este super continente acabaria por dividir-se em dois, Laurasia (que daria origem à América do Norte e Eurásia) e Gondwana (que daria origem aos restantes continentes actuais).

História e impacto

Deriva continental

A deriva continental foi uma das muitas ideias sobre tectónica propostas no final do século XIX e princípios do século XX. Esta teoria foi substituída pela tectónica de placas e os seus conceitos e dados igualmente incorporados nesta.

Em 1915 Alfred Wegener foi o primeiro a produzir argumentos sérios sobre esta ideia, na primeira edição de The origin of continents and oceans. Nesta obra ele salientava que a costa oriental da América do Sul e a costa ocidental de África pareciam ter estado unidas antes. No entanto, Wegener não foi o primeiro a fazer esta sugestão (precederam-no Francis Bacon, Benjamin Franklin e Antonio Snider-Pellegrini), mas sim o primeiro a reunir significativas evidências fosseis, paleo-topográficas e climatológicas que sustentavam esta simples observação. Porém, as suas ideias não foram levadas a sério por muitos geólogos, que realçavam o facto de não existir um mecanismo que parecesse ser capaz de causar a deriva continental. Mais concretamente, eles não entendiam como poderiam as rochas continentais cortar através das rochas mais densas da crusta oceânica.

Em 1947 uma equipa de cientistas liderada por Maurice Ewing a bordo do navio de pesquisa oceanográfica Atlantis da Woods Hole Oceanographic Institution, confirmou a existência de uma elevação no Oceano Atlântico central e descobriu que o fundo marinho por baixo da camada de sedimentos era constituído por basalto e não granito, rocha comum nos continentes. Descobriram também que a crusta oceânica era muito mais delgada que a crusta continental. Estas descobertas levantaram novas e intrigantes questões[3].

A partir da década de 1950 os cientistas, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados de aeronaves desenvolvidas durante a Segunda Guerra Mundial para a detecção de submarinos, começaram a aperceber-se de estranhas variações do campo magnético ao longo dos fundos marinhos. Esta descoberta, apesar de inesperada, não era inteiramente surpreendente pois sabia-se que o basalto – uma rocha vulcânica rica em ferro - contém magnetite, um mineral fortemente magnético, podendo em certos locais causar distorção nas leituras de bússolas. Esta distorção já era conhecida dos marinheiros islandeses desde o século XVIII. Mais importante ainda, uma vez que a magnetite dá ao basalto propriedades magnéticas mensuráveis, estas recém-descobertas variações magnéticas forneciam um novo meio de estudar os fundos marinhos. Quando se dá o arrefecimento de rochas portadoras de minerais magnéticos, estes orientam-se segundo o campo magnético terrestre existente nesse momento.

À medida que na década de 1950 se procedia à cartografia de cada vez maiores extensões de fundos marinhos, estas variações magnéticas deixaram de parecer isoladas e aleatórias, antes revelando padrões reconhecíveis. Quando se fez o levantamento destes padrões magnéticos numa área bastante alargada, o fundo do oceano mostrou um padrão de faixas alternantes. Estas faixas alternantes de rochas magneticamente diferentes estavam dispostas em linhas em cada um dos lados da dorsal oceânica e paralelamente a esta: uma faixa com polaridade normal e a faixa adjacente com polaridade invertida.

Quando os estratos rochosos das bordaduras de continentes separados são muito similares, isto sugere que estas rochas se formaram todas da mesma maneira, implicando que inicialmente se encontravam juntas. Por exemplo, algumas partes da Escócia contêm rochas muito similares às encontradas no leste da América do Norte. Além disso, os Montes Caledonianos da Europa e partes dos Montes Apalaches da América do Norte são muito semelhantes estrutural e litologicamente.

Continentes flutuantes

O conceito dominante era o de que existiam camadas estratificadas e estáticas sob os continentes. Cedo se observou que apesar de nos continentes aparecer granito, os fundos marinhos pareciam ser constituídos por basalto, mais denso. Parecia pois, que uma camada de basalto estava subjacente às rochas continentais.

Porém, baseando-se em anomalias na deflexão de fios de prumo causadas pelos Andes no Peru, Pierre Bouguer deduziu que as montanhas, menos densas, teriam que ter uma projecção na camada subjacente, mais densa. A ideia de que as montanhas têm "raízes" foi confirmada cem anos mais tarde por George Biddell Airy, enquanto estudava o campo gravítico nos Himalaias, tendo estudos sísmicos posteriores detectado as correspondentes variações de densidade.

Em meados da década de 1950 permanecia sem resposta a questão sobre se as montanhas estavam ancoradas em basalto ou flutuando como icebergs.

Teoria da tectónica de placas

Durante a década de 1960 fizeram-se grandes progressos e mais foram despoletados por várias descobertas, sobretudo a da dorsal meso-atlântica. Salienta-se a publicação, em 1962, de uma comunicação do géologo americano Harry Hess (Robert S. Dietz publicou a mesma ideia um ano antes na revista Nature. No entanto a prioridade deve ser dada a Hess, pois ele distribuiu um manuscrito não publicado do seu artigo de 1962, em 1960). Hess sugeriu que os continentes não se moveriam através da crusta oceânica (como sugerido pela deriva continental) mas que uma bacia oceânica e o continente adjacente moviam-se conjuntamente numa mesma unidade crustal ou placa. Nesse mesmo ano, Robert R. Coats do U.S. Geological Survey descreveu as principais características da subducção no arco insular das Ilhas Aleutas. Esta sua publicação, ainda que pouco notada na altura (tendo sido até ridicularizada), tem sido de então para cá considerada como seminal e presciente. Em 1967, Jason Morgan propôs que a superfície da Terra consiste de 12 placas rígidas que se movem umas em relação às outras. Dois meses mais tarde, em 1968, Xavier Le Pichon publicou um modelo completo baseado em 6 placas principais com os seus movimentos relativos.

Expansão dos fundos oceânicos

Alternância de polaridade magnética nos fundos oceânicos.

A descoberta da alternância de polaridade magnética das rochas dos fundos marinhos e da sua simetria relativamente às cristas meso-oceânicas sugeria uma relação. Em 1961, os cientistas começaram a teorizar que as cristas meso-oceânicas corresponderiam a zonas estruturalmente débeis onde o fundo oceânico estava a ser rasgado em dois segundo o comprimento ao longo da crista. O magma fresco proveniente das profundezas do interior da Terra sobe facilmente através destas zonas de fraqueza e eventualmente flui ao longo das cristas criando nova crusta oceânica. Este processo, mais tarde designado por expansão dos fundos oceânicos, em funcionamento há muitos milhões de anos é o responsável pela criação dum sistema de dorsais oceânicas com uma extensão próxima de 50 000 km. Esta hipótese era apoiada por vários tipos de observações:

nas cristas ou nas suas proximidades, as rochas são muito jovens, tornando-se mais antigas à medida que nos afastamos delas;
as rochas mais jovens presentes nas cristas apresentam sempre a polaridade actual (normal);
faixas de rocha paralelas às cristas com alternância de polaridade magnética (normal-inversa-normal…) sugerem que o campo magnético da Terra tem sofrido muitas inversões ao longo do tempo.

Ao explicar quer o padrão de alternância de polaridade das rochas, quer ainda a construção do sistema de dorsais meso-oceânicas, a hipótese da expansão dos fundos oceânicos ganhou adeptos e representou mais um grande avanço no desenvolvimento da teoria da tectónica de placas. Mais ainda, a crusta oceânica passou a ser vista como um registo magnético natural da história das inversões do campo magnético terrestre.

A descoberta da subducção

Uma importante consequência da expansão dos fundos oceânicos era que nova crusta estava a ser (e é-o ainda hoje), formada ao longo das cristas das dorsais oceânicas. Esta ideia caiu nas graças de alguns cientistas que afirmaram que a deslocação dos continentes pode ser facilmente explicada por um grande aumento do tamanho da Terra desde a sua formação. Porém, esta chamada teoria da Terra expandida, não era satisfatória pois os seus defensores não podiam apontar um mecanismo geológico convincentemente capaz de produzir tão súbita e enorme expansão. A maioria dos geólogos acredita que o tamanho da Terra terá variado muito pouco ou mesmo nada desde a sua formação há 4.6 biliões de anos, levantando assim uma nova questão: como pode ser continuamente adicionada nova crusta ao longo das cristas oceânicas, sem aumentar o tamanho da Terra?

Esta questão intrigou particularmente Harry Hess, geólogo da Universidade de Princeton e contra-almirante na reserva e ainda Robert S. Dietz, um cientista do U.S. Coast and Geodetic Survey, que havia sido o primeiro a utilizar o termo expansão dos fundos oceânicos. Dietz e Hess estavam entre os muito poucos que realmente entendiam as implicações da expansão dos fundos oceânicos. Se a crusta da Terra se expandia ao longo das cristas oceânicas, teria que estar a encolher noutro lado, raciocinou Hess. Sugeriu então que a nova crusta oceânica se espalhava continuamente a partir das cristas oceânicas. Muitos milhões de anos mais tarde, essa mesma crusta oceânica acabará eventualmente por afundar-se nas fossas oceânicas – depressões muito profundas e estreitas ao longo das margens da bacia do Pacífico. Segundo Hess, o Oceano Atlântico encontrava-se em expansão enquanto o Oceano Pacífico estava em retracção. Enquanto a crusta oceânica antiga era consumida nas fossas, novo magma ascendia e eruptava ao longo das cristas em expansão, formando nova crusta. Com efeito, as bacias oceânicas estavam perpetuamente a ser "recicladas", com a criação de nova crusta e a destruição de antiga crusta oceânica a ocorrerem simultaneamente. Assim, as ideias de Hess explicavam claramente porque é que a Terra não aumenta de tamanho com a expansão dos fundos oceânicos, porque é tão pequena a acumulação de sedimentos nos fundos oceânicos e porque é que as rochas oceânicas são muito mais jovens que as rochas continentais.

Cartografando terramotos

Mapa mostrando a distribuição da actividade tectónica (tectonismo e vulcanismo)

Durante o século XX, as melhorias na instrumentação sísmica e o uso mais disseminado pelo mundo de instrumentação de registo de terramotos (sismógrafos), permitiu aos cientistas descobrir que os terramotos tendem a concentrar-se em determinadas zonas, sobretudo ao longo das fossas oceânicas e das cristas expansivas. No final da década de 1920, os sismólogos começavam a identificar várias zonas sísmicas paralelas às fossas, com uma inclinação típica entre 40 e 60º a partir da horizontal e que se estendiam por várias centenas de quilómetros em direcção ao interior da Terra. Estas zonas tornaram-se mais tarde conhecidas com zonas de Wadati-Benioff, em honra dos sismólogos que as identificaram pela primeira vez, Kiyoo Wadati do Japão e Hugo Benioff dos Estados Unidos. O estudo da sismicidade a nível global avançou grandemente nos anos 60 com a criação da Worldwide Standardized Seismograph Network (WWSSN) com o objectivo de monitorizar o cumprimento do tratado de 1963 que bania ensaios de armas nucleares à superfície. Os dados de muito melhor qualidade obtidos pelos instrumentos da WWSSN permitiram aos sismólogos cartografar com precisão as zonas de concentração de terramotos a nível mundial.

Mudança de paradigma geológico

A aceitação das teorias da deriva continental e da expansão dos fundos oceânicos (os dois elementos chave da tectónica de placas) pode ser comparada à revolução que Copérnico produziu na astronomia (ver Nicolaus Copernicus). Num período de apenas alguns anos, ocorreu uma revolução na geofísica e sobretudo na geologia. O paralelismo é notório; da mesma forma que a astronomia pré-copérnica era altamente descritiva mas ainda assim incapaz de fornecer explicações para o movimento dos corpos celestes, as teorias da geologia anteriores à tectónica de placas descreviam o que se observava mas debatiam-se com a falta de quaisquer mecanismos fundamentais. O problema residia na questão Como?. Antes da aceitação da tectónica de placas a geologia estava presa numa caixa "pré-copérnica".

Ainda assim, quando comparada com o que se passou na astronomia, a revolução na geologia foi muito mais repentina. Aquilo que fora rejeitado por todas as publicações científicas dignas desse nome, foi avidamente aceite poucos anos depois, nas décadas de 1960 e 1970. Qualquer descrição geológica anterior era apenas descritiva. Todas as rochas estavam descritas e uma variedade de razões eram avançadas, por vezes com um detalhe quase doentio, para o porquê de se encontrarem onde se encontravam. As descrições continuam válidas, contudo, as razões então apontadas hoje em dia parecem-se bastante com a astronomia pré-copérnica.

Apenas temos que ler as descrições anteriores à tectónica de placas sobre porque existem os Alpes ou os Himalaias para ver a diferença. Na tentativa de responder a questões como Como podem rochas que são claramente de origem marinha existir a milhares de metros acima do nível do mar?, ou, Como se formaram as margens concavas e convexas da cadeia Alpina?, qualquer avanço esbarrava na complexidade que se resumia a jargão técnico sem um contributo significativo para a compreensão dos mecanismos associados.

Com a tectónica de placas as respostas rapidamente ocuparam o seu lugar ou tornou-se claro qual o caminho para a sua obtenção. As colisões de placas convergentes possuíam a força necessária para levantar o fundo marinho até à atmosfera rarefeita. A origem das fossas oceânicas estranhamente situadas ao largo de arcos insulares ou de continentes e dos vulcões a eles associados, tornou-se clara quando se compreenderam os processos de subducção em placas convergentes. Porquê existem paralelismos entre a geologia de partes da América do Sul e de África? Porquê a América do Sul e África parecem duas peças de um quebra-cabeças que parecem encaixar? Para respostas complexas temos que procurar as explicações pré-tectónicas. Para respostas simples e que explicam muito mais, temos que recorrer à tectónica de placas. Um grande rift, semelhante ao Grande Vale do Rift no nordeste de África, dividiu um continente em dois, eventualmente formando o Oceano Atlântico e estas forças continuam ainda hoje a fazer-se sentir na crista meso-atlântica.

Vulcão

Esquema da estrutura interna de um vulcão

Vulcão é uma estrutura geológica criada quando magma, gases e partículas quentes (como cinzas) escapam para a superfície terrestre. Eles ejectam altas quantidades de poeira, gases e aerossóis na atmosfera, podendo causar resfriamento climático temporário. São frequentemente considerados causadores de poluição natural. Tipicamente, os vulcões apresentam formato cônico e montanhoso.

Vulcão Kanaga no Alaska, em 27 de Janeiro de 1994

A erupção de um vulcão é considerada um grave desastre natural, por vezes de consequências planetárias. Assim como outros desastres dessa natureza, são imprevisíveis e causam danos indiscriminados. Entre outras coisas, tendem a desvalorizar os imóveis localizados em suas vizinhanças, prejudicar o turismo e consumir a renda pública e privada em reconstruções. No nosso planeta os vulcões tendem a se formar junto das margens das placas continentais. no entanto existem excepções quando os vulcões ocorrem em zonas chamadas de hot spots (pontos quentes). Por outro lado, os arredores de vulcões, formados de lava resfriada, tendem a ser compostos de solos bastante férteis para a agricultura.

A palavra "Vulcão" deriva do nome do deus do fogo na mitologia romana Vulcano (e, em grego, Hefestos). A ciência que estuda os vulcões designa-se por vulcanologia.

Tipos de vulcão

Uma das formas de classificação dos vulcões é através do tipo de material que é eruptido, o que afecta a forma do vulcão. Se o magma eruptido contém uma elevada percentagem em sílica (>65%) a lava é chamada de félsica ou "ácida" e tem a tendência de ser muito viscosa (pouco fluida) e por isso solidifica rapidamente. Os vulcões com este tipo de lava têm tendência a explodir devido ao facto da lava facilmente obstruir a chaminé vulcânica. O Monte Pelée na Martinica é um exemplo de um vulcão deste tipo.

Se, por outro lado, o magma é relativamente pobre em sílica (<52%)é href="http://pt.wikipedia.org/wiki/M%C3%A1fico" title="Máfico">máfico ou "básico" e causa erupções de lavas muito fluidas capazes de escorrer por longas distâncias. Um bom exemplo de uma escoada lávica máfica é a do Grande Þjórsárhraun (Thjórsárhraun) originada por uma fissura eruptiva quase no centro geográfico da Islândia há cerca de 8000 anos. Esta escoada percorreu cerca de 130 quilómetros até ao mar e cobriu uma área com 800 km².

Estrutura de um vulcão-escudo

Vulcão-escudo: O Havaí e a Islândia são exemplos de locais onde podemos encontrar vulcões que expelem enormes quantidades de lava que gradualmente constroem uma montanha larga com o perfil de um escudo. As escoadas lávicas destes vulcões são geralmente muito quentes e fluidas, o que contribui para ocorrerem escoadas longas. O maior vulcão deste tipo na Terra é o Mauna Loa, no Havaí, com 9000 m de altura (assenta no fundo do mar) e 120 km de diâmetro. O Monte Olimpus em Marte é um vulcão-escudo e também a maior montanha do sistema solar.

Cones de escórias: São os tipos mais simples e mais comuns de vulcões. Esses vulcões são relativamente pequenos, com alturas geralmente menores que 300 metros de altura. Formam-se pela erupção de magmas de baixa viscosidade, com composições basálticas ou intermediárias.

Estratovulcões: Também designados de "compostos", são grandes edifícios vulcânicos com longa atividade, forma geral cônica, normalmente com uma pequena cratera no cume e flancos íngremes, construídos pela intercalação de fluxos de lava e produtos piroclásticos, emitidos por uma ou mais condutas, e que podem ser pontuados ao longo do tempo por episódios de colapsos parciais do cone, reconstrução e mudanças da localização das condutas. Alguns dos exemplos de vulcões deste tipo são El Teide na Espanha, o Monte Fuji no Japão, o Cotopaxi no Equador, o Vulcão Mayon nas Filipinas e o Monte Rainier nos EUA Por outro lado, esses edifícios vulcânicos são os mais mortíferos do nosso planeta, envolvendo a perda da vida de aproximadamente 264000 pessoas desde o ano de 1500.

Caldeiras ressurgentes: São as maiores estruturas vulcânicas da Terra, possuindo diâmetros que variam entre 15 e 100 km². À parte de seu grande tamanho, caldeiras ressurgentes são amplas depressões topográficas com uma massa elevada central. Exemplos dessas estruturas são a Valles (EUA), Yellowstone (EUA) e Cerro Galan (Argentina).

Vulcões submarinos: São aqueles que estão abaixo da água, muitas vezes são bastante comuns em certos fundos oceânicos, principalmente na dorsal meso-atlântica. São responsáveis pela formação de novo fundo oceânico em diversas zonas do globo. Um exemplo deste tipo de vulcão é o vulcão da Serreta no Arquipélago dos Açores.

Comportamento dos vulcões

As erupções vulcânicas podem ter um efeito devastador nas populações e na vida animal das áreas onde existem

Erupções freáticas (vapor)
Erupções explosivas de lava rica em sílica (e.g. riolito)
Erupções efusivas de lava pobre em sílica (e.g. Basalto)
Escoadas piroclásticas
Lahars
Emissões de dióxido de carbono

Todas estas actividades podem ser um perigo potencial para o Homem. Para além disso a actividade vulcânica é muitas vezes acompanhada por sismos, águas termais, fumarolas e gêisers, entre outros fenómenos. As erupções vulcânicas são frequentemente precedidas por sismos de magnitude pouco elevada.

Activos, dormentes ou extintos?

Não existe um consenso entre os vulcanologistas para definir o que é um vulcão "activo". O tempo de vida de um vulcão pode ir de alguns meses até alguns milhões de anos. Por exemplo, em vários vulcões na Terra ocorreram várias erupções nos últimos milhares de anos mas actualmente não dão sinais de actividade.

Alguns cientistas consideram um vulcão activo quando está em erupção ou mostra sinais de instabilidade, nomeadamente a ocorrência pouco usual de pequenos sismos ou novas emissões gasosas significativas. Outros consideram um vulcão activo aquele que teve erupções históricas. É de salientar que o tempo histórico varia de região para região. Enquanto que no Mediterrâneo este pode ir até 3000 anos atrás, no Pacífico Noroeste dos Estados Unidos vai apenas a 300 anos atrás.

Vulcões dormentes são considerados aqueles que não se encontram actualmente em actividade (como foi definido acima) mas que poderão mostrar sinais de perturbação e entrar de novo em erupção.

Os vulcões extintos são aqueles que os vulcanólogos consideram pouco provável que entrem em erupção de novo, mas não é fácil afirmar com certeza que um vulcão está realmente exitinto. As caldeiras têm tempo de vida que pode chegar aos milhões de anos, logo é difícil determinar se um irá voltar ou não a entrar em erupção, pois estas podem estar dormentes por vários milhares de anos.

Por exemplo a caldeira de Yellowstone, nos Estados Unidos, tem pelo menos 2 milhões de anos e não entrou em erupção nos últimos 640000 anos, apesar de ter havido alguma actividade há cerca de 70000 anos. Por esta razão os cientistas não consideram a caldeira de Yellowstone um vulcão extinto. Pelo contrário, esta caldeira é considerada um vulcão bastante activo devido à actividade sísmica, geotermia e à elevada velocidade do levantamento do solo na zona.

Alguns vulcões na Terra

Erupção do Monte Santa Helena em 1980

Vulcões em outros locais do sistema solar

A Lua não possui grandes vulcões e não é geológicamente activa, mas nela existem várias estruturas vulcânicas. Por outro lado crê-se que o planeta Vénus seja geologicamente activo, sendo cerca de 90% da sua superfície constituída por basalto o que leva a crer que o vulcanismo desempenha um papel importante na modelagem da superfície do planeta. As escoadas lávicas estão bastante presentes e muitas das estruturas da superfície de Vénus são atribuídas a formas de vulcanismo que não se encontram na Terra. Outros fenómenos do planeta Vénus são atribuídos a erupções vulcânicas, tais como as mudanças na atmosfera do planeta e a observação de relâmpagos. No planeta Marte existem vários vulcões extintos, sendo quatro dos quais grandes vulcões-escudo, largamente maiores do que qualquer um existente na Terra:

Estes vulcões encontram-se extintos há vários milhões de anos, mas a sonda europeia Mars Express encontrou indícios de que poderiam ter ocorrido erupções vulcânicas num passado recente em Marte. Uma das luas de Júpiter, Io, é o corpo mais vulcânico de todo o sistema solar devido à interacção de forças com Júpiter. Esta lua está coberta de vulcões que expelem enxofre, dióxido de enxofre e rochas ricas em sílica, o que leva a que a sua superfície esteja constantemente a ser renovada. As suas lavas são as mais quentes que se conhecem no sistema solar, com temperaturas que podem ultrapassar os 1500 ºC. Em Fevereiro de 2001 a maior erupção de que há registo no sistema solar ocorreu em Io.

Vulcanologia

Génese dos vulcões

Os movimentos e a dinâmica do magma, tal como a maior parte do interior da Terra, ainda são pouco conhecidos. No entanto é sabido que uma erupção é precedida de movimentos de magma do interior da Terra até à camada externa sólida (crosta terrestre) ocupando uma câmara magmática debaixo de um vulcão. Eventualmente o magma armazenado na câmara magmática é forçado a subir e é extruído e escorre pela superfície do planeta como lava, ou o magma pode aquecer água nas zonas próximas causando descargas explosivas de vapor; pode acontecer também que os gases que se libertam do magma projectem rochas, piroclastos, obsidianas e/ou cinzas vulcânicas. Apesar de serem sempre forças muito poderosas, as erupções podem variar de efusivas a extremamente explosivas. A maioria dos vulcões terrestres têm origem nos limites destrutivos das placas tectónicas, onde a crosta oceânica é forçada a mergulhar por baixo da crosta continental dado que esta é menos densa do que a oceânica. A fricção e o calor causados pelas placas em movimento leva ao afundamento da crosta oceânica, e devido à baixa densidade do magma resultante este sobe. À medida que o magma sobe através de zonas de fractura na crosta terrestre, poderá eventualmente ser expelido em um ou mais vulcões. Um exemplo deste tipo de vulcão é o Monte Santa Helena nos EUA, que se encontra na zona interior da margem entre a placa Juan de Fuca que é oceânica e a placa Norte-americana.

Ambientes tectónicos

Os vulcões encontram-se principalmente em três tipos principais de ambientes tectónicos:

Limites construtivos das placas tectónicas

Este é o tipo mais comum de vulcões na Terra, mas são também os observados menos frequentemente dado que a sua actividade ocorre maioritáriamente abaixo da superfícies dos oceanos. Ao longo do sistema de rifts oceânicos ocorrem erupções irregularmente espaçadas. A grande maioria deste tipo de vulcões são apenas conhecidos devido aos sismos associados às suas erupções, ou ocasionalmente, se navios que passam nos locais onde existem, registam elevadas temperaturas ou precipitados químicos na água do mar. Em alguns locais a actividade dos rifts oceânicos levou a que os vulcões atingissem a superfície oceânica - Ilha de Santa Helena, Ilha de Tristão da Cunha no Oceano Atlântico; as Galápagos no Oceano Pacífico, permitindo que estes vulcões sejam estudados em pormenor. A Islândia também se encontra num rift, mas possui características diferentes das de um simples vulcão. Os magmas expelidos neste tipo de vulcões são chamados de MORB (do inglês Mid-Ocean Ridge Basalt que significa: "basalto de rift oceânico") e são geralmente de natureza basáltica.

Limites destrutivos das placas tectónicas

Diagrama de limite destrutivo causando terremotos e uma erupção vulcânica

Estes são os tipos de vulcões mais visíveis e bem estudados. Formam-se acima das zonas de subducção onde as placas oceânicas mergulham debaixo das placas terrestres. Os seus magmas são tipicamente "calco-alcalinos" devido a serem originários das zonas pouco profundas das placas oceânicas e em contacto com sedimentos. Como seria de esperar a composição destes magmas é muito mais variada do que a dos magmas dos limítes construtivos.

Hot spots ou pontos quentes

Os vulcões de hot spots eram originalmente vulcões que não poderiam ser incluídos nas categorias acima referidas. Nos dias de hoje os hot spots referem-se a uma situação bastante mais específica - uma pluma isolada de material quente do manto que intersepta a zona inferior da crosta terrestre (oceânica ou continental), conduzindo à formação de um centro vulcânico que não se encontra ligado a um limite de placa. O exemplo clássico é a cadeia Havaiana de vulcões e montes submarinos; o Yellowstone é também tido como outro exemplo, sendo a intercepção neste caso com uma placa continental. A Islândia e os Açores são por vezes citados como outros exemplos, mas bastante mais complexos devido à coincidência do o rift médio Atlântico com um hot spot. Não há consenso acerca do conceito de "hotspot", uma vez que os vulcanólogos não são consensuais acerca da origem das plumas "quentes do manto": se têm origem no manto superior ou no manto inferior. Estudos recentes levam a crer que vários subtipos de hot spots irão ser identificados.

Previsão de erupções

A ciência ainda não é capaz de prever com certeza absoluta quando um vulcão irá entrar em erupção, mas grandes progressos têm sido feitos no cálculo das probabilidades de tal evento ter lugar ou não num espaço de tempo relativamente curto. Os seguintes factores são analisados de forma a ser possível prever uma erupção:

Sismicidade

A actividade sísmica, nomeadamente, micro e sismos de baixa magnitude ocorrem sempre que um vulcão "acorda" e a sua entrada em erupção se aproxima no tempo. Alguns vulcões normalmente possuem actividade sísmica de baixo nível, mas um aumento significativo desta mesma actividade poderá preceder uma erupção. Outro sinal importante é o tipo de sismos que ocorrem. A sismicidade vulcânica divide-se em três grandes tipos: tremores de curta duração, tremores de longa duração e tremores harmónicos.

Os tremores de curta duração são semelhantes aos sismos tectónicos. São resultantes da fracturação da rocha aquando de movimentos ascendentes do magma. Este tipo de sismicidade revela um aumento significativo da dimensão do corpo magmático próximo da superfície.

Os tremores de longa duração crê-se que indicam um aumento da pressão de gás na estrutura do vulcão. Podem-se comparar ao ruído e vibração que por vezes ocorre na canalização das nossas casas. Estas oscilações são o equivalente às vibrações acústicas que ocorrem no contexto de uma câmara magmática de um vulcão.

Os tremores harmónicos ocorrem devido ao movimento de magma abaixo da superfície. A libertação contínua de energia deste tipo de sismicidade contrasta com a libertação continua de energia que ocorre num sismo associado ao movimento de falhas tectónicas.

Os padrões de sismicidade são geralmente complexos e de difícil interpretação. No entanto, um aumento da actividade sísmica num aparelho vulcânico é preocupante, especialmente se sismos de longa duração se tornam muito frequentes e se tremores harmónicos ocorrem.

Emissões gasosas

À medida que o magma se aproxima da superfície a sua pressão diminui, e os gases que fazem parte da sua composição libertam-se gradualmente. Este processo pode ser comparado ao abrir de uma lata de um refrigerante com gás, quando o dióxido de carbono se escapa. O dióxido de enxofre é um dos principais componente dos gases vulcânicos, e o seu aumento precede a chegada de magma próximo da superfície. Por exemplo, a 13 de Maio de 1991, 500 toneladas de dióxido de enxofre foram libertadas no Monte Pinatubo nas Filipinas. A 18 de Maio, duas semanas depois as emissões de dióxido de enxofre chegaram até às 5 000 toneladas. O Monte Pinatubo entrou em erupção a 12 de Junho de 1991.

Deformação do terreno

A deformação do terreno na área do vulcão significa que o magma encontra-se acomulado próxima da superfície. Os ciêntistas monotorizam os vulcões activos e medem frequentemente a deformação do terreno que ocorre no vulcão, tomando especial cuidado com a deformação acompanhada de emissões de dióxido de enxofre e tremores harmónicos, sinais que tornam bastante provável um evento eminente.

A Terra é o terceiro planeta em órbita do Sol, depois de Mercúrio e Vénus, e anterior a Marte, Júpiter, Saturno, Urano e Neptuno. Possui um satélite natural, a Lua.

Entre os planetas do Sistema Solar, a Terra tem condições únicas: mantém grandes quantidades de água, tem placas tectónicas e um forte campo magnético. A atmosfera interage com os sistemas vivos. A ciência moderna coloca a Terra como único corpo planetário que possui vida, na forma como a reconhecemos. O planeta Terra tem aproximadamente uma forma esférica, mas a sua rotação causa uma deformação para a forma elipsóidal (achatada aos pólos). A forma real da Terra é chamada de Geóide, apresenta forma muito irregular, ondulada, matematicamente complexa.

Características orbitais

Raio orbital Médio

149.597.870,691 km

Periélio

0,983 UA

Afélio

1,017 UA

Excentricidade

0,01671022

Período orbital

365 dias, 6 horas e 9 minutos
9,548 segundos (sideral)

Velocidade orbital média

29,7847 km/s

Inclinação

0,00005°

Satélites naturais

1 (a Lua)

Satélite natural do

Sol

Características físicas

Diâmetro equatorial

12.756,27249 km

Área da superfície

5,10072×10⁸ km²

Massa

5,9742×10²⁴ kg

Densidade média

5,515 g/cm³

Aceleração gravítica
à superfície

9,8062 m/s² (lat. 45°, alt. 0)

Velocidade de escape

11,18 km/s

Período de rotação

23h 56m e 4,09966s (sideral)

Inclinação axial

23,45°

Albedo

37-39%

Temperatura à superfície

min	méd	máx
184 K	282 K	333 K

Características atmosféricas

Pressão atmosférica

101,325 kPa

Nitrogénio (Azoto)

78%

Oxigénio

21%

Árgon

Dióxido de carbono

Vapor de água

vestígios

Características Físicas

Estrutura

O interior da Terra, assim como o interior de outros planetas terrestriais, é dividido por critérios químicos em uma camada externa (crosta) de silício, um manto altamente viscoso, e um núcleo que consiste de uma porção sólida envolvida por uma pequena camada líquida. Esta camada líquida dá origem a um campo magnético devido a convecção de seu material, eletricamente condutor.

O material do interior da Terra encontra frequentemente a possibilidade de chegar à superfície, através de erupções vulcânicas e fendas oceânicas. Muito da superfície terrestre é relativamente novo, tendo menos de 100 milhões de anos; as partes mais velhas da crosta terrestre têm até 4,4 bilhões de anos.

Camadas terrestres, a partir da superfície:

Litosfera (de 0 a 60,2km)
Crosta (de 0 a 30/35 km)
Manto (de 60 a 2900 km)
Astenosfera (de 100 a 700 km)
Núcleo externo (líquido - de 2900 a 5100 km)
Núcleo interno (sólido - além de 5100 km)

Tomada por inteiro, a Terra possui aproximadamente seguinte composição em massa:

34,6% de Ferro
29,5% de Oxigénio
15,2% de Silício
12,7% de Magnésio
2,4% de Níquel
1,9% de Enxofre
0,05% de Titânio

Interior

O interior da Terra atinge temperaturas de 5.270 K. O calor interno do planeta foi gerado inicialmente durante sua formação, e calor adicional é constantemente gerado pelo decaimento de elementos radioativos como urânio, tório, e potássio. O fluxo de calor do interior para a superfície é pequeno se comparado à energia recebida pelo Sol (a razão é de 1/20k).

Núcleo

A massa específica média da Terra é de 5.515 quilogramas por metro cúbico, fazendo dela o planeta mais denso no Sistema Solar. Uma vez que a massa específica do material superficial da Terra é apenas cerca de 3000 quilogramas por metro cúbico, deve-se concluir que materiais mais densos existem nas camadas internas da Terra (devem ter uma densidade de cerca de 8.000 quilogramas por metro cúbico). Em seus primeiros momentos de existência, há cerca de 4,5 bilhões de anos, a Terra era formada por materiais líquidos ou pastosos, e devido à ação da gravidade os objetos muito densos foram sendo empurrados para o interior do planeta (o processo é conhecido como diferenciação planetária), enquanto que materiais menos densos foram trazidos para a superfície. Como resultado, o núcleo é composto em grande parte por ferro (80%), e de alguma quantidade de níquel e silício. Outros elementos, como o chumbo e o urânio, são muitos raros para serem considerados, ou tendem a se ligar a elementos mais leves, permanecendo então na crosta.

O núcleo é dividido em duas partes: o núcleo sólido, interno e com raio de cerca de 1.250 km, e o núcleo líquido, que envolve o primeiro. O núcleo sólido é composto, segundo se acredita, primariamente por ferro e um pouco de níquel. Alguns argumentam que o núcleo interno pode estar na forma de um único cristal de ferro. Já o núcleo líquido deve ser composto de ferro líquido e níquel líquido (a combinação é chamada NiFe), com traços de outros elementos. Estima-se que realmente seja líquido, pois não tem capacidade de transmitir as ondas sísmicas. A convecção desse núcleo líquido, associada a agitação causada pelo movimento de rotação da Terra, seria responsável por fazer aparecer o campo magnético terrestre, através de um processo conhecido como teoria do dínamo. O núcleo sólido tem temperaturas muito elevadas para manter um campo magnético (veja temperatura Curie), mas provavelmente estabiliza o campo magnético gerado pelo núcleo líquido.

Evidências recentes sugerem que o núcleo interno da Terra pode girar mais rápido do que o restante do planeta, a cerca de 2 graus por ano.

Manto

O manto estende-se desde cerca de 30 km e por uma profundidade de 2900 km. A pressão na parte inferior do mesmo é da ordem de 1,4 milhões de atmosferas. É composto por substâncias ricas em ferro e magnésio. Também apresenta características físicas diferentes da crosta. O material de que é composto o manto pode apresentar-se no estado sólido ou como uma pasta viscosa, em virtude das pressões elevadas. Porém, ao contrário do que se possa imaginar, a tendência em áreas de alta pressão é que as rochas mantenham-se sólidas, pois assim ocupam menos espaço físico do que os líquidos. Além disso, a constituição dos materiais de cada camada do manto tem seu papel na determinação do estado físico local. (O núcleo interno da Terra é sólido porque, apesar das imensas temperaturas, está sujeito a pressões tão elevadas que os átomos ficam compactados; as forças de repulsão entre os átomos são vencidas pela pressão externa, e a substância acaba se tornando sólida.)

Crosta

A crosta (que forma a maior parte da litosfera) tem uma extensão variável de acordo com a posição geográfica. Em alguns lugares chega a atingir 70 km, mas geralmente estende-se por aproximadamente 30 km de profundidade. É composta basicamente por silicatos de alumínio, sendo por isso também chamada de Sial.

Existem doze tipos de crosta, sendo os dois principais a oceânica e a continental, sendo bastante diferentes em diversos aspectos. A crosta oceânica, devido ao processo de expansão do assoalho oceânico e da subducção de placas, é relativamente muito nova, sendo a crosta oceânica mais antiga datada de 160 Ma, no oeste do pacífico. É de composição basáltica e é cobertas por sedimentos pelágicos e possuem em média 7km de espessura.

A crosta continental é composta de rochas félsicas a ultramáficas, tendo composição média granodiorítica e espessura média entre 30 e 40km nas regiões tectonicamente estáveis (crátons), e entre 60 a 80km nas cadeias montanhosas como os Himalaias e os Andes. As rochas mais antigas possuem até 3,96 Ma e existem rochas novas ainda em formação.

2007-11-02T12:16:00.000-07:00

Formação do planeta Terra

O planeta teria se formado pela agregação de poeira cósmica em rotação, aquecendo-se depois, por meio de violentas reações químicas. O aumento da massa agregada e da gravidade catalisou impactos de corpos maiores. Essa mesma força gravitacional possibilitou a retenção de gases constituindo uma atmosfera primitiva.

O envoltório atmosférico primordial atuou como isolante térmico, criando o ambiente na qual se processou a fusão dos materiais terrestres. Os elementos mais densos e pesados, como o ferro e o níquel, migraram para o interior; os mais leves localizaram-se nas proximidades da superfície. Dessa forma, constituiu-se a estrutura interna do planeta, com a distinção entre o núcleo, manto e crosta (litosfera). O conhecimento dessa estrutura deve-se à propagação de ondas sísmicas geradas pelos terremotos. Tais ondas, medidas por sismógrafos, variam de velocidade ao longo do seu percurso até a superfície, o que prova que o planeta possui estrutura interna heterogênea, ou seja, as camadas internas possuem densidade e temperatura distintas.

A partir do resfriamento superficial do magma, consolidaram-se as primeiras rochas, chamadas magmáticas ou ígneas, dando origem a estrutura geológica denominado escudos cristalinos ou maciços antigos. Formou-se, assim, a litosfera ou crosta terrestre. A liberação de gases decorrentes do resfriamento do planeta originou a atmosfera, responsável pela ocorrência das primeiras chuvas e pela formação de lagos e mares nas áreas rebaixadas. Assim, iniciou-se o processo de intemperismo (decomposição das rochas) responsável pela formação dos solos e conseqüente início da erosão e da sedimentação.

As partículas minerais que compõem os solos, transportados pela água, dirigiram-se, ao longo do tempo, para as depressões que foram preenchidas com esses sedimentos, constituindo as primeiras bacias sedimentares (bacias sedimentares são depressões da crosta, de origem diversa, preenchidas, ou em fase de preenchimento, por material de natureza sedimentar), e, com a sedimentação (compactação), as rochas sedimentares. No decorrer desse processo, as elevações primitivas (pré-cambrianas) sofreram enorme desgaste pela ação dos agentes externos, sendo gradativamente rebaixadas. Hoje, apresentam altitudes modestas e formas arredondadas pela intensa erosão, constituindo as serras conhecidas no Brasil como serras do Mar, da Mantiqueira, do Espinhaço, de Parima, Pacaraíma, Tumucumaque, etc, e, em outros países, os Montes Apalaches (EUA), os Alpes Escandinavos (Suécia e Noruega), os Montes Urais (Rússia), etc. Os escudos cristalinos ou maciços antigos apresentam disponibilidade de minerais metálicos (ferro, manganês, cobre), sendo por isso, bastante explorados economicamente.

Nos dobramentos terciários podem haver qualquer tipo de minério. O carvão mineral e o petróleo são comumente encontrados nas bacias sedimentares. Já os dobramentos modernos são os grandes alinhamentos montanhosos que se formaram no contato entre as placas tectônicas em virtude do seu deslocamento a partir do período Terciário da era Cenozóica, como os Alpes (sistema de cordilheiras na Europa que ocupa parte da Áustria, Eslovênia, Itália, Suíça, Liechtenstein, Alemanha e França), os Andes (a oeste da América do Sul), o Himalaia (norte do subcontinente indiano), e as Rochosas.

Biosfera

A Terra é o único local onde se sabe existir vida. O conjunto de sistemas vivos (compostos pelos seres e pelo ambiente) do planeta é por vezes chamado de biosfera. A biosfera provavelmente apareceu há 3,5 bilhões de anos. Divide-se em biomas, habitados por fauna e flora peculiares. Nas áreas continentais os biomas são separados primariamente pela latitude (e indiretamente, pelo clima). Os biomas localizados nas áreas do pólo norte e do pólo sul são pobres em plantas e animais, enquanto que na linha do Equador encontram-se os biomas mais ricos.

Por mais simples que possa parecer, ainda é muito difícil para os cientistas definirem vida com clareza. Muitos biólogos tentam a definir como um "fenômeno que anima a matéria".

De um modo geral, considera-se tradicionalmente que uma entidade é um ser vivo se exibe todos os seguintes fenómenos pelo menos uma vez durante a sua existência:

Crescimento.
Metabolismo, consumo, transformação e armazenamento de energia e massa; crescimento por absorção e reorganização de massa; excreção de desperdício.
Movimento, quer movimento próprio ou movimento interno.
Reprodução, a capacidade de gerar entidades semelhantes a si própria.
Resposta a estímulos, a capacidade de avaliar as propriedades do ambiente que a rodeia e de agir em resposta a determinadas condições.

Estes critérios têm a sua utilidade, mas a sua natureza díspar torna-os insatisfatórios sob mais que uma perspectiva; de facto, não é difícil encontrar contra-exemplos, bem como exemplos que requerem maior elaboração. Por exemplo, de acordo com os critérios citados, poder-se-ia dizer que:

O fogo tem vida (facilmente remediado pela adição do requisito de limitação espacial, ou seja, a presença de alguma estrutura que delimite a extensão espacial do ser vivo, como por exemplo a membrana celular, levantando, no entanto, novos problemas na definição de indivíduo em organismos como a maioria dos fungos e certas plantas herbáceas).
As estrelas também poderiam ser consideradas seres vivos, por motivos semelhantes aos do fogo.
Mulas e outros híbridos do tipo não são seres vivos, porque são estéreis e não se podem reproduzir, o mesmo se aplicando a humanos estéreis ou impotentes.
Vírus e afins não são seres vivos porque não crescem e não se conseguem reproduzir fora da célula hospedeira, mas muitos parasitas externos levantam problemas semelhantes.

Se nos limitarmos aos organismos terrestres, podem-se considerar alguns critérios adicionais:

Presença de componentes moleculares como hidratos de carbono, lípidios, proteínas e ácidos nucleicos.
Requisito de energia e matéria para manter o estado de vida.
Composição por uma ou mais células.
Manutenção de homeostase.
Capacidade de evoluir como espécie.

Toda a vida na Terra se baseia na química dos compostos de carbono, dita química orgânica. Alguns defendem que este deve ser o caso para todas as formas de vida possíveis no universo

Origem da vida

A questão da origem da vida pode ser abordada sob várias perspectivas. É conveniente distinguir e tratar separadamente cada uma delas pois o foco de interesse dos leitores é igualmente distinto e a organização da matéria pode tornar-se confusa se tentarmos uma eAbiogênese

O termo abiogênese (do grego a-bio-genesis, "origem não biológica") designa de modo geral a origem da vida a partir de matéria não viva. No entanto há que se fazer distinções entre diferentes idéias ou hipóteses às quais o termo pode ser atribuido. Atualmente, o termo é usado em referência à origem química da vida a partir de reações em compostos orgânicos originados abioticamente. Idéias antigas de abiogênese também recebem o nome de geração espontânea, e essas foram há muito descartadas pela ciência; consistiam basicamente na suposição de que organismos mais complexos, dos que se observa diariamente, não se originassem apenas de seus progenitores, mas de "matéria bruta".

Geração espontânea

Os primeiros defensores conhecidos das idéias nesse sentido foram Anaximandro, seu pupilo Anaxímenes, e outros como Xenófanes, Parmênides, Empédocles, Demócrito, e Anaxágoras. Sustentavam de modo geral que a geração espontânea ocorria, mas em versões variadas.

O defensor mais famoso dessa hipótese na antigüidade foi Aristóteles há mais de dois mil anos, e em sua versão, supunha a existência de um "princípio ativo" dentro de certas porções da matéria inanimada. Esse princípio ativo organizador, que seria responsável, por exemplo, pelo desenvolvimento de um ovo no animal adulto, cada tipo de ovo tendo um princípio organizador diferente, de acordo com o tipo de ser vivo. Esse mesmo princípio organizador também tornaria possível que seres vivos completamente formados eventualmente surgissem a partir da "matéria bruta".

A idéia era baseada em observações - descuidadas, sem rigor científico atual - de alguns animais aparentemente surgirem de matéria em putrefação, ignorando a pré-existência de ovos ou mesmo de suas [[larvas. Isso antecedeu o desenvolvimento do método científico tal como é hoje, não havendo tanta preocupação em certificar-se de que as observações realmente correspondessem ao que se supunha serem fatos, levando a falsas conclusões.

Essas idéias sobre abiogênese eram aceitas comumente até cerca de dois séculos atrás. Ainda no século XIII, havia a crença popular de que certas árvores costeiras originavam gansos; relatava-se que, algumas árvores que davam frutos similares a melões, no entanto contendo carneiros completamente formados em seu interior. No século XVI, Paracelso, descreveu diversas observações acerca da geração espontânea de diversos animais, como sapos, ratos, enquias e tartarugas, a partir de fontes como água, ar, madeira podre, palha, entre outras. Cientistas de todos os campos do saber acreditavam, por exemplo, que as moscas eram originadas da matéria bruta do lixo. Já no século XVII Em resposta às dúvidas de Sir Thomas Browne sobre "se camundongos podem nascer da putrefação", Alexander Ross respondeu:

Então pode ele (Sir Thomas Browne) duvidar se do queijo ou da [[madeira se originam vermes; ou se besouros e vespas das fezes das vacas; ou se borboletas, lagostas, gafanhotos, ostras, lesmas, enguias, e etc, são procriadas da matéria putrefeita, que está apta a receber a forma de criatura para a qual ela é por poder formativo transformada. Questionar isso é questionar a razão, senso e experiência. Se ele duvida que vá ao Egito, e lá ele irá encontrar campos cheios de camundongos, prole da lama do Nilo, para a grande calamidade dos habitantes.:

O médico belga J. B. Van Helmont, que posteriormente foi responsável por grandes experimentos sobre fisiologia vegetal, chegou a prescrever uma "receita" para a produção espontânea de camundongos em 21 dias. Segundo ele, bastava que se jogasse, num canto qualquer, uma camisa suja (o princípio ativo estaria no suor da camisa) e sementes de trigo para que dali a 21 dias fosse constatada a geração espontânea.

Essas conclusões errôneas se devem a falta de metodologia apropriada, limitando variáveis que pudessem trazer resultados falsos - como por exemplo, impedir que ratos já formados tivessem acesso à "receita" que supunha-se produzir ratos - aliada ao pressuposto de que a geração espontânea era mesmo possível.

Redi

O primeiro passo na refutação científica da abiogênese aristotélica foi dado pelo italiano Francesco Redi, que em 1668, provou que larvas não nasciam em carne que ficasse inacessível às moscas, protegidas por telas, de forma que elas não pudessem botar lá seus ovos. Em suas "Experiências sobre a geração de insetos", Redi disse:

Embora me sinta feliz em ser corrigido por alguém mais sábio do que eu caso faça afirmações errôneas, devo expressar minha convicção de que a Terra, depois de ter produzido as primeiras plantas e animais, por ordem do Supremo e Onipotente Criador, nunca mais produziu nenhum tipo de planta ou animal, quer perfeito ou imperfeito...

Redi então supunha que a geração espontânea teria ocorrido apenas durante os primórdios da Terra. Hipotetizou que o que aparentava ser geração espontânea na verdade era oriundo de ovos serem depositados por moscas no material em putrefação. Admitiu a necessidade de testar essa hipótese. Formulou o experimento então de forma a limitar as variáveis de forma mais cuidadosa, deixando metade dos frascos tampados e outra metade destampada.

No entanto notou que essa metodologia também deixava alguma margem de erro. Enquanto as tampas dos frascos impediam o acesso das moscas, impediam também a renovação no ar no interior dos frascos, talvez então impedindo que o "princípio ativo" propiciasse a geração espontânea dos "vermes". Para dar conta dessa parte do problema, aperfeiçoou o experimento, tampando os frascos com gaze, que permitia a entrada de ar. O resultado foi o mesmo; embora "vermes" não tivessem surgido dentro da carne, por ter sido impedido o acesso das moscas, apareceram vários no exterior da gaze, tentando forçar sua entrada, os quais foram removidos por Redi.

Assim, século XVII em diante foi gradualmente sendo demonstrado que, ao menos no caso de todos os organismos facilmente visíveis, a geração espontânea não ocorria, e que que cada ser vivo conhecido era proveniente de uma forma de vida pré-existente, a idéia conhecida como biogênese.

Needham e Spallanzani

A invenção e aperfeiçoamento do microscópio renovaram aceitação a abiogênese. Em 1683, Anton van Leeuwenhoek descobriu as bactérias, e logo foi notado que não importava o quão cuidadosamente a matéria orgânica fosse protegida por telas, ou fosse colocada em recipientes tampados, uma vez que a putrefação ocorresse, era invariavelmente acompanhada de uma miríade de bactérias e outros organismos. Não acreditava-se que a origem desses seres estivesse relacionada a reprodução sexuada, então sua origem acabou sendo atribuida à geração espontânea. Era tentador hipotetizar que enquanto formas de vida "superiores" surgissem apenas de progenitores do mesmo tipo, houvesse uma fonte abiogênica perpétua da qual organismos vivos nos primeiros passos da evolução surgiam continuamente, dentro de condições favoráveis, da matéria inorgânica.

John Needham, em 1745, realizou novos experimentos que vieram a reforçar a hipótese da vida poder originar-se por abiogênese. Consistiam em aquecer em tubos de ensaio líquidos nutritivos, com partículas de alimento. Fechava-os, impedindo a entrada de ar, e os aquecia novamente. Após vários dias, nesses tubos proliferavam enormes quantidades de pequenos organismos. Esses experimentos foram vistos como grande reforço a hipótese da abiogênese.

Mas em 1768, Lazzaro Spallanzani criticou duramente a teoria e os experimentos de Needham, através de experimentos similares, mas tendo fervido os frascos fechados com sucos nutritivos durante uma hora, que posteriormente foram colocados de lado durante alguns dias. Examinando os frascos, não encontrava-se qualquer sinal de vida. Ficou dessa forma demonstrado que Needham falhou em não aquecer suficientemente a ponto de matar os seres pré-existentes na mistura.

Isso no entanto não foi suficiente para descartar por completo a hipótese da abiogênese. Needham replicou, sugerindo que ao aquecer os líquidos a temperaturas muito altas, pudesse estar se destruindo ou enfraquecendo o "princípio ativo". A hipótese de abiogênese continuava sendo aceita pela opinião pública, mas o trabalho de Spallanzani pavimentou o caminho para Louis Pasteur.

Pasteur

Foi principalmente devido ao grande biólogo francês Louis Pasteur, por volta de 1860, que a ocorrência da abiogênese no mundo microscópico foi refutada tanto quanto a ocorrência no mundo macroscópico. Contra o argumento de Needham sobre a destruição do princípio ativo durante a fervura, ele formulou experimentos com frascos com "pescoço de cisne", que permitiam a entrada de ar, ao mesmo tempo em que minimizavam consideravelmente a entrada de outros micróbios por via aérea.

Dessa forma, demonstrava que a fervura em si, não tirava a capacidade dos líquidos de manterem a vida, bastaria que organismos fossem neles introduzidos. O impedimento da origem da vida por falta do princípio ativo, também pode ser descartado, já que o ar podia entrar e sair livremente da mistura. O recipiente com "pescoço de cisne" permaneceu nessas condições, livre de micróbios durante cerca de um ano e meio.

A geração espontânea é descartada

Mais tarde, descobriu-se que esporos de bactérias estão tão envolvidos em membranas resistentes ao calor, que apenas prolongada exposição ao calor seco, tostador, pode ser reconhecida como processo eficiente de esterilização. Além disso, a presença de bactérias, ou seus esporos, é tão universal que apenas precauções extremas podem evitar a reinfecção de material esterilizado. Foi dessa forma concluido definitivamente que todos os organismos conhecidos surgem apenas de organismos vivos pré-existentes, o que recebe o nome de "lei" da biogênese.

Se todos os seres são provenientes de seus ancestrais, isso conduz logicamente a idéia de ancestralidade comum universal, mas suscita a pergunta de como teria surgido o primeiro ser vivo. A abiogênese - como origem da vida a partir de matéria não viva - deve ser necessariamente assumida a menos que se suponha que a vida tenha sempre existido. Estando essa hipótese descartada, ela deve ter surgido, e de algo que não era vivo. Estando também descartadas as teorias aristotélicas de abiogênese, nos restam os conceitos modernos ainda não conclusivos sobre como exatamente isso teria ocorrido.

Sem esquecer que ele passou muito tempo fazendo observações, e percebeu que as os organismos que nasciam da materia era igual aos organismos que lá ficavam, dai ele afirmou de que a vida não é proveniente da não vida e sim de outra vida.

Origem química da vida

Os experimentos de Louis Pasteur refutaram a abiogênese aristotélica, ou geração espontânea, mas não dizem nada quanto à origem química da vida - também chamada de biopoeise (do grego bio, vida, + poiéo, produzir, fazer, criar), evolução química, quimiossíntese, ou ainda, biogênese por Teilhard de Chardin. Essa forma de abiogênese supostamente ocorreu sob condições totalmente diferentes, dentro de períodos de tempo muito maiores, não sendo algo que se suponha poder ocorrer a qualquer instante, ou hoje em dia. O próprio Charles Darwin percebeu impedimentos básicos para que isso ocorresse:

Costuma-se dizer freqüentemente que todas as condições necessárias para o surgimento de um ser vivo encontram-se presentes agora como sempre se encontraram. Mas se (e como é grande esse se!) nós pudessemos imaginar que, nos dias de hoje, em alguma poçazinha tépida, com todos tipos de sais amoníacos e fosfóricos, luz, calor, eletricidade, etc., estando presentes, um composto protéico estivesse quimicamente formado e pronto para sofrer mudanças mais complexas, tal composto seria imediatamente devorado ou absorvido, o que não teria ocorrido antes dos seres vivos terem sido formados.

Além disso, diferentemente da abiogênese aristotélica, o conceito atual não propõe a origem espontânea de formas de vida complexas, de algo similar qualquer das espécies atuais, mas em vez disso uma origem mais singular da vida, decorrendo de um complexo processo gradual, com vários estágios. A vida nesses estágios provavelmente diferiria muito das formas atuais a ponto de tornar incerta sua classificação como "vida", bem como a delimitação entre a "vida" e "não vida", de forma similar à situação em que os vírus e príons se encontram hoje.

Nos últimos 120 anos, soube-se que não há diferença entre matéria viva e a "bruta" ou "inanimada". Os seres vivos não são compostos de algo fundamentalmente diferente de outros objetos, nem têm um "princípio ativo" que lhes dá a vida. Carbono, hidrogênio, oxigênio e nitrogênio são os elementos predominantes dos seres vivos, e também encontram-se fora deles. A vida é uma questão de organização material de compostos formados por esses elementos. A abiogênese então se daria através de processos e etapas que cumulativamente produzissem a organização básica dos seres vivos. O químico Friedrich Wöhler, ainda em 1828, demonstrou que compostos orgânicos podem formar-se a partir de substâncias inorgânicas em laboratório. Mais tarde, os químicos descobriram que os principais "tijolos" da vida, aminoácidos, nucleotídeos e lipídios, podem todos se formar, bastando existirem fontes de carbono, nitrogênio, e energia.

Não há uma teoria apenas para o processo, mas várias diferentes possibilidades, sem que qualquer uma seja grandemente vista como definitivamente melhor que a outra, apesar de haverem as que são mais populares. De grande valor histórico pode-se citar a teoria da "sopa primordial", do cientista russo Aleksandr Ivanovitch Oparin, com ideías similares às formuladas independentemente por J. B. S. Haldane, ambos na década de 1920. Hipotetizavam que uma série de reações envolvendo a suposta química atmosférica na Terra primordial culminariam com a origem da vida.

Hipótese Oparin-Haldane ou Hipótese Heterotrófica

Segundo Oparin, em ambiente aquoso, compostos orgânicos teriam sofrido reações que iam levando a níveis crescentes de complexidade molecular, eventualmente formando agregados colóides, ou coacervados. Esses coacervados seriam aptos a se "alimentar" rudimentarmente de outros compostos orgânicos presentes no ambiente, de forma similar a um metabolismo primitivo. Os coacervados não eram ainda organismos vivos, mas ao se formarem em enormes quantidades, e se chocarem no meio aquoso durante um tempo muito longo, eventualmente atingiriam um nível de organização que desse a propriedade de replicação. Surgiria aí uma forma de vida extremamente primitiva.

Haldane supunha que os oceanos primordiais funcionassem como um imenso laboratório químico, alimentado por energia solar. Na atmosfera, os gases e a radiação UV originariam compostos orgânicos, e no mar formaria-se então uma sopa quente de enormes quantidades de monômeros e polímeros. Grupos desses monômeros e polímerios adquiririam membranas lipídicas, e desenvolvimentos posteriores eventualmente levariam às primeiras células vivas.

Estavam ao menos parcialmente corretos, quanto a origem de aminoácidos e outros tijolos básicos da vida, como comprovou-se com o experimento de Urey-Miller, em 1953, que simulava essas condições atmosféricas, e o de Juan Oró em 1961. Os experimentos foram repetidos com diversas atmosféricas hipotéticas, sempre obtendo resultados similares.

Posteriormente, Sidney Fox levou o experimento um passo adiante fazendo que esses tijolos básicos da vida se unissem em proteinóides - moléculas polipeptidicas similares a proteínas - por simples aquecimento. No trabalho seguinte com esses aminoácidos e pequenos peptídeos foi descoberto que eles podiam formar membranas esféricas fechadas, chamadas de microesferas. Fox as descreveu como formações de protocélulas, acreditando que fossem um passo intermediário importante na origem da vida. As microesferas tinham dentro de seu envoltório um meio aquoso, que mostrava movimento similar a ciclose. Eram capazes de aobsorver outras moléculas presentes no seu ambiente; podiam formar estruturas maiores fundindo-se umas com as outras, e em certas situações, destacavam-se protuberâncias minúsculas de sua superfície, que podiam se separar e crescer individualmente.

As pesquisas nesse sentido não pararam por aí, sendo ainda muito importantes os experimentos e hipóteses levantadas por nomes como Manfred Eigen, Sol Spiegelman, Thomas Gold, A. G. Cairns-Smith, e uma série de outros trabalhos mais atuais.

Atmosfera

A atmosfera é uma fina camada que envolve alguns planetas, composta basicamente por gases e poeira, retidos pela ação da força da gravidade.

A Terra tem uma atmosfera relativamente fina, composta por 78% de nitrogênio, 21% de oxigênio e 1% de argônio, mais traços de outros gases incluindo dióxido de carbono e água. A atmosfera age como uma zona intermediária entre o Sol e a Terra. Suas camadas, troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera e exosfera, têm dimensões variáveis ao redor do planeta e de acordo com a estação do ano.

Definição

Atmosfera vista em torno de 110 km de altitude

Podemos definir a atmosfera como sendo uma fina camada de gases sem cheiro, sem cor e sem gosto, presa à Terra pela força da gravidade. Visto do espaço, o planeta Terra aparece como uma esfera de coloração azul brilhante. Esse efeito cromático é produzido pela dispersão da luz solar sobre a atmosfera, que também existe em outros planetas do sistema solar que também possuem atmosfera.

Atmosfera terrestre

Composição

Segundo Barry e Chorley, a composição da atmosfera e sua estrutura vertical possibilitaram o desenvolvimento da vida no planeta. Esta é sua composição, quando seca e abaixo de 25 km é: Nitrogênio(Br) ou Azoto(PT) (N2) 78,08 %, atua como suporte dos demais componentes, de vital importância para os seres vivos, fixado no solo pela ação de bactérias e outros microrganismos, é absorvido pelas plantas, na forma de proteínas vegetais; Oxigênio (O2) 20,94 % do volume da atmosfera, sua estrutura molecular varia conforme a altitude em relação ao solo, é responsável pelos processos respiratórios dos seres vivos; Argônio 0,93 %; Dióxido de carbono (CO2) (variável) 0,035 %; Hélio (He) 0,0018 %; Ozônio(BR) ou Ozono(PT) (O3) 0,00006 %; Hidrogênio (BR) Hidrogénio (Pt) (H2) 0,00005 %; Criptônio(BR) ou Kripton(PT) (Kr) indícios; Metano (CH4) indícios; Xenônio(BR) ou Xénon(PT)(Xe) Indícios; Radônio(BR) ou Radão(PT) (Rn) indícios.

O vapor d'água

Figura de monitoramento da concentração de vapor na atmosfera causada pelo fenômeno El Niño

O vapor d'água em suspensão no ar encontra-se principalmente nas camadas baixas da atmosfera (75% abaixo de quatro mil metros de altura) e exerce o importante papel de regulador da ação do Sol sobre a superfície terrestre, sua quantidade de vapor varia muito em função das condições climáticas das diferentes regiões do planeta, os níveis de evaporação e precipitação são compensados até chegar a um equilíbrio, pois, as camadas inferiores estão muito próximas ao ponto crítico em que a água passa do estado líquido ao gasoso.

O ar, em algumas áreas pode estar praticamente isento de vapor, enquanto em outras pode chegar a conter uma saturação de até 4%, tornando-se compreensível que quase toda a água existente no planeta está nos oceanos, pois as temperaturas da alta-atmosfera são baixas demais para que o vapor possa manter-se no estado gasoso.

Além de vapor d'água, as proporções relativas dos gases se mantêm constantes até uma altitude aproximada de 60 km.

A atmosfera nos protege, e, à vida no planeta Terra, absorvendo radiação solar ultravioleta e variações extremas de temperaturas entre o dia e a noite.

Limite entre Atmosfera e Espaço exterior

Modelo de atmosfera

Não existe um limite definido entre o espaço exterior e a atmosfera, presume-se que esta tenha cerca de mil quilômetros de espessura, 99% da densidade está concentrada nas camadas mais inferiores, cerca 75% está numa faixa de 11 km da superfície, à medida em que se vai subindo, o ar vai se tornando cada vez mais rarefeito perdendo sua homogeneidade e composição. Na exosfera, zona em que foi arbitrado limítrofe entre a atmosfera e o espaço interplanetário, algumas moléculas de gás acabam escapando à ação do campo gravitacional.

O estudo da evolução térmica segundo a altitude revelou a existência de diversas camadas superpostas, caracterizadas por comportamentos distintos como sua densidade vai diminuindo gradualmente com o aumento da altitude, os efeitos que a pressão atmosférica exerce também diminuem na mesma proporção.

A atmosfera do planeta terra é fundamental para toda uma série de fenômenos que se processam em sua superfície, como os deslocamentos de massas de ar e os ventos, as precipitações meteorológicas e as mudanças do clima.

O limite onde efeitos atmosféricos ficam notáveis durante re-entrada, é em torno de 400.000 pés (75 milhas ou 120 quilômetros).

A altitude de 100 quilômetros ou 62 milhas também é usada freqüentemente como o limite entre atmosfera e espaço.

Temperatura e as camadas atmosféricas

A temperatura da atmosfera da Terra varia entre camadas em altitudes diferentes, portanto, a relação matemática entre temperatura e altitude também varia, sendo uma das bases da classificação das diferentes camadas da atmosfera.

A atmosfera está estruturada em três camadas relativamente quentes, separadas por duas camadas relativamente frias. Os contatos entre essas camadas são áreas de descontinuidade, e recebem o sufixo "pausa", após o nome da camada subjacente.

Camadas e áreas de descontinuidade

As camadas atmosféricas são distintas e separadas entre si por áreas fronteiriças de descontinuidade.

Camadas da atmosfera, simplificadamente.

Troposfera (0 - 7/17 km)

A Troposfera é a camada atmosférica que se estende da superfície da Terra até a base da estratosfera(0 - 7/17 km). Esta camada responde por oitenta por cento do peso atmosférico e é a única camada em que os seres vivos podem respirar normalmente. A sua espessura média é de aproximadamente 12km, atingindo até 17km nos trópicos e reduzindo-se para em torno de sete quilômetros nos pólos. Todos os fenómenos metereológicos estão confinados a esta camada.

Tropopausa

A tropopausa é o nome dado à camada intermediária entre a troposfera e a estratosfera, situada a uma altura média em torno de 17km no equador. A distância da Tropopausa em relação ao solo varia conforme as condições climáticas da troposfera, da temperatura do ar, a latitude entre outros fatores. Se existe na troposfera uma agitação climática com muitas correntes de convecção, a tropopausa tende a subir. Isto se deve por causa do aumento do volume do ar na troposfera, este aumentando, aquela aumentará, por conseqüência, empurrará a tropopausa para cima. Ao subir a tropopausa esfria, pois o ar acima dela está mais frio.

Este gráfico ilustra a distribuição das camadas da atmosfera segundo a Pressão, Temperatura Altitude e Densidade

Estratosfera (15-50 km)

Na estratosfera a temperatura aumenta com a altitude e se caracteriza pelos movimentos de ar em sentido horizontal, fica situada entre 7 e 17 até 50 km de altitude aproximadamente, sendo a segunda camada da atmosfera , compreendida entre a troposfera e a mesosfera, a temperatura aumenta à medida que aumenta a altura. Apresenta pequena concentração de vapor d'água e temperatura constante até a região limítrofe, denominada estratopausa. Muitos aviões a jacto circulam na estratosfera porque ela é muito estável. É nesta camada que existe a camada de ozônio e onde começa a difusão da luz solar (que origina o azul do céu).

Estratopausa

É próximo à estratopausa que a maior parte do ozônio da atmosfera situa-se. Isto é em torno de 22 quilômetros acima da superfície, na parte superior da estratosfera.

Mesosfera (50 - 80/85 km)

Na mesosfera a temperatura diminui com a altitude, esta é a camada atmosférica onde há uma substancial queda de temperatura chegando até a -90º C em seu topo, está situada entre a estratopausa em sua parte inferior e mesopausa em sua parte superior, entre 50 a 85 km de altitude. É na mesosfera que ocorre o fenómeno da aeroluminescência das emissões da hidroxila e é nela que se dá a combustão dos meteoróides.

Mesopausa

A mesopausa é a região da atmosfera que determina o limite entre uma atmosfera com massa molecular constante de outra onde predomina a difusão molecular.

Termosfera (80/85 - 640+ km)

Na termosfera a temperatura aumenta com a altitude e está localizada acima da mesopausa, sua temperatura aumenta com a altitude rápida e monotonicamente até onde a densidade das moléculas é tão pequena e se movem em trajetórias aleatórias tal, que raramente se chocam. É a camada onde ocorrem as auroras e onde orbita o Vaivém Espacial.

Regiões atmosféricas segundo a distribuição iônica

Além das camadas, e em conjunto com estas, existem as regiões atmosféricas, nestas ocorrem diversos fenômenos físicos e químicos.

Esquema das camadas ionosféricas

Ionosfera

Ionosfera é a região que contém íons: compreendendo da mesosfera até termosfera que vai até aproximadamente 550 km de altitude.

As camadas ou regiôes iônicas da ionosfera são:

Camada D

A mais próxima ao solo, fica entre os 50 e 80 km, é a que absorve a maior quantidade de energia eletromagnética.

Camada E

Acima da camada D, embaixo das camadas F1 e F2, sua altitude média é entre os 80 e os 100-140km. Semelhante à camada D.

Camada E Esporádica

Esta camada tem a particularidade de ficar mais ativa quanto mais perpendiculares são os raios solares que incidem sobre si.

Camada F1

A camada F1 está acima da camada E e abaixo da camada F2 ~100-140 até ~200 Km. Existe durante os horários diurnos.

Camada F2

A mais alta das camadas ionosfericas a camada F2, está entre os 200 e 400km de altitude. Acima da F1, E, e D respectivamente. É o principal meio de reflexão ionosferico.

Exosfera

A Exosfera fica acima da ionosfera onde a atmosfera na divisa com o espaço exterior.

Ozonosfera

A Ozonosfera é onde fica a camada de ozônio, de aproximadamente 10 a 50 km de altitude onde ozônio da estratosfera é abundante. Note que até mesmo dentro desta região, ozônio é um componente raro. É esta camada que protege os seres vivos da Terra contra a ação dos raios ultra-violeta.

Magnetosfera

A Magnetosfera de um astro é a região definida pela interação do plasma estelar magnetizado com a atmosfera magnetizada desse astro em que os processos eletrodinâmicos são basicamente comandados pelo campo magnético intrínseco do astro. Sua morfologia, em uma visão simples, pode ser vista como uma bolha comprimida na parte frontal ao fluxo estelar incidente no astro e distendida no sentido do afastamento desse fluxo. Como ilustração, a magnetosfera terrestre apresenta a parte frontal a aproximadamente 10 raios terrestres, uma espessura de 30-50 raios terrestres e uma cauda que se alonga a mais de 100 raios terrestres. Mesmo um astro sem campo magnético pode apresentar uma magnetosfera induzida, que é consequência das correntes elétricas sustentadas pela ionosfera existente.

Cinturão de radiação

Cinturões de radiação ou cinturões de Van Allen- são regiões quase-toroidais em torno do equador magnético, a distância de 2 a 6 raios terrestres, preenchidas de partículas energéticas mas de baixa densidade volumétrica. Há um cinturão externo, produzido por partículas do plasma solar e terrestre que se aproximam da Terra ao longo desse equador, e um cinturão interno, produzido pela incidência de partículas de mais alta energia dos raios cósmicos. Populando essas regiões, os prótons e os elétrons apresentam-se com distribuições características distintas.

Temperatura média e pressão

A temperatura média da atmosfera à superfície de terra é 14 °C.
A Pressão atmosférica é o resultado direto do peso exercido pela atração gravitacional da Terra sobre a camada de ar que a envolve, variando conforme o momento climático, a hora, o local e a altitude.

Cerca de 50% do total da massa atmosférica está até 5 km de altitude.

A pressão atmosférica ao nível do mar, é aproximadamente 101.3 quilo pascais (em torno de 14.7 libras por polegada quadrada).

Densidade e massa

A densidade do ar ao nível do mar é aproximadamente 1.2 quilogramas por metro cúbico. Esta densidade diminui a maiores altitudes à mesma taxa da diminuição da pressão.

A massa total da atmosfera é aproximadamente 5.1 × 10¹⁸ kg, uma fração minúscula da massa total da terra.

A Evolução da atmosfera da Terra

Podemos compreender razoavelmente a história da atmosfera da Terra até há um bilhão anos atrás. Regredindo no tempo, podemos somente especular, pois, é uma área ainda em constante pesquisa.

Atmosfera moderna ou, terceira atmosfera, esta denominação é para distinguir a composição química atual das duas composições anteriores.

Primeira atmosfera

A primeira atmosfera, era principalmente hélio e hidrogênio. O calor provindo da crosta terrestre ainda em forma de plasma, e o sol a dissiparam.

Segunda atmosfera

A aproximadamente 3.5 bilhões anos atrás, a superfície do planeta tinha esfriado o suficiente para formar uma crosta endurecida, povoando-a com vulcões que liberaram vapor de água, dióxido de carbono, e amoníaco. Desta forma, surgiu a "segunda atmosfera", que era formada principalmente de dióxido de carbono e vapor de água, amônia, metano, óxido de enxofre.

Nesta segunda atmosfera quase não havia oxigénio livre, era aproximadamente 100 vezes mais densa do que a atmosfera atual. Acredita-se que o efeito estufa, causado por altos níveis de dióxido de carbono, impediu a Terra de congelar. Durante os próximos bilhões anos, devido ao resfriamento, o vapor de água condensou para precipitar chuva e formar oceanos, que começaram a dissolver o dióxido de carbono. Seriam absorvidos 50% do dióxido de carbono nos oceanos.

Surgiram organismos Fotossíntese que evoluiriam e começaram a converter dióxido de carbono em oxigênio. Ao passar do tempo, o carbono em excesso foi fixado em combustíveis fósseis, pedras sedimentares (notavelmente pedra calcária), e conchas animais.

Estando o oxigénio livre na atmosfera reagindo com o amoníaco, foi liberado azoto, simultaneamente as bactérias também iniciaram a conversão do amoníaco em azoto.

Aumentando a população vegetal, os níveis de oxigénio cresceram significativamente (enquanto níveis de dióxido de carbono diminuíram). No princípio o oxigénio combinou com vários elementos (como ferro), mas eventualmente acumulou na atmosfera resultando em extinções em massa e evolução.

Terceira atmosfera

Com o aparecimento de uma camada de ozônio(O3), a Ozonosfera, as formas de vida no planeta foram melhor protegidas da radiação ultravioleta. Esta atmosfera de oxigênio-azoto é a terceira atmosfera Esta última, tem uma estrutura complexa que age como reguladora da temperatura e umidade da superfície.

A auto regulação da temperatura e pressão

Exemplo de Mapeamento da temperatura da superfície da Terra

A Terra tem um sistema de compensações de temperatura, pressão e umidade, que mantém um equilíbrio dinâmico natural, em todas as suas regiões.

As camadas superiores do planeta refletem em torno de quarenta por cento da radiação solar. Destes, aproximadamente 17% são absorvidos pelas camadas inferiores sendo que o ozônio interage e absorve os raios ultraviloeta. o dióxido de carbono e o vapor d'água absorvem os raios infravermelhos. Restam 43% da energia, esta alcança a superfície do planeta. Que por sua vez reflete dez por cento das radiações solares de volta. Além dos efeitos descritos, existe ainda a influência do vapor d'água e sua concentração variável. Estes, juntamente com a inclinação dos raios solares em função da latitude, agem de forma decisiva na penetrância da energia solar, que por sua vez tem aproximadamente 33% da energia absorvida por toda a superfície atingida durante o dia, sendo uma parte muito pequena desta re-irradiada durante a noite. Além de todos os efeitos relatados anteriormente, existe ainda a influência e interação dos oceanos com a atmosfera em sua auto regulação. Estes mantém um equilíbrio dinâmico entre os fenômenos climáticos das diferentes regiões da Terra.

Todos os mecanismos relatados acima atuando em conjunto, geram uma transição suave de temperaturas em todo o planeta.

Exceção à regra ocorre, onde são menores a quantidade de água, vapor desta e a espessura da troposfera, como nos desertos e cordilheiras de grande altitude.

Mapeamento de velocidade de ventos

Geografia

A área total da Terra é de aproximadamente 510 milhões de km², dos quais 149 milhões são de terras firmes e 361 milhões são de água.
As linhas costeiras (litorais) da Terra somam cerca de 356 milhões de km.

Hidrosfera

A Terra é o único planeta do Sistema Solar que contém uma superfície com água. A água cobre 71% da Terra (sendo que disso 97% é água do mar e 3% é água doce mas grande parte destes 3% encontram-se nos calotes polares e nos lençóis freáticos). A água proporciona, através de 5 oceanos, a divisão dos 7 continentes. Fatores que combinaram-se para fazer da Terra um planeta líquido são: órbita solar, vulcanismo, gravidade, efeito estufa, campo magnético e a presença de uma atmosfera rica em oxigênio.

Atualmente, cerca de 20% de toda a água da terra encontra-se nas geleiras e nas calotas polares.

Oceano

Os oceanos da Terra vistos a partir da região antárctica. Note-se a existência de um único oceano global.

Quase três quartos (71%) da superfície da Terra é coberta pelo oceano (Cerca de 61% do Hemisfério Norte e de 81% do Hemisfério Sul). Este corpo d'água global interconectado de água salgada é dividido pelos continentes e grandes arquipélagos em quatro oceanos, como segue:

Oceano Pacífico
Oceano Atlântico
Oceano Índico
Oceano Glacial Ártico
Oceano Glacial Antártico - definido em 2000 pela Organização Hidrográfica Internacional, da qual Brasil e Portugal são membros.

As fronteiras entre os oceanos são estabelecidas pela Organização Hidrográfica Internacional. Regiões menores dos oceanos são conhecidas como mares, golfos, estreitos, etc.

Veja água do mar para uma discussão detalhada da composição da água do oceano, mais notavelmente sua salinidade.

Maior profundidade

Oceano	Profundidade	Localização
Oceano Antártico	7.235 metros (23,730 pés)	Fossa Sandwich do Sul
Oceano Ártico	5,450 metros (17,881 pés)	Litke Deep, Eurasia Basin
Oceano Atlântico	8,648 metros (28,374 pés)	Fossa de Porto Rico
Oceano Índico	7,725 metros (25,344 pés)	Fossa de Java
Oceano Pacífico	10,924 metros (35,840 pés)	Fossa das Marianas
Mar Mediterrâneo	5,121 metros (17,220 pés)	Mar Jônico
As entradas em negrito são os extremos da Terra.

Exploração

O estudos dos oceanos da Terra é chamado oceanografia. As viagens na superfície do oceano com o uso de botes datam de tempos pré-históricos, mas só nos últimos tempos as explorações submarinas se tornaram possíveis e comuns.

O ponto mais profundo do oceano são as Fossas Marianas, localizadas no Oceano Pacífico, próximos às Ilhas Marianas. Elas têm uma máxima profundidade de 10.924 metros. Elas foram totalmente inspecionadas em 1951, pelo batiscafo da Marinha britânica "Chalenger II", que deu seu nome à parte mais profunda da fossa, o "Profundo de Challenger".

Fenômenos característicos

Os oceanos são ambientes totalmente diferentes do terrestre. Assim, esse ambiente é dominado por fenômenos muito peculiares que não ocorrem em terra, como as marés, as ondas, as correntes marinhas, vórtices, etc.

Origem das águas

No meio ambiente terreno a água na forma como a conhecemos encontra-se num estado intermediário entre o estado gasoso vapor e o sólido gelo, quando exposta as intempéries , o calor da crosta terrestre, os raios solares , aos ventos, a pressão atmosferica, promove a evaporação e precipitação desse liquido sobre o proprio mar e os continentes, dando inicio ao ciclo das águas, responsável pela sedimentação do fundo do mar e a salinização dos oceanos.

Biologia

Segundo a hipótese de Oparin, a vida surgiu no oceano e evoluiu durante bastante tempo neste ambiente, vindo a ocupar o ambiente terrestre apenas em épocas mais recentes (veja escala de tempo geológico e Experiência de Miller-Urey). Dessa forma, os organismos menos "evoluídos" encontram-se no oceano, como as esponjas e cnidários. Veja Biologia Marinha para uma descrição sucinta dos organismos marinhos.

Relevo

Algumas feições notáveis da geomorfologia oceânica:

Plataforma continental: são porções submersas dos continentes, com baixo declive, indo do litoral até cerca de 200 metros de profundidade. É uma região mais favorável à produção biológica.

Planície abissal: São grandes planos nas profundezas do oceano, com profundidade média em torno de 4.000 metros.

Talude continental: é a zona de declive acentuado entre as planícies abissais e a plataforma continental.

Fossa abissal: São fraturas tectônicas, as áreas mais profundas dos oceanos.

Dorsal submarina: são grandes cadeias de montanhas submersas no oceano, originando-se do afastamento das placas tectônicas. Ao se afastarem, as placas tectônicas fazem com que o magma suba do manto e se solidifique, formando a crosta oceânica.

Falésias: são formas de relevo litorâneo abruptas, com declividades acentuadas e alturas variadas, origina-se da ação das ondas do mar sobre as rochas.

A Terra no Sistema Solar

O movimento de rotação da Terra em torno de seu eixo dura 23 horas, 56 minutos e 4,09 segundos, o que equivale a um dia sideral. Nesse período a Terra completa uma volta em torno de um eixo que une o Pólo Sul ao Pólo Norte. Já o movimento de translação da Terra, efetuado ao redor do Sol, leva 365,2564 dias solares médios - o que equivale a um ano sideral. A Terra tem um satélite natural, a Lua, que completa uma volta em torno do planeta a cada 27,3 dias.

O plano de órbita da Terra e seu plano axial não são necessariamente alinhados: o eixo do planeta é inclinado por cerca de 23 graus e 30 minutos em relação ao um plano perpendicular à linha Terra-Sol. Essa inclinação é responsável pelas estações do ano. Já o plano Terra-Lua é inclinado por cerca de 5 graus em relação ao plano Terra-Sol - se não fosse, haveria um eclipse a cada mês.

A esfera de influência gravitational (esfera da Hill) da Terra tem raio de aproximadamente 1,5 Gm, dentro do qual a Lua orbita confortavelmente.

Note que, como uma rotação da Terra em torno de seu eixo dura menos que um dia médio solar (23h 56m 4,09 s= 0,99727*24h), o movimento de translação da Terra, efetuado ao redor do Sol, corresponde a 366,2564 rotações (365,2564/0,99727). Ou seja, embora um ano tenha aproximadamente 365 dias, a Terra efectua 366 rotações num ano, por causa dos graus extra que tem que fazer cada dia, entre dois «meio-dia solares».

Órbita da Terra (animação)

Como a Terra está em movimento em volta do Sol, não basta uma rotação completa para o Sol voltar a ficar no zénite. Como a Terra mudou de posição e «avançou» uns 2500 milhares de quilómetros o planeta ainda tem que rodar alguns graus extra para que o Sol apareça de novo na mesma posição.

Como a velocidade da Terra é maior quando ela está mais próxima do Sol (2 de Janeiro) e menor quando ela está mais distante (4 de Julho), o número de graus extra necessários é maior no Inverno ( Hemisfério Norte) do que no Verão ( Hemisfério Norte). Ou seja, os dias solares são mais compridos no Inverno ( do Hemisfério Norte, Verão, no Hemisfério Sul). No Inverno, o dia solar é superior a 24 horas (o dia médio solar) e, no verão, inferior a 24 horas.

Escala de Tempo Geológico

Arqueano

Na escala de tempo geológico, o Arqueano ou Arcaico é o éon que está compreendido entre 3,85 bilhões de anos e 2,5 bilhões de anos atrás, aproximadamente. O éon Arqueano sucede o éon Hadeano e precede o éon Proterozóico. Divide-se nas eras Eoarqueana, Paleoarqueana, Mesoarqueana e Neoarqueana, da mais antiga para a mais recente.

No Arqueano provavelmente não existia uma litosfera completamente rígida e por isso não operaria ainda a Tectônica de Placas. Surgem os primeiros continentes, relacionados possivelmente a colisões entre arcos de ilhas que se amalgamaram formando pequenas massas continentais.

A ausência de grandes continentes impedia o consumo elevado de CO₂ através do intemperismo das rochas. A falta de organismos clorofilados também evitava o consumo de Dióxido de carbono. A atmosfera era então rica desse gás, e praticamente sem oxigênio, mantendo-se relativamente quente devido ao efeito estufa.

O surgimento da vida foi um grande evento na história da Terra no Arqueano. Os seres vivos mais primitivos são os Procariontes, os primeiros dos quais eram autótrofos anaeróbicos. O segundo evento mais importante após a origem da vida foi o desenvolvimento da fotossíntese.

Procarionte

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Deinococcus radiodurans: um procariota.

Procariontes, procariotas ou procariotos (gr pro, anterior, antes + karyon, noz ou amêndoa - núcleo) são organismos unicelulares sem a membrana que envolve o núcleo, a carioteca ou membrana nuclear, e sem presença de proteínas histônicas associadas ao DNA, que por sua vez encontra-se disperso no citoplasma ou em forma de anéis (plasmídeos).

Esta definição engloba todos os organismos dos domínios Bacteria e Archaea. Tais células possuem diversas outras diferenças se compararmos com as células eucarióticas. Elas não possuem organelas, seu DNA é cíclico, a fluidez de suas membranas são apenas controladas por fosfolipídios (e não por fosfolipídios e esteróis como em células eucarióticas), não se juntam formando organismos pluricelulares, já que não tem a capacidade de formar tecidos, etc.

Este nome tem origem grega onde karyon, significa noz ou núcleo, combinado com o prefixo pro-, que significa anterior. Células com um núcleo são chamadas eucariontes, onde o prefixo eu- significa bom ou verdadeiro. Em algumas células procariontes observadas ao microscópio eletrônico foram observados vestígios nucleares pouco visíveis.

Além do núcleo, os procariontes também não possuem as demais organelas celulares (como mitocôndrios ou cloroplastos) e o seu citoplasma não é dividido em compartimentos, ao contrário do que acontece nos eucariontes. O DNA dos procariontes, geralmente composto por um único cromossoma circular, encontra-se localizado numa zona chamada nucleóide no citoplasma. Este não constitui, no entanto, um verdadeiro núcleo. Também pode existir DNA sob a forma de anéis, os plasmídeos. Os mesossomos, invaginações na membrana citoplamática, estão incluídos na composição dos procariotos.

Os procariontes apresentam metabolismos muito diversificados, o que é refletido na sua capacidade de colonização de diferentes ambientes, tais como tratos digestivos de animais, ambientes vulcânicos, ambientes salobros, etc. Apesar de não possuirem organelas celulares, podem conduzir seus processos metabólicos na membrana celular. A maioria possui parede celular, algo que não acontece com certos tipos de células eucariotas (como as dos animais).

São sempre organismos unicelulares, reproduzindo-se assexuadamente por fissão binária. Outras formas de recombinação de DNA entre procariontes incluem a transformação e a transdução. Estas podem ocorrer entre organismos de diferentes géneros, emprestando características de um género a outro diferente. Um exemplo deste processo é a aquisição de resistência a antibióticos através da transferência de plasmídeos contendo genes que conferem essa resistência.

A espécie bacteriana Escherichia coli se destaca como organismo modelo e como ferramenta biológica para pesquisas científicas.

Fotossíntese

A fotossíntese é o processo através do qual as plantas, seres autotróficos (seres que produzem seu próprio alimento) e alguns outros organismos transformam energia luminosa em energia química processando o dióxido de carbono (CO₂), água (H₂O) e minerais em compostos orgânicos e produzindo oxigênio gasoso (O₂). Através do processo aqueles seres vivos produzem o seu próprio alimento, constituído essencialmente por açúcares, como a glicose.

Este é um processo de catabolismo, a planta acumula energia a partir da luz para uso no seu metabolismo, ações necessárias para o bom funcionamento do organismo, quebrando então a molécula quando necessário, formando adenosina tri-fosfato, o ATP, a moeda energética dos organismos vivos, mediante uso do oxigênio.

A fotossíntese inicia toda a cadeia alimentar. Sem esta, os animais e os outros seres heterotróficos seriam incapazes de sobreviver porque a base da sua alimentação estará sempre nas substâncias orgânicas proporcionadas pelas plantas verdes.