Universidade Estadual de Campinas UNICAMP

GE119- Greenstone Belts

ATMOSFERA NO ARQUEANO

Julia Chinellato Tulimoski de Oliveira RA: 033620Marcia Thaís de Souza RA: 045055Paulo Eduardo Locatelli RA: 045694Thiago Alduini Mizuno RA: 046686Samuel Gonçalves da Cruz RA 038383

Campinas – SP

2009INTRODUÇÃO

Entre os fatores que distinguem a Terra dos demais planetas destaca-se

sua atmosfera e hidrosfera. Somente a atmosfera da Terra possui quantidades

significativas de oxigênio para sustentar a vida. A superfície terrestre era

inabitável da sua criação até 4,5 bilhões de anos atrás. Esse período de tempo

era composto de massivas chuvas de meteoros, e oceanos de magma e havia

uma densa atmosfera. Para que a vida surgisse no planeta Terra, essas

condições extremas tiveram que ser alteradas.

Ainda é possível afirmar de acordo com Valley 2006, que em 4.4Ga

existiam pequenas massas continentais, devido a indícios - zircões detríticos, e

oceanos habitáveis em 4.2Ga ou mesmo antes (figura 1). Vida pode ter

emergido, rapidamente nos oceanos pós-hadeanos, mas não há evidências

que comprovem tal fato. Se a vida existia antes de 3.8 Ga, era sujeita a intenso

bombardeamento de meteoritos e possível extinção desta vida.

Devido a chamada de "Dark Age", época difícil de ser estabelecida idade

por causa de dificuldade em documentar sua idade, por falta de métodos

adequados para a composição destas rochas, não se pode datar exatamente a

formação do Planeta Terra, devido a nébula de pó que correu neste período.

No entanto, a idade do sistema solar é conhecida com grande precisão, por

estudos de meteoritos, data-se a formação do inicio do Sistema Solar sendo

em 4.567Ga (Valley, 2006).

Ainda com relação a Valley, 2006 o Planeta Terra cresceu rapidamente

depois de seu nascimento, os cálculos mostram que atingiu sua massa atual

em 10 milhões de anos. Nos primeiros 50 milhões de anos, ocorreram outros

eventos como a fixação do campo gravitacional, o ferro para formar o núcleo

terrestre e a formação da Lua.

Durante a acreção, o fluxo de massa e material adicionado a Terra era

alto, mas essa quantidade foi diminuindo durante os primeiros 100 Milhões de

anos e continuou a diminuir até hoje, com exceção a fase chamada de "Late

Heavy Bombardment", em 3.85Ga. Enquanto, não há evidências de impactos

durante os primeiros bilhões de anos do Planeta Terra, devido ao

retrabalhamento tectônico, 200 impactos mais jovens são conhecidos, o mais

velho sendo o Domo de Vredefort (2023Ma), no Sul da Africa.

A primeira atmosfera, acredita-se que era espessa, quente e venenosa.

Prevalecia uma estufa de gás carbônico, e antes de 2,3 Ga, os níveis de

oxigênio eram muito baixos para sustentar a vida aeróbica. Neste período

também os oceanos se vaporizaram devido a grandes impactos meteóricos,

seguido por uma chuva de granizo. O sol, era mais fraco que o atual, portanto o

esfriamento da superfície terrestre foi extremamente rápido. Cálculos sugerem

que as temperaturas pós-hadeanas retrocedem para que ocorra a precipitação

de vapor, como a água do oceano, e dependendo do nível baixo de isolamento

da atmosfera para congelar a água do mar.

Rochas de 2,5 milhões de anos são encontradas todos os continentes

(figura 2), e são relativamente comuns. Contudo, a maioria das rochas mais

antigas foram destruídas ou retrabalhadas por processos tectônicos. Rochas

de 3,6 Ga, são encontradas e conhecidas em poucas regiões terrestres, como

Isua na Groenlândia, citado anteriormente, que é um dos terrenos mais

diversificados.

Apesar do metamorfismo moderado, as rochas de Isua, de cerca 3.8 Ga,

preservam evidências da tectônica de placas, oceanos, e até vida. Rochas

mais antigas são encontradas em Acasta no Canadá, de 4.4Ga e também são

encontrados alguns cristais de zircão de idade de 4.4Ga do Oeste da Austrália.

Figura 1:Linha do tempo para os primeiros bilhões de anos de história do Planeta Terra. Os

eventos princiáis são mostrados no eixo da razão dos isótopos de oxigenio dos zircões das

rochas igneas e sua idade U-Pb (Valley, 2006).

Figura 2: Mapa indicando por laranja escuro, as regiões onde há rochas de mais de 2.5

Bilhões de anos. E em laranja claro, suspeita de rochas de mais de 3,6 Ga. E indicações de

zircões através dos nomes.

ORIGEM DA ATMOSFERA

Por ser empobrecida nos gases nobres (Ar, Ne, Xe e Kr) comparada ao

Sol, a atmosfera atual não pode ter sido formada pela retenção de elementos

voláteis da nebulosa solar nos estágios finais de acreção da Terra. Pode ter

existido uma atmosfera primordial, no entanto, a energia liberada pelo impacto

que formou a Lua deva ter causado tanto a perda desta atmosfera primordial,

quanto a quase totalidade dos elementos voláteis no manto. Uma pequena

fração de gases primitivos podem ter ficado retida no manto mais profundo o

que justifica as elevadas razões 3He/4He em magmas relacionados a plumas

(Neves, 2008).

Com relação a este mesmo autor, um modelo para a formação da

atmosfera primitiva envolve o transporte de gases para a superficie por

magmas de derivação mantélica, ou seja, o manto foi enriquecido pela adição

tardia de material dominatemente condrítico (0,4-1% da massa da Terra, como

estimada a partir da concentração de elementos siderófilos no manto). A

quantidade de nitrogênio e água suprida com esta contribuição tardia é

consistente com as concentrações estimadas da Terra.

Medidas de composição isotópica atual de gases nobres permitem

verificar com que taxa os elementos voláteis são liberados do manto para a

atmosfera. Por exemplo, no caso do Argônio que representa cerca de 1% do

volume do volume da atmosfera, sendo a maior parte dele (99,6%) do isótopo 40Ar, produzido pela desintegração radioativa de 40K.

Como o tempo de meia vida do 40K é longa a concentrações de 40Ar

deveria ser muito baixa logo após a formação da Terra.

A razão 40Ar/36Ar nos MORBs pode ser de 44000, valores também

elevados no manto enquanto na atmosfera atual estes valores são baixos. Com

isto, a formação da Terra provavelmente ocorreu antes da produção

significativa de 40Ar, o que implica em rápida liberação de voláteis pelo manto

na época do impacto gigante.

Essa liberação de gases continuam no presente, no entanto, com taxas

mais baixas. A idade média da atmosfera estimada pelos gases é de cerca de

4,4 Ga (Neves 2008).

A atmosfera primitiva, provavelmente foi composta de H2O, CO2, N2 e

CO. NH3 e CH4 deveriam estar presentes, mas sao rapidamente destruidos por

radiação ultravioleta, não sendo portanto elevada a sua concentração. Até a

formação de uma atmosfera rica em oxigênio, deve ter tido concentrações de

metano de até 1000 ppm. Também é atestada uma atmosfera rica em CO2

devido a grande quantidade de carbonatos depositados desde o Arqueano.

Com relação ainda a Neves, 2008 a atmosfera primitiva da Terra deve

ter sido pobre em oxigênio, pois na ausência de fotossíntese, este gás somente

pode ser produzido por fotodissociação: 2 H2O + radiação ultravioleta = 2H2 +

O2. O oxigênio é um gás leve, assim ele pode se difundir para o espaço,

ficando a atmosfera enriquecida em oxigênio. Há um limite para este processo,

pois parte do O2 produzido combina-se para formar ozônio que protege contra

a radiação ultravioleta.

Portanto, a produção de oxigênio se elevou com o surgimento de

organismos fotossintetizantes. É amplamente aceito que a aculação de

oxigênio na atmosfera ocorreu há 2,45 e 2,2 Ga atrás. Também grande parte

deste O2 disponível deve ter sido utilizada para oxidar o Fe3+ presentes no

oceano para Fe2+. Tal fato justifica os enormes volumes de formações ferriferas

bandadas (BIF) no Arqueano e seu desaparecimento juntamente com o

depósito de pirita e uraninita (cuja formação requer um ambiente redutor) após

1,9 Ga.

CARACTERÍSTICAS GERAIS DA ATMOSFERA

O planeta Terra é único planeta no sistema solar que possui tectônica de

placas e oceanos, mas especialmente por possuir uma atmosfera composta

por oxigênio capaz de sustentar formas superiores de vida.

A atmosfera é dividida em seis regiões, em função da altura (Fig. 3). A

magnetosfera, região ultraperiférica, é composta de partículas de alta energia

nuclear que se dispõe neste local devido ao campo magnético da Terra.

A exosfera, em que as moléculas leves, como de H2, ocorrem em

concentrações extremamente baixas e escaparm devido ao campo

gravitacional. Na Ianosfera temperatura diminui rapidamente, cerca de -90 ° C,

e em seguida aumenta para cerca de 0 ° C na base da mesosfera.

A temperatura diminui novamente na estratosfera elevando-se

gradualmente na troposfera até aproximar-se a superfície da Terra, devido ao

ar quente que recobre o ar fresco na estratosfera, essa camada é relativamente

estável e sofre pouca mistura. A temperatura mais alta esta na parte superior

da estratosfera é causada pela absorção da radiação ultravioleta na camada de

ozônio.

A troposfera é uma regiao turbulenta que contém aproximadamente 80%

da massa da atmosfera e da sua mais vapor de água. Na Troposfera a

temperatura diminui em direção dos pólos, na qual ocorre a alteracao de

temperatura que causa os movimentos convectivos na Troposfera. A atmosfera

da Terra é composta principalmente de nitrogênio (78%) e oxigênio (21%) com

pequenas quantidades de outros gases, como argônio e CO2.

A atmosfera terrestre é única entre as atmosferas do sistema solar que

pode sustentar vida. Na atmosfera terrestre temos o ozônio que consiste em

um componente importante na atmosfera porque absorve a radiação

ultravioleta do Sol, que é letal para a maioria das formas de vida.

Assim, a camada de ozônio fornece um escudo eficaz que permite uma

grande diversidade de vida organismos para sobreviver na Terra. As

distribuições de N2, O2, e CO2 na atmosfera são controlados por erupções

vulcânicas e por interações entre esses gases e da Terra sólida, oceanos e os

organismos vivos.

Figura 3: Divisoes da atmosfera Terrestre, mostrando a divisao de

temperatura.

EVIDÊNCIAS GEOLÓGICAS PARA A COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA 3,8 –

3,0 Ga.

Informações sobre a composição da atmosfera primitiva podem ser

obtidas através de reconstruções geológica. Por exemplo, a presença de

sedimentos carbonáticos em sedimentos com 3.8 Ga em Isua na Groenlândia

demonstram que naquele tempo já havia CO2 na atmosfera. Para estimar a

composição da atmosfera, também são importantes as pistas a temperatura

global no passado. A ausência de evidências de glaciação antes de 3.0 Ga é

consistente com a possibilidade de que a temperatura global tenha sido igual

ou maior do que as de hoje.

É possível obter o registro da composição primitiva da atmosfera a partir

de informações gravadas nas rochas. Por exemplo: a presença de sedimentos

carbonáticos com 3,8 Ga no Isua, sudoeste da Groenlândia registra a

concentração de CO2 na atmosfera daquele período. Pistas sobre a antiga

temperatura global também são importantes para estimar a composição

atmosférica, devido à correlação existente entre o efeito estufa e a

concentração de alguns gases. A ausência de evidências para glaciações

depois de 3,0 Ga é, no mínimo, coerente com a possibilidade de que as

temperaturas globais eram iguais ou maiores do que as de hoje. Os valores de 18O/16O no Arqueano são mais baixos do que em cherts sedimentares recentes

e, portanto, coerente com a interpretação de que no Arqueano as temperaturas

eram superiores. E talvez até pudessem ultrapassar a casa dos 70 ºC (Knauth

e Epstein, 1976). No entanto, a temperatura da superfície inferida a partir do

registro de sílica isotópica deve ser interpretada com cautela devido à

recristalização pós-deposicional de sílica a temperaturas elevadas (Hesse,

1990). Além disso, o registro de sílica pode refletir alterações durante o

Precambriano de trocas isotópicas entre a água e a crosta terrestre (Perry et

al., 1978). O intemperismo químico foi muito eficaz durante a produção destes

sedimentos antigos, o que é consistente com temperaturas quentes. A crosta

era magma e tectonicamente instável e produziu o primeiro ciclo de sedimentos

na forma de greenstone belts. O intemperismo de uma seqüência exposta de

típica de greenstone típico produz sedimentos clásticos grosseiros que são

enriquecidos principalmente com os minerais mais quimicamente resistentes

da seqüência, como o sílex, komatiitos silicificados e tufos dacitos (Nocita e

Lowe, 1990). Estes componentes são derivados de unidades sedimentares que

representem menos de 20% do volume de rocha original. Assim, os minerais

menos resistentes foram degradados apesar da rápida elevação. O

intemperismo intenso é coerente com ambientes quentes e úmidos com altas

concentrações. Evaporitos alterados também podem ocorrer em seqüências

greenstone belts entre 3,5 e 3,2 Ga.. Sua ocorrência em ambientes tão

tectonicamente instáveis é consistente com as elevadas taxas de evaporação

devido a temperaturas elevas de ambiente seco. Os depósitos de gipso no

lugar de anidrita indicam que as temperaturas provavelmente estavam abaixo

de 58 °C.(Condie, 1994).

Supõe-se que as temperaturas da superfície no Arqueano foi mais

quente (talvez acima de 70º C) baseado em valores baixos da razão O18/O16 de

cherts sedimentares (Knauth & Epstein, 1976 in Condie). Várias evidências

indicam que a atmosfera foi redutora no Arqueano do que é atualmente.

Minerais como uraninita podem ser transportadas como detritos em níveis

baixos de O2, mas são rapidamente oxidados e dissolvidos em altos níveis.

Depósitos do final do Arqueano como o de Witwatersrand na África do Sul

contém uraninita e indicam que o nível de O2 foi baixo. Solos e paleossolos

foram influenciados pela composição da atmosfera. O estado de oxidação da

atmosfera durante o intemperismo afeta a mobilidade de elementos redox tais

como Fe e Mn. Os paleossolos tiveram zona de alteração sericitica bem

desenvolvida dentro de zonas heterogêneas ricas em clorita. Elementos

imóveis durante o intemperismo (Al, Ti, Zr e Th) são enriquecidos em zonas de

sericita devido a remoção de constituintes móveis (incluindo Fe, Mn, Mg e Zn)

Como o ferro esta entre esses constituintes empobrecidos na zona sericitica

isto pode ter sido intemperizado e removido o Fe.Este cenário indica que os

níveis de oxigênio atmosférico durante o final do Arqueano foi menor do 8%

dos valores modernos. Sedimentos de águas rasas no Arqueano indicam que

prevalesceram condições oxidantes. Gispso silicificado é largamente distribuído

nos greenstone de Pilbara e Barberton (Condie,1994).

BIF Arqueano foi depositado em um oceano estratificado em sítios onde

Fe2+ de águas profundas anóxicas foram precipitadas e depois oxidadas em

águas superficiais. Aparentemente pouca produtividade biológica ocorreu no

sítio de oxidação de ferro., observação esta suportada pela presença de baixo

conteúdo de fósforo em BIF.

COMPOSIÇÃO DA ATMOSFERA PRIMITIVA

Dois modelos têm sido propostos para a composição da atmosfera

primitiva. O modelo de desgaseificação, levando em conta, ferro metálico

existia no manto do Arqueano precoce. Neste caso o ferro estava presente,

equilíbrio de reações químicas que liberam grandes quantidades de H2, CO, e

CH4 pequenas quantidades de CO2, água, H2S, e N2 . Se este ferro não estava

presente, as reações que liberavam principalmente CO2, água e NH2 com

pequenas quantidades de H2, HCl e SO2.

A maioria das evidências sugerem que o núcleo começou a forma

durante as fases tardias da acreção planetária, é possível que pouco deste

ferro metálico permaneceu no manto, quando ocorreu a desgaseificação.

No entanto, se a desgaseificação começou antes da conclusão da

acreção, ferro metálico teria estado presente no manto e na atmosfera, que

primeira teria sido quente e húmida, composta principalmente de H2, CO2,

água, CO e CH4. Devido ao tempo relativo de desgaseificação precoce e

núcleo, a formação não é bem limitada e a composição da atmosfera teria

perdido mais rapidamente seus gases e esta não pode ser bem estabelecida.

Tanto a formação do núcleo provavelmente foram desgaseificados

completamente em menos de 50 milhões de anos após acréscimo, bem como

a composição da atmosfera primitiva pode ter mudado rapidamente durante

esse intervalo, em resposta à diminuição quantidades de ferro metálico no

manto.

É provável, no entanto, que logo após o acréscimo que foi completado

em torno de 4530 Ma , H2 rapidamente escapou do topo da atmosfera e o

vapor de água se tranformou em chuva para formar os oceanos. Isso deixa

uma atmosfera primitiva rica em CO2, CO, N2 e CH4. Tanto quanto 15% do

carbono encontrado agora na crosta continental pode ter residido nesta

atmosfera primitiva, o que equivale a uma pressão parcial de CO2, CH4 e N2 de

cerca de 11 Bares. A média de temperatura da superfície do tal atmosfera teria

sido de cerca de 85° C.

Mesmo após a fase principal acrescionária da Terra havia terminado,

asteróides grandes e impactos de cometas continuaram até cerca de 3,9 Ga.

Ocorreu uma contribuição significativa de gases cometários para a atmosfera

primitiva.

A ATMOSFERA PRIMITIVA

São consideradas três fontes possíveis para a atmosfera atual da Terra:

gases residuais remanescente após acreção da Terra, as fontes de

extraterrestres, e desgaseificação da Terra por vulcanismo. Destes, apenas

desgaseificação acomoda uma variedade de geoquímicos e isotópicos. A

grande quantidade de 40Ar na atmosfera (99, 6%) e considerada uma

evidencia para a teoria da desgaseificacao. O 40Ar, e produzido pelo

decaimento radiotivo de 40K e esta presente nos condritos, e escapa

principalmente para atmosfera atraves do vulcanismo. A alta porcentagem de

isotopos na atmosfera indica que a Terra foi extensivamente desgaseificada de

argonio, devido ao comportamento semelhante a outros gases raros.

Os elementos volateis durante a fase de acrecao do planeta Terra,

deviam ser aderidos ao solido, esta e uma evidencia que sustenta a teoria da

atmosfera primitiva durante o Arqueano. Isso ocorre devido a baixa

temperaturas em que elementos voláteis condensam a partir da nebulosa solar.

A depleção significativa de gases raros em comparação com a Terra e

os condritos carbonáceos do Sol indicam que uma atmosfera primitiva

coletadas durante a acreção, que deve ter sido devido aos gases com baixo

peso atômico (CO2, CH4, NH3, H2, etc) que provavelmente estavam presentes

nesta atmosfera primitiva, e iriam ser perdidos mais facilmente do que raro

gases com elevado peso atômico (Ar, Ne, Kr e Xe) devido a maior atração

gravitacional dos mais pesados.

A teoria de como a Atmosfera primitiva foi perdida não e clara. Uma

possibilidade é ter sido perdida atraves da acao de um um T-Tauri, vento solar

Se o Sol evoluiu através de um T-Tauri, logo depois (<100 Milhoes de anos da

acreção) planetária, este vento de partículas de alta energia poderia facilmente

fundir elementos voláteis do sistema solar.

Outra forma um atmo precoce esfera poderia ter sido destruido atraves

do impacto com um corpo do tamanho de Marte durante os estágios finais da

acreção planetária, um modelo também muito popular para a origem da Lua.

Dois modelos são propostos para a composição de uma atmosfera

primitiva. O modelo de Oparin-Urey (Oparin, 1953 in Valley, 2008) sugere que a

atmosfera foi reduzida e composta predominantemente de CH4 com

quantidades menores de NH3, H2, He, e água, e o modelo de Abelson

(Abelson, 1966 in Valley, 2008) que é baseado em uma atmosfera primitiva

composta por CO2, CO, água, e N2. Estas atmosferas permitem, com

quantidades de oxigenio livre que ocorram reações que poderia produzir o

primeiro ser vivo no Planeta Terra.

Por analogia com a composição do Sol e as composições das

atmosferas dos planetas do Sistema Solar, e voláteis de meteoritos, uma

atmosfera primitiva terrestre pode ter sido rica em gases como o CH4, NH3, e H2

e teria sido um atmosfera redutora.

Um dos grandes problemas com uma atmosfera com esta composicao e

que o NH3 e importante. E este e destruido diretamente ou indiretamente, por

fotólise em menos de 10 anos Além disso, NH3 e altamente solúvel em água e

devem ser removidos rapidamente da atmosfera pela chuva e solução na

superfície do oceano.

Embora CH4 seja mais estável contra fotólise, OH, que faz papel de

intermediário na cadeia de oxidação do metano, é destruído por fotólise na

superfície da Terra em menos de

50 anos. Já o H2 rapidamente escapa do topo da atmosfera e, portanto, é

também um constituinte improvável em uma atmosfera primitiva. Os modelos

sugerem que as mais antigas atmosfera pode ter sido composto

predominantemente de CO2 e CH4, ambos importantes gases de efeito estufa.

A ATMOSFERA SECUNDÁRIA

Atual atmosfera da Terra provavelmente se formou, por desgaseificação

do manto e a crosta é comumente referido como uma atmosfera secundária. A

libertação de gases dentro do Planeta, pode ter ocorrido diretamente ou

indiretamente durante o vulcanismo pelo desgaste das rochas ígneas.

Os voláteis na atmosfera, hidrosfera, biosfera, e sedimentos que não

podem ser explicados pelo intemperismo da crosta são conhecidos como

excesso. Estes incluem a maioria da água, CO2 e N2 nestes reservatórios de

superfície.

A semelhança na distribuição de materiais voláteis e o excesso de gases

vulcânicos próximos aos reservatórios de superfície apoiam a teoria uma

origem vulcanogénicos desses gases e, assim, apóiam a origem de

desgaseificação para a atmosfera.

MUDANÇAS NA ATMOSFERA NO FINAL DO ARQUEANO

A evolução do manto e da crosta da Terra durante o final do Arqueano

afetou substancialmente a atmosfera. Estas mudanças foram dirigidas pela

diminuição de emanações vulcânicas e hidrotermal, o espessamento e

estabilização da crosta continental. Aumento em áreas em terra, intemperismo

e sedimentação e preservação de significantes quantidades de matéria

proveniente de organismos fotossintetizantes causou o declínio de CO2 e

aumento dos níveis de O2. Talvez o enfraquecimento do efeito estufa

atmosférico culminou nas glaciações do final do Arqueano e inicio do

Proterozóico. Essas mudanças também influenciaram na evolução da biosfera.

REFERÊNCIAS

CONDIE, K. C. Archaean Crustal Evolution. Elsevier, Amsterdam, The

Netherlands, 1994, 528p.

NEVES, S. I. Dinâmica do Manto e Deformação Continental. Uma

Introdução à Geotectônica. 2ª Ed. Editora Universitária. UFPE 2008. 166p.

VALLEY, J.W. Early Earth. 2006. Elements, vol. 2, pp. 201-204.