Há cerca de 4,56 bilhões de anos, a jovem Terra havia se formado a partir de um disco protoplanetário em colapso ao redor do Sol. Na época, colisões entre planetesimais liberavam energia colossal, transformando a superfície terrestre em um oceano de magma com centenas de quilômetros de profundidade. A temperatura média ultrapassava 2000 K. Esse estado líquido global permitiu a diferenciação gravitacional: elementos pesados como ferro e níquel afundaram no núcleo, enquanto silicatos mais leves formavam o manto primitivo.
Nota:
O kelvin (K) é a unidade base de temperatura termodinâmica do SI. Corresponde à fração \(1/273{,}16\) da temperatura termodinâmica do ponto triplo da água. Assim, 0 K representa o zero absoluto, temperatura na qual toda agitação térmica cessa teoricamente. Para converter para graus Celsius: \(T(°C) = T(K) - 273{,}15\).
Durante o oceano de magma, a temperatura média da superfície atingia 2000–2500 K, e no centro talvez 7000–8000 K.
Hoje, a temperatura do núcleo é estimada entre 5000–6500 K. Essa diminuição térmica altera pouco a pressão hidrostática, que depende principalmente da massa e da distribuição de densidade, mas muda profundamente o estado físico das camadas internas.
O resfriamento ocorreu principalmente nas camadas externas, enquanto o núcleo interno e o núcleo externo mantêm estado parcialmente líquido/sólido. O calor residual persiste devido a várias contribuições físicas: calor residual de acreção, liberação de calor latente durante a cristalização do ferro, e calor radiogênico da decomposição de isótopos instáveis (p.ex., U, K, Th).
Esses processos térmicos alimentam a convecção do manto e mantêm fluxo significativo de calor para a superfície. Portanto, embora o planeta tenha saído do estado de fusão global, continua termicamente ativo e evoluindo em escalas de tempo geológicas.
O resfriamento progressivo começou quando cessaram os grandes impactos, especialmente após a colisão gigante com Théia, um corpo do tamanho de Marte, há cerca de 4,47 bilhões de anos. Esse choque criou um novo reservatório térmico e a formação da Lua. Quando a temperatura da superfície caiu abaixo do ponto de solidificação dos silicatos (~1600 K), começaram a se formar cristais no oceano de magma. Esses cristais, principalmente olivina e piroxeo, formaram a primeira crosta sólida instável.
Segundo o geoquímico Victor Moritz Goldschmidt (1888-1947), a separação de elementos entre o núcleo metálico e o manto silicatado determinou a composição química atual da Terra. A estrutura estratificada do globo, com núcleo rico em Fe-Ni e manto dominado por silicatos de Mg e Si, é resultado direto dessa fase infernal.
A intensa desgasificação do magma liberou enormes quantidades de CO₂, vapor de água e enxofre, formando uma atmosfera espessa e tóxica. A pressão atmosférica ultrapassava centenas de bar e a superfície estava sujeita a efeito estufa extremo. Quando a temperatura finalmente caiu abaixo de ~647 K (ponto crítico da água), o vapor de água pôde separar-se em líquido e vapor; chuvas torrenciais se tornaram possíveis. Essas chuvas, que duraram milhões de anos, erodiram os primeiros basaltos e contribuíram para a formação da proto-crosta oceânica.
A dissipação do calor interno ocorreu por radiação e convecção do manto. No entanto, a radiação direta para o espaço gelado estava muito limitada. A atmosfera primitiva, densa e carregada de vapor de água, CO₂ e partículas vulcânicas, absorvia a maior parte da radiação infravermelha emitida pela superfície fundida. A Terra primitiva comportava-se como um gigantesco forno de efeito estufa: o calor ficava aprisionado nas camadas atmosféricas, retardando significativamente o resfriamento global.
| Época (Ga) | Evento principal | Temperatura estimada (K) | Estado geológico |
|---|---|---|---|
| 4,56 | Acreção e fusão global | ≈ 2500 | Oceano de magma total |
| 4,47 | Impacto de Théia, formação da Lua | ≈ 2200 | Refusão parcial do manto |
| 4,40 | Primeira solidificação da crosta basáltica | ≈ 1600 | Formação de crosta sólida superficial |
| 4,30 | Condensação do vapor de água | ≈ 800 | Chuvas torrenciais e erosão primária |
| 4,10 | Início da estabilização térmica do manto | ≈ 600 | Resfriamento gradual, convecção ainda ativa |
| 4,00 | Estabilização do manto e primeiras rochas | ≈ 500 | Início da tectônica primitiva |
| 3,90 | Resfriamento suficiente para oceanos estáveis | ≈ 300–400 | Oceanos líquidos permanentes e crosta estabilizada |
| 3,80 | Formação dos primeiros sedimentos | ≈ 300 | Depósitos sedimentares nos oceanos, início do ciclo geoquímico |
| 3,70 | Possível aparecimento da vida primitiva | ≈ 300 | Condições químicas favoráveis em oceanos estáveis |
| 3,50 | Estabilização tectônica global | ≈ 290–300 | Formação das primeiras plataformas continentais, ciclo hidrológico ativo |
| 3,50 | Aparição confirmada das primeiras formas de vida | ≈ 300 | Oceanos estáveis, primeiras formas de vida microbiana (stromatólitos) |
Fonte: Nature Geoscience, Science Advances.
O inferno mineral do início da Terra moldou as propriedades fundamentais do nosso planeta: densidade, composição química e dinâmica interna. Esta fase de fogo permitiu a gênese do manto, a formação do núcleo magnético e a liberação dos gases precursores da atmosfera. Paradoxalmente, foi esse episódio infernal que possibilitou a emergência de condições estáveis e, mais tarde, da vida.
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