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Terra, Ambiente e Clima "Introdução a Ciencia do Sistema Terrestre" - UNI.LISBOA

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Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 1 
 
 
 
 
 
 
TERRA, AMBIENTE E CLIMA 
INTRODUÇÃO À CIÊNCIA DO SISTEMA TERESTRE 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
JORGE MIGUEL MIRANDA 
Universidade de Lisboa, Faculdade de Ciências 
Departamento de Engenharia Geográfica, Geofísica e Energia 
 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 2 
 
 
Preâmbulo 
A Ciência do Sistema Terrestre é uma área interdisciplinar de importância 
crescente, e que integra o estudo dos processos físicos, químicos e biológicos que 
determinam o funcionamento e a evolução da Terra. O seu desenvolvimento está 
intimamente relacionado com a importância atribuída pela sociedade actual à 
previsão da mudança climática, à determinação da relação existente entre a 
actividade humana e essa mudança, e à compreensão de que a finitude dos 
recursos terrestre obriga a uma visão global dos fluxos e dos balanços físicos, 
químicos e biológicos essenciais para a vida no planeta, e à consideração de 
escalas espaciais e temporais muito diversas cuja inter-relação não é ainda hoje 
integralmente compreendida. 
As notas que se seguem foram preparadas para os alunos da disciplina “Terra, 
Ambiente e Clima” do Departamento de Engenharia Geográfica, Geofísica e 
Energia da Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, no semestre de 
Outono de 2010. Esta disciplina tem por objectivo fornecer uma visão introdutória 
dos diferentes aspectos do sistema Terra, procurando sempre que possível 
quantificar os principais processos envolvidos e as relações entre eles. 
A primeira versão preparada em 2009 era essencialmente baseada no “corte e 
cola” de material existente e possuía enormes lacunas. Esta versão, alterada e 
completada com mais elementos e exercicios de aplicação incorpora a experiência 
do primeiro ano de leccionação, as críticas e os comentários de muitos alunos. 
Alguns investigadores do Instituto Dom Luiz tiveram a gentileza de rever partes 
deste, nas suas áreas de actividade científica. Foi esse o caso da Doutora Susana 
Barbosa (Variação do Nível do Mar), do Professor João Mata (Geoquímica), do 
Professor Pedro Miranda (Meteorologia). 
Muitos erros existirão ainda nestas notas, para os quais peço a clemência dos 
leitores, bem como a pronta correcção (jmiranda@fc.ul.pt). Procurei incluir 
referência a todos os materiais que utilizei ou adaptei de outras fontes e, em todos 
os casos em que tal não aconteça, farei tão depressa quanto possível as 
correspondentes correcções. 
 
Jorge Miguel Miranda, 13-Jun-10 
 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 3 
 
PREÂMBULO 2 
CAP 1 – CONCEITOS FUNDAMENTAIS 6 
1.1 CLIMA E MUDANÇA CLIMÁTICA 6 
1.2 VARIAÇÕES CLIMÁTICAS NO PERÍODO INSTRUMENTAL 9 
1.2.1 VARIAÇÃO DA TEMPERATURA 9 
1.2.2 VARIAÇÃO DA COBERTURA EM GELO 10 
1.2.3 VARIAÇÃO DO NÍVEL DO MAR 11 
1.2.4 VARIAÇÃO DA CONCENTRAÇÃO DE CO2 ATMOSFÉRICO 12 
1.3 PROXIES CLIMÁTICOS 12 
1.3.1 DENDROCRONOLOGIA 13 
1.3.2 PALINOLOGIA 14 
1.3.3 PALEOTERMÓMETROS ISOTÓPICOS 15 
1.4 RADIOCRONOLOGIA 16 
1.4.1 DATAÇÕES RADIOMÉTRICAS 16 
1.4.2 MÉTODO DO RUBÍDIO-ESTRÔNCIO 17 
1.5 RECONSTITUIÇÕES 19 
1.5.1 OS ÚLTIMOS 1 000 ANOS 19 
1.5.2 OS ÚLTIMOS 130 000 ANOS 20 
1.5.3 OS ÚLTIMOS 500 MILHÕES DE ANOS 21 
1.6 COMPONENTES DO SISTEMA TERRESTRE 23 
1.7 PROBLEMAS DE APLICAÇÃO 24 
1.8 BIBLIOGRAFIA 26 
CAP 2 - FORMAÇÃO E DIFERENCIAÇÃO DA TERRA 28 
2.1 A TERRA NO SISTEMA SOLAR 28 
2.2 FORMAÇÃO DA TERRA E DA LUA 29 
2.3 OS METEORITOS 30 
2.4 COMPOSIÇÃO PRIMITIVA DA TERRA 31 
2.5 EVOLUÇÃO E DIFERENCIAÇÃO 33 
2.5.1 MANTO E NÚCLEO 33 
2.5.2 CRUSTA TERRESTRE 34 
2.5.3 ATMOSFERA E OCEANOS 35 
2.6 ESCAPE DE GASES ATMOSFÉRICOS 35 
2.7 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 38 
CAP 3 - BALANÇO RADIATIVO 40 
3.1 ESTRUTURA VERTICAL DA ATMOSFERA 40 
3.2 CONSTITUINTES FUNDAMENTAIS DA ATMOSFERA 41 
3.3 EQUILÍBRIO RADIATIVO 42 
3.3.1 ESPECTRO DA RADIAÇÃO SOLAR 42 
3.3.2 TEMPERATURA EFECTIVA 45 
3.3.3 ESPECTRO DE ABSORÇÃO DA ATMOSFERA 47 
3.4 MODELO DE EFEITO DE ESTUFA DE UMA CAMADA 51 
3.5 AEROSSÓIS 53 
3.5.1 TIPOS DE AEROSSÓIS 53 
3.5.2 TEMPO DE RESIDÊNCIA DE UM AEROSSOL 55 
3.5.3 INTERACÇÃO DOS AEROSSOIS COM A RADIAÇÃO 55 
3.5.4 INFLUÊNCIA DOS AEROSSÓIS NO FLUXO RADIATIVO À SUPERFÍCIE 57 
3.6 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 57 
3.7 BIBLIOGRAFIA 59 
CAP 4 – CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA E OCEÂNICA 60 
4.1 CIRCULAÇÃO GERAL DA ATMOSFERA 60 
4.1.1 PADRÃO DE CIRCULAÇÃO TROPOSFÉRICO 60 
4.1.2 CORRENTE DE JACTO 62 
4.1.3 PADRÃO DE CIRCULAÇÃO ESTRATOSFÉRICO 62 
4.1.4 DINÂMICA DE UMA PARTÍCULA DE AR 62 
4.1.5 CIRCULAÇÃO GEOSTRÓFICA 63 
4.2 CIRCULAÇÃO OCEÂNICA 64 
4.2.1 CORRENTE INDUZIDA PELO VENTO 64 
4.2.2 CORRENTE OCEÂNICA GEOSTRÓFICA 66 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 4 
 
4.2.3 CIRCULAÇÃO TERMOHALINA 67 
4.2.4 PALEO-CIRCULAÇÃO TERMOHALINA 69 
4.3 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 69 
4.4 BIBLIOGRAFIA 71 
CAP 5 – HIDROSFERA E GLACIAÇÕES 72 
5.1 RESERVATÓRIOS DE ÁGUA NA TERRA 72 
5.2 DINÂMICA DA CRIOSFERA 73 
5.2.1 DEPOSIÇÃO E COMPACTAÇÃO 73 
5.2.2 BALANÇO DE MASSA 73 
5.3 GLACIAÇÕES 74 
5.4 VARIAÇÃO DO NÍVEL DO MAR 75 
5.5 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 77 
5.6 BIBLIOGRAFIA 77 
CAP 6 – BIOSFERA 79 
6.1 INTRODUÇÃO 79 
6.2 NIVEIS TRÓFICOS 80 
6.3 FOTOSÍNTES E COMPOSIÇÃO ATMOSFÉRICA 81 
6.3.1 FOTOSÍNTESE E FOTORESPIRAÇÃO 81 
6.3.2 MECANISMOS C3, C4 E CAM 83 
6.3 INFLUÊNCIA DA BIOSFERA NO EQUILIBRIO RADIATIVO 85 
6.4 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 85 
6.5 BIBLIOGRAFIA 86 
CAP 7 – DINÂMICA DA GEOSFERA 88 
7.1 INTRODUÇÃO 88 
7.2 TECTÓNICA DE PLACAS 88 
7.3 ISOSTASIA E A ESTABILIDADE VERTICAL DA LITOSFERA 89 
7.4 VULCANISMO 92 
7.5 METEORIZAÇÃO 93 
7.6 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 94 
7.7 BIBLIOGRAFIA 95 
CAP 8 – CICLOS BIOGEOFÍSICOS E BIOGEOQUÍMICOS 96 
8.1 ESCALAS DE TEMPO, RESERVATÓRIOS E FLUXOS 96 
8.1.1 TEMPO DE RENOVAÇÃO 96 
8.1.2 TEMPO MÉDIO DE RESIDÊNCIA 97 
8.1.3 TEMPO DE RESPOSTA 98 
8.1.4 RESERVATÓRIOS NÃO-ESTACIONÁRIOS 99 
8.2 CICLO DA ÁGUA 100 
8.3 CICLO DO CARBONO 101 
8.4 CICLO DO AZOTO 102 
8.5 CICLO DO FÓSFORO 103 
8.6 CICLO DO ENXOFRE 104 
8.7 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 105 
8.8 BIBLIOGRAFIA 106 
CAP 9 – FORÇAMENTO E RETROACÇÃO 107 
9.1 VARIAÇÕES FORÇADAS E VARIAÇÕES LIVRES 107 
9.2 FORÇAMENTO EXTERNO 107 
9.2.1 VARIAÇÕES GALÁCTICAS 107 
9.2.2 VARIAÇÕES ORBITAIS 107 
9.2.3 VARIABILIDADE DA RADIAÇÃO SOLAR 109 
9.2.4 CICLOS DE MILANKOVITCH 111 
9.3 FORÇAMENTO INTERNO 112 
9.3.1 OROGENIA E METEORIZAÇÃO 112 
9.3.2 VULCANISMO 112 
9.3.3 CIRCULAÇÃO OCEÂNICA 113 
9.3.4 VARIAÇÕES DA COMPOSIÇÃO ATMOSFÉRICA 113 
9.4 PRINCIPAIS MECANISMOS DE RETROACÇÃO CLIMÁTICA 114 
9.4.1 CICLO VAPOR DE ÁGUA-EFEITO DE ESTUFA-TEMPERATURA 114 
9.4.2 CICLO TEMPERATURA-CRIOSFERA-ALBEDO 115 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 5 
 
9.4.3 CICLO PRECIPITAÇÃO-METEORIZAÇÃO-TEMPERATURA 116 
9.5 SENSITIVIDADE CLIMÁTICA 117 
9.6 O MUNDO DOS MALMEQUERES 117 
9.7 O PARADOXO DO SOL JUVENIL 118 
9.8 A TERRA BOLA DE NEVE 119 
9.9 O FUTURO DO CLIMA NA TERRA 120 
9.10 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO 120 
9.11 BIBLIOGRAFIA 121 
 
 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 6 
 
 
Cap 1 – CONCEITOS FUNDAMENTAIS 
1.1 Clima e Mudança Climática 
De acordo com o glossário do Painel Intergovernamental para a Mudança 
Climática (IPCC, Intergovernmental Panel for Climate Change) clima, num sentido 
restrito (geofísico), é definido como o tempo meteorológico médio, ou mais 
precisamente, como a descrição estatística de quantidades relevantes do tempo 
meteorológico num período de referência. 
O período habitualmente considerado para esta média é 30 anos, e foi definido 
pela pela Organização Mundial de Meteorologia (OMM). É utilizado para a 
determinação das “normais climatológicas” usadas em todo o mundo para 
caracterizar o tempo meteorológico médio. Na figura seguinte apresentam-se as 
normaisclimatológicas de Lisboa determinadas com as observações da Estação 
Meteorológica do Instituto Dom Luiz. 
 
 
Fig. 1.1: Exemplo de normal climatológica para Lisboa, estabelecida a partir da estação do Instituto Dom Luiz. 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 7 
 
A classificação sistemática dos climas num sentido essencialmente geográfico foi 
estabelecida por Wladimir Köppen em 1900, para permitir uma tipificação de 
ambientes naturais e humanos. Par isso Köpen baseou-se na variação média anual 
e diurna dos parâmetros meteorológicos determinantes (temperatura, 
precipitação, humidade) ou em parâmetros geomorfológicos (altitude, 
continentalidade). A classificação de Köppen considera seis zonas climáticas 
fundamentais, definidas em termos de temperatura e precipitação, cujos limites 
geográficos foram determinados de acordo com a biosfera real, que se considera 
serem o resultado dos factores físicos descritos. As zonas climáticas foram 
denominadas A, B, C, D, E e H: 
A Tropical, temperaturas mensais superiores a 18°C, limiar crítico de muitas plantas 
tropicais; 
B Árido e semiárido, quando a precipitação é inferior à evaporação numa planta 
normal; 
C Inverno frio, com todas as temperaturas mensais acima de -3°C. A longa estação 
de crescimento favorece as florestas de folha caduca; 
D Inverno frio, com pelo menos 1 mês abaixo de -3°C. A curta estação de 
crescimento favorece as florestas de folha persistente; 
E Tundra e gelo, com todas as médias mensais abaixo dos 10°C, demasiado frio 
para a existência de árvores; 
H Terras altas e regiões montanhosas onde a temperatura varia rapidamente com a 
altitude. 
Esta classificação climática foi posteriormente ampliada por Thornthwaite. As 
grandes categorias de clima correspondem às designações geográficas Tropical, 
Subtropical, Mediterrânico, Temperado, Oceânico, Continental, Alpino, Polar e 
Árido. 
A variabilidade meteorológica é uma constante na vida das populações. Uma 
parte dela tem a ver com o ciclo diurno associado à rotação da Terra, outra com o 
ciclo anual, associado à translação da Terra em torno do Sol, e outras 
componentes têm a ver com a dinâmica atmosférica. Contudo, ao longo da 
história da humanidade, e mais ainda, ao longo da história da Terra, os 
parâmetros meteorológicos médios sofreram modificações significativas. Nesse 
sentido chamaremos variabilidade climática à medida estatística da variação dos 
parâmetros meteorológicos em torno das médias climáticas referidas. Chamamos 
mudança climática à alteração estatisticamente significante dos parâmetros 
meteorológicos médios. 
O clima actual da Terra é favorável para a vida do homem e o desenvolvimento da 
fauna e da flora. Contudo, ao longo da história do planeta o clima tem variado de 
forma significativa em todas as escalas temporais. Na escala histórica os 
marcadores mais evidentes dessas alterações são as alterações verificadas na 
agricultura e na floresta. Na escala geológica a memória dos climas passados é 
dada por exemplo, pelos glaciares existentes em diversas regiões do globo. 
A realidade e importância da mudança climática é conhecida pelo menos desde 
1742 quando Pierre Martel, geógrafo e engenheiro, propôs interpretar a 
existência de boulders (calhaus rolados) existentes nalguns locais dos Alpes, como 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 8 
 
testemunho de que os glaciares teriam sido muito mais extensos no passado. 
Observações similares foram realizadas na Suiça e na Escandinávia. Em 1795 
James Hutton, considerado o fundador da Geologia moderna, interpretou a 
existência de tais boulders, como resultado da existência de dinâmica glaciar. Em 
1836 e 1837 Agassiz e Schimper propuseram a existência de uma sequência de 
períodos particularmente frios da história da Terra, que viriam a ser denominados 
idades de gelo, alternados por períodos mais quentes. 
Em 10 de Junho de 1859, quatro meses antes da publicação por Charles Darwin da 
“Origem das Espécies”, o físico irlandês John Tyndall estudou um fenómeno que 
se viria a mostrar importante para o conhecimento do sistema climático pondo 
em evidência o processo que permite que a temperatura à superfície da Terra 
possa ser superior àquela que o planeta teria se fosse desprovido de atmosfera: a 
absorção da radiação infravermelha pelos gases atmosféricos. Ainda hoje é este 
o mecanismo fundamental para justificar a existência dos períodos quentes que 
separam as diferentes idades de gelo. 
Svante Arrhenius (1896) baseado na ideia expressa por Fourier em 1827 de que a 
Terra se conserva quente porque a atmosfera captura o calor e nas observações 
de Tyndall foi um dos primeiros que chamou a atenção para o efeito do aumento 
da concentração atmosférica de dióxido de carbono sobre a temperatura da 
Terra. 
O papel dos parâmetros astronómicos nas variações climáticas de longo período 
foi estudado pelo astrónomo sérvio Milankovitch, nos anos 1930s, que propôs 
como mecanismo gerador de alterações climáticas de grande período: as 
variações da forma da órbita da Terra, da inclinação e da precessão do eixo da 
Terra. Os períodos envolvidos são para a excentricidade da órbita, ≈ 100 000 anos; 
para a inclinação do eixo ≈ 41 000 anos; e para a precessão do eixo ≈ 23 000 anos. 
Finalmente, um outro aspecto fundamental do equilíbrio climático da Terra foi 
sugerido por James Lovelock, que chamou a atenção para as interacções entre o 
sistema climático e a biosfera, que não poderia ser tratada apenas como um 
actor passivo do sistema terrestre, mas que interfere de forma significativa no 
equilíbrio energético à superfície. 
Nas últimas décadas a importância social das alterações climáticas ganhou 
importância, pela determinação de alterações dos parâmetros climáticos 
aparentemente maiores do que as observadas no registo histórico, e atribuídas à 
actividade humana. Do lado da ciência intensificou-se dramaticamente o esforço 
de compreensão e modelação do sistema terrestre como um todo, e do sistema 
climático em particular, em todas as escalas temporais e espaciais. 
Muito do que está sistematizado actualmente sobre as mudanças climáticas foi 
impulsionado pelo IPCC. O "Painel Intergovernamental para as Alterações 
Climáticas" foi estabelecido pela Organização Meteorológica Mundial e pelo 
Programa das Nações para o Meio Ambiente em 1988. O IPCC não realiza 
investigação científica nem faz observações ou monitorização, mas colige a 
informação mais recente fornecida pelos trabalhos científicos, técnicos e sócio-
económicos publicados em todo o mundo e produz sínteses de enorme valor. 
Nestas notas procura-se sistematizar a um nível introdutório os aspectos 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 9 
 
essenciais do conhecimento científico actual, incorporando informação 
proveniente das diferentes áreas da ciência que interessam directamente ao 
funcionamento do sistema terrestre. 
1.2 Variações Climáticas No Período Instrumental 
As bases da actual rede de observações meteorológicas foram lançadas no final 
do séc. XIX, especialmente para fins agrícolas e para a segurança da navegação 
marítima e, mas tarde, aérea. No princípio do séc. XX já havia uma extensa rede 
de observações meteorológicas terrestres em ambos os hemisférios. No mar, esta 
rede é de manutenção mais difícil, mas desde meados do séc. XIX que existem 
registos sistemáticos obtidos a partir de navios, da temperatura do ar, da 
temperatura da superfície do mar, da pressão atmosférica, da velocidade e 
direcção do vento, da altura das ondas e da extensão do gelo oceânico. A 
organização de serviços meteorológicos nacionais e a utilização de 
telecomunicações permitiram a utilização mais rápida de mais dados, levando a 
um melhor reconhecimento de padrões meteorológicos e à identificação e aviso 
defenómenos extremos. 
A partir de 1920 começaram a ser utilizados aviões para medir as condições na 
baixa atmosfera. Durante a II Guerra Mundial os aviões passaram a voar a maior 
altitude e descobriram a existência de ventos muito fortes acima dos 6 - 7 km de 
altitude (correntes de jacto). A compreensão de que estes fenómenos estavam 
ligados à circulação atmosférica de grande escala, levou ao desenvolvimento de 
novas tecnologias de observação da alta atmosfera e os balões-sonda passaram a 
fazer parte das observações meteorológicas. O lançamento do primeiro satélite 
meteorológico teve lugar em Abril de 1960 e abriu uma nova era nas observações. 
Actualmente a atmosfera é monitorizada por redes de observação na superfície, 
por sondas que observam perfis verticais e por uma constelação se satélites. 
Três parâmetros objectivos têm uma importância particular na caracterização da 
dimensão das alterações climáticas observadas no passado recente: a variação da 
temperatura média do ar junto à superfície, a variação da cobertura em gelo e a 
variação do nível do mar. Estas variações estão essencialmente cobertas pelas 
redes de observação meteorológica e oceanográfica. 
1.2.1 Variação da temperatura 
A reconstituição da temperatura à superfície nos últimos 150 anos pode ser feita à 
custa das séries de temperaturas existentes nos diferentes observatórios 
meteorológicos, sendo eliminados os efeitos relacionados com a expansão urbana 
ou outros fenómenos de carácter local. 
A figura seguinte mostra a variação da temperatura média à superfície da Terra 
entre 1880 e 2010, tal como foi determinada pelo Goddard Institute for Space 
Studies da NASA. 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 10 
 
 
Fig. 1.2: Temperatura média anual da Terra à superfícieobtida a partir de estações meteorológicas (a vermelho 
médias corridas de 5 anos). Dados do GISS (Goddard Institute for Space Studies) da NASA 
(http://data.giss.nasa.gov/gistemp/graphs/Fig.A2.txt)correspondentes ao período instrumental. 
Este diagrama permite concluir que nos últimos 100 anos se verificou o aumento 
de 0.74 oC na temperatura média (0.07oC/década); nos últimos 50 anos o 
aumento foi cerca de 0.13oC/década. 
Se considerarmos a mais antiga estação meteorológica do país, mantida pelo 
Instituto Dom Luiz desde 1857, a temperatura média evoluiu como mostra a 
figura seguinte, em concordância com as determinações globais. 
 
 
Fig. 1.3: Temperatura média anual na estação de Lisboa (Jardim Botânico, Instituto Dom Luiz). Dados não 
tratados. A vermelho representa-se a média corrida de 5 anos. 
Esta variação está essencialmente assente em medições de estações 
meteorológicas, sendo objectiva, mas sofrendo a limitação de se limitar às áreas 
onde existem tais observações. Recentemente, tem sido completada por 
medições indirectas obtidas por satélites, que têm a vantagem de assegurar uma 
cobertura espacial homogénea. 
1.2.2 Variação da cobertura em gelo 
A variação da cobertura em gelo ao longo do último século está bem quantificada 
partir das diferentes missões polares realizadas, e de cartografia. A partir da 1978 
esta estimativa está muito melhorada pela utilização de imagens de satélites que 
permitem a medida rigorosa da área coberta por gelo permanente, ou seja, 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 11 
 
excluindo a neve sazonal. 
 
 
Fig. 1.4: Variação da cobertura em gelo no hemisfério norte desde 1900. Fonte: University of Illinois Sea Ice 
Dataset, disponível em http://arctic.atmos.uiuc.edu/cryosphere/ 
Verificamos que a taxa de diminuição dessa cobertura sofreu uma aceleração 
importante a partir de 1970 como pode ser verificado a partir da figura anterior. 
Os dados de satélite mostram que a extensão total da camada de gelo no Ártico 
diminuiu a uma taxa de 2.7% por década, o que corresponde a um valor muito 
significativo. 
1.2.3 Variação do nível do mar 
O nível do mar é um parâmetro físico fundamental para a economia litoral e em 
particular portuária, dada a grande acumulação humana nas zonas costeiras. Em 
muitos portos do mundo são mantidos instrumentos denominados marégrafos, 
que observam em contínuo o ciclo da maré e medem por isso a variação temporal 
da elevação relativa entre o nível médio do mar nesse local e uma altitude de 
referência em terra. Essa diferença, que é denominada “variação relativa do nível 
do mar” tem variado significativamente, como resultado de dois processos 
combinados: o movimento vertical do continente, e a variação da altitude da 
superfície média do mar. 
Evidências geológicas indicam que nos últimos 2000 anos a variação do nível do 
mar foi muito pequena, com uma taxa média entre 0 e 0,2 mm/ano. O registo 
instrumental mostra que a variação do nível médio global do mar foi de +1,8 
mm/ano entre 1961 e 2003 (≈76 mm em 43 anos), descontando a influência do 
movimento vertical dos continentes.A subida total durante o séc. XX é estimada 
em 0.17 m (1,7 ± 0,5 mm/ano). Os satélites altimétricos, se bem que não 
directamente comparáveis com os dados geológicos, indicam uma variação global 
do nível do mar de cerca de 3 mm/ano entre 1993 e 2008. . Estudos recentes 
sugerem que a taxa de variação global do nível do mar está a acelerar, até cerca 
de 1 mm/ano, tendo a aceleração começado ainda no final do século XIX. 
A redução dos glaciares de montanha, da cobertura em neve e das calotes polares 
da Antártida e da Gronelândia, referidas no ponto anterior, contribuiu 
seguramente para a subida do nível médio do mar. 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 12 
 
1.2.4 Variação da Concentração de CO2 atmosférico 
Uma outra observação determinante para a compreensão das variações 
climáticas recentes teve como origem o programa de medições da concentração 
do CO2 atmosférico estabelecido por Keeling no Observatório de Mauna Loa, no 
arquipélago do Havai. Esta série de observações é a mais longa existente, e está 
muito pouco contaminada por efeitos locais: o observatório localiza-se a 3400 m 
de altura, no topo do vulcão de Mauna Loa, no meio do Oceano Pacífico. Essas 
medições indica, de uma forma objectiva, que a concentração do CO2 atmosférico 
tem crescido de forma persistente nas últimas décadas, e uma vez que o 
observatório se encontra longe das principais fontes emissorascde CO2, que essa 
concentração corresponde a um efeito global. 
 
 
 
Fig. 1.5: Concentração de CO2 atmosférico no Observatório de Mauna Loa no Havai. As concentrações estão 
indicadas em partes por milhão em volume. Dados retiados do site mantido por Pieter Tans, NOAA/ESRL 
(www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/) 
1.3 Proxies climáticos 
É importante o estudo do clima passado para se ter uma ideia da variabilidade 
climática natural e se saber se as mudanças recentes podem ser atribuídas às 
actividades humanas. Nos últimos milénios o clima sofreu fortes mudanças sem 
que tenha havido uma intervenção humana significativa. Por outro lado, sabemos 
que o sistema climático global é extremamente complexo e que há interacções 
entre todos os componentes do sistema que podem levar a flutuações 
inesperadas. Um caso bem conhecido é o do ano de 1816, ainda hoje conhecido 
como o ano sem verão. Em Abril de 1815 o vulcão Tambora emitiu uma enorme 
quantidade de aerossóis que tiveram um efeito significativo, se bem que 
temporário, no equilíbrio radiativo da Terra. Nevou na Nova Inglaterra em Junho e 
Agosto e Julho foi marcado por frio intenso, gerando um enorme fluxo migratório 
para o Ohio. Na India não ocorreram monções, na Europa ocidental as 
temperaturas foram anormalmente baixas, com colheitas muito reduzidas e fome. 
Na Suiça os glaciares avançaram para os vales, o que se encontra particulamente 
bem documentado, porque foi nesse ambiente que Mary Shelley escreveu olivro 
Frakenstein. 
Como não há registos com instrumentos que nos possam dar a conhecer a 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 13 
 
variabilidade climática que ocorreu há mais de um século, temos de recorrer a 
registos dados por indicadores climáticos, denominados variáveis proxy (variáveis 
que têm relação com parâmetros ambientais e por isso podem ser importantes 
em termos do registo da variabilidade climática) ou documentos escritos, no caso 
de variações dentro do período histórico. 
As fontes de informação mais importantes para o conhecimento dos proxies 
climáticos são (i) os documentos históricos; (ii) a dendrocronologia; (iii) os 
sedimentos terrestres; (iv) os sedimentos marinhos e (v) os tarolos de gelo 
recuperados nas regiões polares. Cada uma destas fontes de informação possui 
uma resolução temporal característica e um alcance temporal particular. Esses 
valores encontam-se representados na figura seguinte: 
 
 
Fig. 1.6: Fontes de Informação para o Clima no período pré.instrumental. As resolução respectivas encontram-se 
representadas com um circulo. As abcissas estão graduadas em ano. Adaptado de Roderik van de Wal Lecture 
Notes Climate Dynamics, disponível em http://www.phys.uu.nl/~wal/climdynUCU/ 
A utilização de documentos históricos para o estudo das variações climáticas é 
obvia, contribuindo com observações qualitativas, variabilidade da actividade 
agrícola, extensão das áreas com gelo permanente ou sazonal, etc... A 
dendrocronologia é particularmente relevante dada a sua resolução temporal (cf. 
figura anterior). No caso dos sedimentos analisaremos de forma muito sintética a 
utilização de uma técnica denominada palinologia. No que diz respeito aos tarolos 
de gelo (se bem que seja igualmente importante no estudo de amostras 
sedimentares em todas as escalas temporais), discutimos de seguida a mais 
importante técnica que permite a determinação da temperatura para ambientes 
terrestres passados: o estudo dos isótopos do Oxigénio e do Hidrogénio. 
1.3.1 Dendrocronologia 
A dendrocronologia foi fundada no princípio do século XX pelo astrónomo 
americano Andrew Ellicott Douglass. As árvores crescem cerca de 10cm por ano, e 
o seu crescimento é conseguido através da adição ao tronco pré-existente de 
novo material vegetal, cujo crescimento depende das condições ambientais. Cada 
camada de crescimento é formada por um conjunto de células vegetais na sua 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 14 
 
maioria fibras organizadas em anel à volta da medula axial. Cada anel é formado 
por duas camadas: uma camada mais clara que corresponde ao crescimento na 
Primavera (madeira temporã) e uma camada mais escura correspondente ao 
crescimento no fim do Verão (madeira tardia). 
Os anéis são mais largos nos anos frios e húmidos que nos quentes e secos, 
dependendo do factor limitante para o crescimento das plantas. Secas ou 
invernos muito rigorosos podem ocasionar anéis muito estreitos. A contagem dos 
anéis no tronco de uma árvore permite determinar com algum rigor a sua idade, 
bem como o seu estado de sanidade. Os factores limitantes do crescimento dos 
anéis podem estar relacionados com factores físicos (luz, temperatura, água), a 
composição do solo, ou factores que têm a ver com a dinâmica dos ecosistemas. 
No caso em que os factores dominantes são variáveis climáticas, podemos utilizar 
a dendrocronologia para estudar o clima passado. 
As amostras são obtidas com um pequeno trado que retira um cilindro com cerca 
de 4 mm de diâmetro, sendo o orifício selado para protecção da árvore. A 
identificação dos anéis é realizada por correlação entre as várias amostras e entre 
elas e amostras de referência, para a qual se conhece a cronologia com rigor. 
 
 
Fig. 1.7: Exemplo de secção do tronco de Pseudotsuga Menziesii. A – medula; B – madeira temporã; C – madeira 
tardia. A fotografia da secção do tronco foi adaptada http://web.utk.edu/~grissino/gallery.htm#Trees. 
1.3.2 Palinologia 
A distribuição espacial das plantas depende essencialmente da temperatura e da 
precipitação. Sendo assim, se conhecermos essa distribuição e a sua variação com 
o tempo podemos inferir as mudanças climáticas passadas. 
Uma das formas mais eficientes de determinar a distribuição espacial do coberto 
vegetal é o estudo do pólen produzido por algumas plantas e que é habitualmente 
difundido pelo vento, mas que podemos recuperar nos sedimentos recentes de 
ambientes lacustres ou marinhos. 
A técnica baseia-se na amostragem sistemática de tarolos sedimentares, 
habitualmente com cerca de 5 cm de diâmetro e na eliminação química por 
dissolução em hidróxido de potássio, ácido hidroclorídrico ou ácido fluorídrico, 
dos componentes minerais e biológicos menos resistentes que os pólens, que são 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 15 
 
muito estáveis quimicamente. Uma vez que cada planta possui pólens 
característicos, os botânicos são capazes de discriminar as espécies que lhes 
deram origem. A determinação da idade é alcançada com métodos de datação 
radiogénica, que analisamos mais abaixo. 
1.3.3 Paleotermómetros Isotópicos 
Um dos paleotermómetros que mais contribuiu para o estabelecimento de 
medidas quantitativas do clima passado foi descoberto por Harold Urey em 1946, 
quando descobriu que quanto mais fria a água maior a concentração em 18O das 
conchas correspondentes. Esta observação foi estendida aos tarolos de gelo 
recolhidos nas calotes polares ou nos glaciares de montanha. Como este retém 
bolhas de ar da altura em que se formou a calote, podemos utilizar a composição 
isotópica desse ar, em oxigénio e hidrogénio, para avaliar quantitativamente as 
condições climáticas dessa altura. 
Há três isótopos estáveis de oxigénio, isto é, que não decaem radioactivamente. O 
mais comum, 16O (com 8 neutrões) corresponde a cerca de 99.8% do oxigénio 
existente. Os outros, 17O (com 9 neutrões) e 18O (com 10 neutrões) são bastante 
mais raros (0.038% e 0.205%). A água oceânica média standard (em inglês: 
Standard Mean Ocean Water) é formada por H2
16O, H2
18O e HD16O, onde a razão 
Deutério/Hidrogénio tem o valor 155.76 x 10-6, e a razão 18O /16O tem o valor 
2005.2 x 10-6. Definem-se duas razões isotópicas fundamentais, referenciadas 
como eD 
18 16
18
18 16
/
1000*( 1)
/SMOW SMOW
O O
O
O O
 (1.1) 
16 16
2
18 16
2
/
1000*( 1)
/SMOW SMOW
D O H O
D
D O H O
 (1.2) 
A medição destas razões isotópicas nos tarolos de gelo da Antártida e da 
Gronelândia, ou em conchas, conduziu à identificação de variações espaciais e 
temporais. Estas variações traduzem os processos de fraccionação ao longo do 
ciclo atmosférico evaporação, transporte e condensação e dependem de duas 
características físicas dos três isótopos: a difusividade molecular e a pressão de 
vapor. 
Chama-se factor de fraccionação  à razão entre as razoes isotópicas da água e do 
vapor: 
18
16
18
16
( )
( )
O
vapor
O
O
agua
O
 (1.3) 
A influência dominante no valor de 18O provém da diferença entre a temperatura 
do oceano e a temperatura do local onde se deu a condensação. Como a 
temperatura do oceano é apreciavelmente constante, o valor de 18O exprime 
essencialmente a temperatura do local de condensação. 18O é sempre negativo e 
relaciona-se com a temperatura por uma expressão da forma: 
18O aT b
 (1.4) 
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Terra Ambiente e Clima / 16 
 
os parâmetros a e b são calculados a partir da procura de uma relação linear entre 
o conteúdo istópico presente da neve e a temperatura local, que pode ser obtido 
a partir das medições que se têm feito desde 1961 na rede da Agência 
Internacional de Energia Atómica e da Organização Meteorológica Mundial como 
objectivo de estudar o ciclo hidrológico global, desde que se admita que a 
variabilidade espacial presente iguala a variabilidade temporal passada. O 
parâmetro a tem o valor 0.67 ‰/oC, e o parâmetro b tem o valor -13.7‰ para os 
lençóis de gelo da Gronelândia no presente (Johnsen et al., 1989). Existe evidência 
experimental que sugere que o parâmetro a temporal é mais baixo que o espacial, 
em particular nas transições entre os períodos glaciares e interglaciares (Jouzel e 
tal., 1997), sendo necessário utilizar processos de calibração um pouco mais 
complexos que o descrito. 
1.4 Radiocronologia 
1.4.1 Datações Radiométricas 
Há quanto tempo se formou a Terra? A primeira determinação da Idade da Terra, 
realizada por Lord Kelvin, procurou utilizar o processo físico do arrefecimento do 
planeta para estimar a sua idade absoluta. A partir da aplicação das 1ª e 2ª Leis da 
Termodinâmica Kelvin concluiu que a idade da Terra se deveria situar entre 20 e 
400 milhões de anos. Esta avaliação, que hoje sabemos ser francamente 
incorrecta, porque não considerou a contribuição da radioactividade (descoberta 
mais tarde) para o equilíbrio térmico da Terra, só pôde ser corrigida porque no 
princípio do século XX, Rutherford e Holmes concluíram que o decaimento dos 
isótopos radioactivos instáveis, descoberto por Henri Becquerel em 1896, podia 
ser utilizado para quantificar a idade das formações geológicas. 
Só na década de 50 do século XX é que a precisão dos métodos laboratoriais 
permitiu generalizar o uso das datações radiométricas. O princípio físico em que 
assenta estas medições é o seguinte : A lei de decaimento radioactivo indica que o 
número de átomos que se desintegra por unidade de tempo é proporcional ao 
número de átomos presentes no estado inicial, ou seja 
dN
N
dt
 (1.5) 
onde  é a constante de decaimento, que pode ser interpretada como a 
probabilidade de que um determinado átomo decaia por intervalo de tempo. 
Integrando a equação anterior podemos escrever: 
0
tN N e
 (1.6) 
onde N0 representa o número de átomos radioactivos no instante inicial e N é o 
número de átomos radioactivos no tempo presente. O número de átomos 
radiogénicos (gerados pelo processo de decaimento que estamos a estudar) 
designa-se por NR, sabendo-se que, 
0 RN N N
 (1.7) 
Pelo que podemos reescrever (2.2) em função de NR como: 
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Terra, Ambiente e Clima / 17 
 
0 (1 )
t
RN N e
 (1.8) 
Diversas formas destas expressões são utilizadas em geocronologia. É também 
vulgar a utilização do parâmetro “tempo de semi-vida” que é o período de tempo 
necessário para que uma dada quantidade de um radionuclídeo decaia para 
metade do seu valor inicial. A relação entre T1/2 e  é dada por: 
1/2
0.693
T = 
 (1.9) 
1.4.2 Método do Rubídio-Estrôncio 
Um dos métodos de datação de descrição simples baseia-se no decaimento 
radioactivo do Rubídio. 
O Rubídio é um elemento raro na natureza, que não forma qualquer mineral, mas 
que aparece a substituir o Potássio, dadas as similaridades entre ambos no que 
diz respeito ao raio iónico e à carga. Os dois isótopos naturais do Rubídio são o 
85Rb e o 87Rb, cujas abundâncias atómicas são de 72.8% e 27.2%, respectivamente. 
O 87Rb é um isótopo radioactivo que decai da forma seguinte: 
87 87Rb Sr
 (1.10) 
Neste caso, a formação de átomos radiogénicos de 87Sr pode ser explicitada da 
forma seguinte: 
87 87
0
87 87
0
87 87
(1 )
( 1)
Sr Rb t
Rb Rb t
Sr Rb t
N N e
N N e
N N e
 (1.11) 
Uma vez que os espectrómetros de massa medem com maior precisão razões 
entre dois elementos do que valores absolutos e uma vez que o isótopo 86Sr não é 
radioactivo nem radiogénico - a sua quantidade pode ser considerada constante - 
é preferível escrever (2.7) sob a forma : 
87 87
86 86
( 1)t
Sr Rb
e
Sr Sr
 (1.12) 
Um problema existe, no entanto, no que diz respeito à fracção de 87Sr formado 
antes da génese da amostra, que tem que ser subtraído dos dois membros de 
(2.8) : 
 
87 87 87
86 86 86
0
( 1)t
Sr Sr Rb
e
Sr Sr Sr
 (1.13) 
A razão isotópica inicial varia com a história geológica da unidade em estudo. As 
rochas provenientes do manto superior, por exemplo, possuem razões isotópicas 
iniciais muito baixas uma vez que o manto superior possui razões Rb/Sr muito 
baixas. No extremo oposto temos a crusta continental caracterizada por razões 
Rb/Sr elevadas. 
A expressão anterior mostra que a razão 87Sr/86Sr depende linearmente da razão 
87Rb/86Sr para um conjunto de amostras da mesma idade. Numa representação 
linear simples do tipo: 
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Terra Ambiente e Clima / 18 
 
 
 
Fig. 1.8: Isócrona Rb/Sr para um conjunto de amostra de igual idade radiométrica. Na altura da formação a 
razão 
87
Sr/
86
Sr é suposta ser idêntica (rochas cogenéticas) mas as razões 
87
Rb/
86
Sr poderão ser diferentes. O 
declive da isócrona permite a determinação de t. 
 
desde que se disponha de um conjunto de amostras com razões pai/filho 
diferentes. Contudo, existem ainda duas condições para que a medição da idade 
radiométrica seja significativa: a primeira é a de que os processos de alteração ou 
de metamorfismo não tenham afectado as razões isotópicas do mecanismo de 
decaimento utilizado na datação; a segunda é a de que todas as amostras 
utilizadas possuam a mesma razão isotópica inicial. 
Esta última condição é de mais fácil realização nas rochas ígneas do que nas 
rochas metamórficas ou sedimentares, uma vez que muitas vezes se verifica que, 
num determinado maciço, aquelas cristalizam a partir de um magma único. No 
que diz respeito às rochas metamórficas esta condição pode também verificar-se 
desde que o metamorfismo tenha sido suficientemente intenso para 
homogeneizar as razões isotópicas. Nas rochas sedimentares, o facto de os seus 
elementos poderem provir de fontes distintas torna impossível a datação directa 
da idade da sedimentação. 
 
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Terra, Ambiente e Clima / 19 
 
 
 
Pai Filho  Vida média 
14C 14N 1.21 x 10-4 5730 a 
87Rb 87Sr 1.42 x 10-11 4.88 Ga 
40K 40Ca 4.962 x 10-10 1.40 Ga 
40K 40Ar 5.81 x 10-9 110 Ma 
138La 138Ce 6.54 x 10-12 106 Ga 
147Sm 143Nd 6.42 x 10-12 108 Ga 
176Lu 176Hf 1.96 x 10-11 35.3 Ga 
187Re 187Os 1.52 x 10-11 45.6 Ga 
230Th 226Ra 9.217 x 10-6 75.2 ka 
232Th 208Pb 4.9475 x 10-11 14 Ga 
234U 230Th 2.794 x 10-6 248 ka 
235U 207Pb 9.8485 x 10-10 704 Ma 
238U 206Pb 1.55125 x 10-10 4.468 Ga 
Figura 1.9: Constantes de decaimento e vidas médias de um conjunto de pares de elementos utilizáveis em 
datação radiométrica 
O método Rb/Sr é utilizado para quase todas as idades geológicas, se bem que a 
precisão das datações é reduzida no que diz respeito aos últimos 10 a 20 Ma. 
1.5 Reconstituições 
1.5.1 Os últimos 1 000 anos 
Um número significativo de estudos tem procurado estabelecer a variação da 
temperatura média da superfície da Terra nos últimos 1000 anos. Este período é 
particularmente importante porque existe um conjunto muito importante de 
documentação (textos, gravuras, observações climáticas, análises agronómicas e 
económicas, etc...) que permitem escrutinar os proxies utilizados para a 
determinação da temperatura média à superfície. 
Dois períodos são particularmente importantes porque evocam variações 
significativas dos parâmetros climáticos: o período medieval quente e a pequena 
idade do gelo. 
O Período Medieval quente ocorreu entre 950 e 1250. A temperatura mais 
elevada, tanto da atmosfera como do oceano impulsionou a expansão dos Vikings 
para norte, e a colonização da Gronelândia. 
A Pequena Idade do Gelo começou aparentemente no início do século XVI, sendo 
os anos mais frios 1650, 1770 e 1850. Este arrefecimentocausou movimentações 
populacionais: Vikings abandonaram a Gronelândia, cuja vegetação diminuiu de 
porte, passando a tundra, a Finlândia perdeu um terço da população e a Islândia 
metade, tendo ficado completamente gelada durante meses consecutivos. Na 
Inglaterra, o Tamisa gelou, pela primeira vez em 1607 e pela última em 1814. No 
Inverno de 1780, a zona fluvial de Nova Iorque gelou e podia-se ir a pé da ilha de 
Manhattan à de Staten Island, tendo sido bloqueadas as ligações comerciais por 
via marítima (fonte: http://pt.wikipedia.org/wiki/ Pequena_Idade_do_Gelo). 
A partir da segunda metade do século XIX a temperatura média começou a 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 20 
 
aumentar, de forma contínua até aos dias de hoje. 
 
 
Fig. 1.10: Dez reconstituições da anomalia da temperatura publicadas na literatura científica. A negro indica-se o 
registo instrumental. Os valores estão suavizados com uma janela corrida gaussiana de 5 anos. Estes valores 
correspondem a trabalhos do CRU/Hadley Center e foram obtidos de: http://commons.wikimedia.org/wiki/ 
File:1000_Year_Temperature_Comparison.png. 
As reconstituições apresentadas pelo IPCC baseadas numa combinação de 
medidas e de proxies, reproduzem bem uma anomalia negativa da temperatura 
durante a Pequena Idade do Gelo mas não mostram uma anomalia positiva 
significativa para o Período Medieval Quente, cuja temperatura se aproxima da 
verificada na ultima década do século XX. 
Esta reconstituição, apresentada na figura 1.6 está na base da conclusão do 
relatório do IPCC segundo a qual "the rate and magnitude of global or hemispheric 
surface 20th century warming is likely to have been the largest of the millennium, 
with the 1990s and 1998 likely to have been the warmest decade and year". 
1.5.2 Os últimos 130 000 anos 
A partir do estudo dos proxies descritos pode assim estabelecer-se a seguinte 
descrição simplificada: entre 130 000 até 125 000 anos houve um período de mais 
quente – período interglaciar. De 120 000 até cerca de 21 000 anos desenrolou-se 
um longo período de temperaturas baixas mas com algumas subidas e descidas de 
1 ou 2ºC - Grande Idade dos Gelos mais recente. Há 21 000 anos a camada de gelo 
que cobria a maior parte da América do Norte, toda a Escandinávia e, no 
Hemisfério Sul, a maior parte da Argentina, Chile e Nova Zelândia, e terá tido um 
volume de cerca de 90 milhões de km3. Hoje em dia, esse volume é apenas 30 
milhões de km3, o que implica que o nível médio do mar estaria abaixo (90 a 120 
m) do nível actual. A temperatura média do ar à superfície durante a última Idade 
do Gelo era cerca de 4 a 5ºC mais baixa do que actualmente (nas camadas de gelo 
do Hemisfério Norte era cerca de 12 a 14ºC mais baixa; nos trópicos ≈3ºC). 
Desde há 18 000 ou 19 000 anos até há cerca de 15 000 anos teve lugar mais um 
período mais quente – período interglaciar (em que estamos presentemente) 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 21 
 
interrompido por um “episódio” de arrefecimento “súbito” – o Dryas recente – 
que se iniciou à cerca de 12 900 anos e durou cerca de 700 anos; esta designação 
prende-se com o facto da chegada de uma planta ártica, denominada Dryas, neste 
período. Então, há cerca de 15 000 anos atrás, um aquecimento rápido começou. 
Entre 15 000 e 10 000 apresentou uma variação brusca, mas tem mantido alguma 
estabilidade desde há 10 000 anos. 
Uma vez que este período da história do clima da Terra foi essencialmente 
analisado pelos núcleos de gelo das regiões polares, retomaremos este tópico no 
capítulo 5. 
1.5.3 Os últimos 500 milhões de anos 
A fim de hierarquizar temporalmente os diferentes acontecimentos que 
marcaram a história da Terra foi desenvolvida pelas geociências uma “escala de 
tempo geológica” na qual se distinguem quatro eras divididas por sua vez em 2 a 6 
períodos. Este calendário geológico pode ser apresentado simplificadamente na 
forma seguinte: 
 
 
Fig. 1.11: Calendário Geológico Simplificado. 
O clima passado da Terra tem sido reconstituído com a utilização de proxies, 
desde há pelo menos 1.2 Ga. Durante o Neoproterozóico (1000-540 Ma) estão 
identificados vários períodos glaciares em particular a glaciação Sturtiana (750-
700 Ma) e a Marinoana-Vendiana (625 - 580 Ma). Estes períodos glaciares 
ocorreram em latitudes tropicais (≈ < 25°) o que tem sido correlacionado com as 
variações da luminosidade do Sol juvenil ou de forçamento planetário. 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 22 
 
No que diz respeito aos últimos 500 Ma possuímos medidas directas das razões 
isotópicas do oxigénio, que nos dão o quadro seguinte: 
 
 
 
Fig. 1.12 Variação média de 
18
O nos últimos 500 Ma. A azul indicam-se os períodos glaciares reconhecidos pela 
investigação paleoclimática. 
Um outro parâmetro fundamental para a compreensão da evolução do sistema 
terrestre é a concentração do dióxido de carbono atmosférico, cuja variação 
estimada para os últimos 200 milhões se encontra representada na figura 
seguinte: 
 
 
Fig. 1.13: Variação da concentração do dióxido de carbono atmosférico nos últimos 200 Ma. Adaptado de 
Ehleringer e Cerling (2002). A sombreado os resultados de modelos (Berner, 1993); representados por bolas 
brancas os resultados de Freeman e Hayes (1992); com bolas pretas os resultados de Kurschner e co-autores 
(1996) e com quadrados brancos os resultados de Ehleringer e Cerling (1995). As referências podem encontrar-se 
em Ehleringer e Cerling (2002). 
Da figura podemos concluir que os valores actuais do dióxido de carbono 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 23 
 
atmosférico correspondem a um mínimo geológico neste período. Durante o 
Cretácico a concentração do CO2 atmosférico atingiu um valor mais elevado do 
que o actual, tendo este valor diminuído a partir do Terciário para um valor 
próximo dos 500 ppmv (partes por milhão em volume). 
1.6 Componentes do Sistema Terrestre 
O Sistema Terra pode ser subdividido num conjunto de sub-sistemas: a geoesfera, 
a atmosfera, a hidrosfera, a criosfera e a biosfera. 
A geoesfera inclui os continentes (cuja topografia afecta os movimentos do ar) e o 
fundo oceânico. Excluindo a camada mais superficial do solo, em que a 
temperatura e o conteúdo em água variam em função de parâmetros 
atmosféricos, esta componente do sistema climático é a que tem o maior tempo 
de resposta. Há uma forte interacção da geosfera com a atmosfera e a hidrosfera 
através da transferência de massa (vapor de água, precipitação líquida e sólida, 
partículas e poeiras, sobretudo vulcânicas) e de calor. É esta a componente do 
sistema Terra com maior tempo de resposta. 
A atmosfera corresponde a uma fina camada formada por uma mistura de gases 
distibuída uniformemente sobre a superfície do Globo. As dimensões horizontais 
podem ser representadas pela distância entre os pólos (20 000 km) enquanto que 
na direcção vertical, mais de 99% da massa da atmosfera encontra-se abaixo dos 
30 km de altitude. 
A atmosfera constitui a componente central do sistema climático, com uma 
grande variabilidade das suas propriedades, tanto no espaço como no tempo. O 
tempo de resposta da atmosfera (i.e., o tempo que demora a recuperar uma 
situação de equilíbrio a partir de uma perturbação que lhe é imposta) é muito 
curto, como consequência da sua grande compressibilidade, baixo calor específico 
e baixa densidade. 
A hidrosfera inclui toda a água no estado líquido, os oceanos, os mares interiores, 
os lagos, os rios e os aquíferos subterrâneos. Os oceanos cobrem cerca de 2/3 da 
superfície do Globo, são a componente mais importante da hidrosfera. Devido à 
sua enorme massa e grande calor específico, constituem um enorme reservatório 
de energia. Devido à sua inércia térmica(associada ao grande calor específico da 
água), os oceanos actuam como tampão e regulador da temperatura do Globo, 
tendo uma inércia mecânica maior e uma maior estratificação. A circulação 
oceânica é muito mais lenta que a atmosférica. O tempo de resposta varia muito, 
desde a ordem de grandeza das semanas a meses na camada de mistura, das 
estações do ano na termoclina, até séculos ou milénios do oceano profundo. A 
atmosfera e o oceano estão fortemente acoplados. Interacções oceano-atmosfera 
ocorrem, em diversas escalas espaciais e temporais, através da troca de energia, 
matéria e momento linear. 
A criosfera inclui as grandes massas de gelo e neve da superfície do Globo 
(campos de gelo da Gronelândia e da Antártida, glaciares continentais e campos 
de neve, gelo oceânico e permafrost). A sua importância climática resulta da forte 
reflectividade da radiação solar (albedo) e da baixa condutividade térmica do gelo 
e neve, o que os torna bons isoladores da terra e água subjacentes nas altas 
latitudes, impedindo-os assim de perderem calor para a atmosfera. Isto, por sua 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 24 
 
vez, favorece as baixas temperaturas do ar à superfície, o que estabiliza a baixa 
atmosfera e impede a convecção. A criosfera sofre grandes variações sazonais, 
levando a variações intra-anuais do balanço de energia. Em escalas maiores, da 
ordem das dezenas ou milhares de anos, as variações das camadas de gelo 
continentais durante os períodos glaciais e interglaciais, têm um papel importante 
nas variações climáticas. Uma glaciação pode baixar consideravelmente o nível do 
mar. 
A biosfera inclui a vegetação e a fauna terrestre e marinha. A vegetação tem um 
efeito importante no condicionamento da rugosidade da superfície da Terra, no 
albedo, na evaporação e nos ciclos biogeoquímicos fundamentais. A biosfera é 
sensível a variações do clima atmosférico e é através da assinatura dessas 
variações (em fósseis, anéis de crescimento das árvores, pólen, etc.) que se pode 
obter informação sobre o clima no passado. É importante referir aqui a interacção 
humana com o sistema Terra afecta fortemente a biosfera, em particular devido a 
actividades como a agricultura, a urbanização, a indústria, a poluição, etc... 
1.7 Problemas de Aplicação 
1. Qual a idade dos mais antigos registos instrumentais de temperatura? Porque 
é difícil obter um registo longo e homogéneo de temperatura? 
Solução:As medidas directas da temperatura da Terra à superfície extendem-se por um período de cerca de 
150 anos. A invenção do termómetro é atribuida a Galileu mas foi Daniel Fahreneit que no inicio do século 
XVIII inventou o termómetro de mercúrio. A existência de um conjunto suficientemente grande de medidas 
que permita a determinação de uma média global só se verificou a partir de 1850. Em Portugal, a medição 
sistemática dos parâmetros meteorológicos começou em 1853 na Escola Politécnica, no Instituto Dom Luiz. 
2. Distinga variabilidade climática de mudança climática. 
Solução:Variabilidade climática é à medição estatística da variação dos parâmetros meteorológicos em torno 
das normais climáticas. Mudança climática é à alteração estatisticamente significante dos parâmetros 
meteorológicos médios, numa região ou à escala global. A mudnça climática pode implicar variação da 
variabilidade climática. 
3. Utilizando os dados do GISS para a temperatura média anual da Terra, calcule 
a taxa média de aumento da temperatura para o período 1960-2010 e 
compare-o com a taxa secular de 0.007oC/ano. Obtenha os dados na Web no 
endereço http://data.giss.nasa.gov/gistemp/graphs/Fig.A2.txt. 
Solução: A taxa de aquecimento para o período 1960-2010 é de cerca de 0.013 
o
C/ano, quase duas vezes 
superior à variação secular. Esta diferença pode ser atribuída a uma aceleração do aquecimento da 
superfície da Terra. 
4. Considerando o gráfico da figura 1.3 determine graficamente a redução 
percentual da área coberta por neve e gelo nos meses de verão. 
5. Considere as seguintes amostras (esquematizadas) de quatro árvores de uma 
mesma região e onde sabemos que a primeira foi cortada em 1993. As 
amostras estão orientadas de tal modo que à esquerda temos a medula do 
tronco e à direita a casca da árvore. 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 25 
 
 
A partir da correlação correlação entre os anéis determine: (a) qual a idade de 
plantação e de arranque de cada uma delas; (b) caracterize de uma forma 
simplificada a qualidade de cada ano em termos de crescimento florestal; (c) 
Se o crescimento for essencialmente limitado pela seca, quais os anos de seca 
no período considerado? [adaptado de http://www.ucar.edu]. 
6. Como se determinou a temperatura passada na análise das sondagens de 
Vostok? 
Solução:Utilizou-se como proxy da paleotemperatura as razões isotópicas do H2
18
O/H2
16
O e HD
16
O/H2
16
O. 
Estas razões foram calibradas empiricamente utilizando-se dados instrumentais da relação entre elas e as 
temperaturas locais das áreas de precipitação recolhidos essencialmente pela rede da AIEA/OMM e admitiu-
se que as relações espaciais são equivalentes às relações temporais. 
7. Considerando que a razão isotópica 18O/16O na SMOW é de 0.002000, 
determine: (a) qual o valor de de uma concha na qual aquela razão 
isotópica tem o valor 0.00209; (b) num tarolo de gelo com uma razão de 
0.001927. 
8. Considere o valor de obtido no problema anterior, que a amostra 
respectiva é proveniente da Gronelândia, e que a variabilidade espacial 
presente do iguala a variabilidade temporal passada. Determine a 
anomalia de temperatura correspondente. 
9. Considere que no processo de evaporação da água do mar durante a Idade do 
Gelo, cerca de 3% da água foi armazenada sob a forma de gelo. Considere uma 
situação inicial com 106 moléculas de água e uma razão isotópica de 0.002 e 
que o factor de fraccionamento no processo de evaporação tem o valor 0.965. 
Considere passos em que de cada vez se evaporam 3000 moléculas de água 
com o Excel, e determine em colunas sucessivas: (a) o número de moléculas de 
água; (b) o número de moléculas de 18O na água; (c) a razão isotópica corrente 
da água; (d) o número incremental de moléculas de vapor; (e) a razão isotópica 
desse vapor, que depende da razão isotópica corrente da água; (f) o número 
incremental de moléculas de 18O no vapor; (g) o número total de moléculas de 
vapor; (h) o número total de moléculas de 18O no vapor; (i) a razão isotópica de 
18O no vapor. Analise a variação das razões isotópicas da água e do vapor e 
comente. 
10. O urânio 235U decai para 207Pb. Admitindo que a constante de decaimento tem 
o valor λ = 9.8485 x 10-10 y-1, determine a semi-vida. 
11. Quantas semi-vidas do 235U tiveram ligar desde a formação da Terra, há 4.56 
Ga? 
12. Considere um conjunto de rochas metamórficas distribuídas por camadas que 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 26 
 
denominamos A-G e que foram retiradas amostras de quatro destas camadas 
(A, B, D, G) e feitas medições das concentrações respectivas em Rb e Sr. Em 
duas das amostras (B e G) os minerais foram separados e medidas as 
concentrações de Rb e Sr bem como dos isótopos de estrôncio. Os dados 
estão na seguinte tabela: 
 
 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr 
Dados de Rocha Total Rocha A 0.25 0.710202 
Rocha B 0.30 0.711642 
Rocha D 0.50 0.717404 
Rocha G 1.00 0.731807 
Dados de Minerais 
Rocha B Apatite 0.05 0.710931 
K- Feldspato 0.60 1.712495 
Muscovite 5.00 0.725009 
Rocha G Apatite 0.07 0.729162 
K- Feldspato 1.30 0.732660 
Muscovite 15.0 0.771624 
 
a) Represente os dados num diagrama de isócronas (87Rb/86Sr em abcissas e 
87Sr/86Sr em ordenadas). As três isócronas devem ser desenhadas no mesmo 
diagrama; 
b) Calcule aidade isócrona da rocha total (baseada no declive da recta) e o 
valor incial da razão 87Sr/86Sr (ordenada na origem); 
c) Calcule a isócrona interna e o valor incial da razão 87Sr/86Sr para a rocha B, a 
partir da composição dos minerais; 
d) Calcule a isócrona interna e o valor inicial da razão 87Sr/86Sr para a rocha G,, 
a partir da composição dos minerais; 
 [A constante de decaimento do 87Rb é 1.42 x 10-11 y-1; Adaptado de 
http://www.ldeo.columbia.edu/users/menke/solidearth/Homeworks 
/hw03.pdf]. 
13. A meia-vida do 14C é 5730 anos. Determine a constante de decaimento e a 
percentagem de 14C original que permanece ao fim de 20 000 anos. 
Solução: k = 1.209 x 10
-4
; N/N0 = 0.089. Comentário: dada a curta meia-vida do 
14
C, podemos desprezar a 
quantidade de 
14
C primitivo. A fracção de 
14
C medida em amostras biológicas é secundária, e produzida na 
atmosfera pela radiação cósmica, terminando as trocas gasosas entre o ser vivo e a atmosfera aquando da 
morte. 
1.8 Bibliografia 
Climate Change, The IPCC Scientific Assessment. (http://ipcc-wg1.ucar.edu/wg1/wg1-
report.html) 
Ehleringer, James R e Cerling, Thure E (2002). C3 and C4 Photosynthesis, em: The Earth system: 
biological and ecological dimensions of global environmental change, pp 186–190, Editado por 
Harold A Mooney e Dr Josep G Canadell em “Encyclopedia of Global Environmental Change”, 
ISBN 0-471-97796-9. John Wiley & Sons, Ltd, Chichester, 2002. 
Graedel T. E. e P. J. Crutzen, Atmospheric Change, An Earth System Perspective, W H Freeman 
and Company, New York, pp 1-446, 1993. 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 27 
 
IPCC Working Group I. An Introduction To Simple Climate Models Used In The Ipcc Second 
Assessment Report. Pp 1-59, 1997. 
Johnsen SJ, Dansgaard W, White JWC. 1989. The origin of Arctic precipitation under present and 
glacial conditions. Tellus 41B: 452–468. 
Jouzel J., Alley RB, Cuffey KM, Dansgaard W, Grootes P, Hoffmann G, Johnsen SJ, Koster RD, 
Peel D, Shuman CA, Stievenard M, Stuiver M, White J (1997) Validity of the temperature 
reconstructions from water isotops in ice cores, Journal of Geophysical Research 102, 26471-26487. 
Jouzel J., K. Froehlich, U. Schotterer, 1977, Deuterium and oxygen-18 in present-day precipitation: 
data and modeling, Hydrological Sciences-Journal-des Sciences Hydrologiques, 42(5). 
 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 28 
 
 
Cap 2 - FORMAÇÃO E DIFERENCIAÇÃO DA TERRA 
2.1 A Terra No Sistema Solar 
Durante muitos séculos os únicos dados disponíveis sobre o Sistema Solar foram 
os esboços desenhados por observadores: Galileu (1564-1642) viu as crateras da 
Lua no instante em que virou o seu primeiro telescópio nessa direcção, em 1609 
e, nos séculos que se seguiram, as crateras foram minuciosamente medidas e 
fotografadas, foi-lhes atribuido um nome e foram registadas em mapas. As 
observações dos restantes planetas (e do Sol) permaneceram escassas e limitadas 
pelos meios existentes de observação. 
A construção de grandes telescópios no final do século XIX e no início do século 
XX, transformou o nosso conhecimento sobre as dimensões, a evolução do 
Universo e a estrutura do Sistema Solar. No entanto, a atmosfera terrestre impõe 
limites ao que podemos observar por meios ópticos, e a visão obtida por um 
telescópio modesto é quase tão boa como a que nos providencia um instrumento 
maior. A construção de grandes telescópios permitiu o aparecimento de muitos 
novos dados mas não permitiu avançar muito nos estudos sobre o Sistema Solar, 
e os nossos conhecimentos sobre a Lua e os outros planetas mantiveram-se 
estacionários durante um período prolongado. 
Uma das primeiras conclusões obtidas da observação do movimento dos planetas 
do sistema solar diz respeito ao facto de, com excepção de Plutão (que é um 
planeta muito semelhante a um dos satélites de Neptuno, Triton, e é muito mais 
pequeno que a Lua, o que o torna um caso específico dentro do sistema solar), as 
órbitas dos planetas se aproximarem significativamente do plano de eclítica, que 
é o plano que contém a órbita da Terra em torno do Sol). Plutão apresenta 17 % 
de inclinação e, dos restantes planetas, o maior afastamento da eclipitica é o de 
Mercúrio, com 7 % de inclinação. 
Os dados relativos à cinemática do movimento dos planetas do sistema – aqui se 
incluindo a distância ao Sol, o período de translação, o período de rotação axial, a 
inclinação do respectivo eixo (em relação ao plano da órbita) e a inclinação da 
órbita (em relação ao plano da eclitica) estão contidos nas tabelas da página 
seguinte: 
 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 29 
 
 
Planeta Distância 
Ao Sol 
Periodo 
Translação 
Período 
Rotação 
Inclinação 
axial 
Inclinação 
da órbita 
Mercúrio 57.9 88 d 58.6 d 0º 7º 
Vénus 108.2 224.7 d 243 d (r) 3º 3.4º 
Terra 149.6 365 d 23 h 56 m 23º 27' 0º 
Marte 227.9 687 d 24 h 37 m 25º 12' 1.9º 
Júpiter 778.3 11.86 a 9 h 55 m 3º 5' 1.3º 
Saturno 1427 29.46 a 10 h 40 m 26º 44' 2.5º 
Urano 2870 84 a 17.3 h (r) 97º 55' 0.8º 
Neptuno 4497 165 a 18 h 30 m 28º 48' 1.8º 
Plutão 5900 248 a 6 d 9 h (r) ? 17.2º 
Lua - 27.3 d 27.3 d - 5º 
Tabela 2.1: Alguns parâmetros orbitais de planetas do sistema solar. A distância (média) ao Sol é indicada em 106 
km. A indicação (r) na coluna do período orbital indica que a rotação é realizada no sentido retrógrado. A 
inclinação da órbita é medida em relação ao plana da eclíptica 
 
Planeta Diâmetro 
Equatorial 
Massa Massa 
Volúmica 
Atmosfera Satélites Anéis 
Mercúrio 4880 0.33 10
24
 5.4 10
3
 Inexistente 0 0 
Vénus 12110 4.9 10
24
 5.2 10
3
 CO2 0 0 
Terra 12756 6.0 10
24
 5.5 10
3
 N, O2 1 0 
Marte 6794 6.5 10
23
 3.9 10
3
 CO2 2 0 
Júpiter 143200 1.9 10
27
 1.3 10
3
 H, He 16+ 1 
Saturno 120000 5.7 10
26
 0.7 10
3
 H, He 17+ 1000 ? 
Urano 51800 8.7 10
25
 1.2 10
3
 H, He, CH4 5 10 
Neptuno 49500 1.0 10
26
 1.7 10
3
 H, He 2 ? 
Plutão 3000 ? 1.6 10
22
 1.5 10
3
 ? 1 ? 
Lua 3476 7.4 10
22
 3.3 10
3
 inexistente - - 
Tabela 2.2: Alguns parâmetros característicos de planetas do sistema solar. O diâmetro equatorial encontra-se 
expresso em km, a massa em Kg e a massa volúmica em kg m
-3
. 
Como veremos nos capítulos seguintes, estes parâmetros orbitais determinam em 
última análise as “condições fronteira” do sistema terreste nos multo longos 
períodos. 
2.2 Formação da Terra e da Lua 
Onde se localizam as rochas mais antigas sobre a Terra ? 
Rochas com mais de 3 000 Ma são raras na Terra, onde a parte dos registos 
geológicos mais familiares cobrem apenas os últimos 570 Ma. No fundo dos 
oceanos, a crusta terrestre é ainda mais nova. Como veremos mais à frente, isto é 
um resultado do processo de formação contínua de crusta nas dorsais oceânicas. 
Os cratões continentais estáveis da América do Norte, da África, da Europa do 
Norte da Austrália ou da Gronelândia possuem unidades com cerca de 2 500 Ma 
e, nalgumas formações específicas, 3 500 a 3 800 Ma. A datação mais antiga já 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 30 
 
realizada foi feita em zircões de quartzitos do Monte Narreyer, na Autrália 
Ocidental, tendo sido obtido o valor de 4 200 Ma com a utilização de técnicas de 
microsonda iónica. Os Zircões mais antigos são de Jake Hills (Austrália) e foram-lhe 
atribuídos 4.4 Ga 
A idade da Lua foi essencialmente estabelecida a partir dos 381.69 kg de rochas 
trazidos da alunagem da sexta missão Apollo. Estas amostras foram datadas 
radiometricamente como 3,800 Ma. Uniformizar 3,800 ou 3 800 
Se admitirmos que a idade mais antiga que se pode encontrar no sistema solar é 
de 4,600 Ma (como veremos maisà frente na análise dos meteoritos) podemos 
concluir que a Lua se manteve geologicamente activa durante um curto período 
de tempo após a sua formação. 
As terras altas de tons claros da Lua, são provavelmente mais antigas que os 
“mares”, porque os estudos foto-geológicos indicam que o material dos "mares" 
se sobrepõe ao material das Terras Altas. Quando foram obtidas amostras das 
Terras Altas descobriu-se que faziam parte de um grupo de rochas ígneas 
dominadas por plagioclase e feldspato, cujos parentes terrestres mais chegados 
são rochas vulgares no Arcaico e no Proterozóico conhecidas por anortositos. Os 
anortositos lunares tinham idades superiores a 4 000 Ma, algumas delas com 
idades perto dos 4 600 Ma. 
2.3 Os Meteoritos 
As condritos são o tipo de meteoritos mais representado. São siliciosos (por 
oposição a ferrosos), e caracterizam-se pela presença de côndrulos, glóbulos 
refractários de Cálcio e Alumínio (meteoritos de tipo CAl) com dimensões de 
milímetros a centímetros. Os côndrulos estão embebidos numa matriz formada 
habitualmente por uma mistura de silicatos cristalinos, por vezes incluindo grãos 
ou filamentos de níquel e ferro. Este tipo de constituição não foi nunca 
encontrado na Terra. A idade radiométrica dos meteoritos condríticos é estimada 
em 4.555 ± 4 Ma. 
Os condritos são classificados de acordo com a sua constituição química e o seu 
grau de metamorfismo. Os condritos que possuem menor grau de metamorfismo 
são aquelas que mais interessam ao estudo da composição primitiva da nébula. É 
esse o caso das Condritos Carbonáceos, assim designados pela presença de 
compostos de Carbono. São escuros e friáveis, mais ricos em voláteis, mas muito 
raros, devido provavelmente à dificuldade de atravessamento da atmosfera. O 
meteorito mais importante desta classe – Allende – atingiu o México, em 1969, 
sob a forma de milhares de pequenas pedras, dispersas por mais de 300 km2. 
Cerca de 2000 kg de material foi recolhido, se bem que se pense que esta 
quantidade representa apenas uma pequena fracção do total. É habitual dividir os 
condritos carbonáceos em três sub-grupos, C1, C2 e C3, de acordo com o grau 
crescente de metamorfismo. Allende é do tipo C3. 
Uma percentagem significativa dos meteoritos encontrados é constituída por 
ferro metálico ou ligas de ferro e níquel. Uma vez que não existe ferro metálico na 
crusta terrestre, este tipo de meteorito é imediatamente reconhecido como 
extra-terrestre. Os meteoritos de ferro e níquel foram provavelmente dos últimos 
objectos a diferenciarem-se da nébula primitiva. A grande importância deste tipo 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 31 
 
de meteoritos prende-se com o facto de os elementos que os constituem – Ferro 
e Níquel – terem um papel muito importante no que diz respeito à composição 
actual do núcleo da Terra. 
Alguns meteoritos são formados por rochas ígneas com um grau de evolução 
superior às condritos, sendo a sua idade radiométrica média um pouco menor 
que a das condritos. Angra dos Reis, por exemplo, é um meteorito ígneo com 
idade de 4.551 ± 2 Ma. Os acondritos basálticos são verdadeiros basaltos 
semelhantes aos basaltos lunares. Têm, em média, idades de cristalização da 
ordem de 4.539 ± 4 Ma, notoriamente com 20 Ma a menos, relativamente ao 
material mais antigo datado do Allende. Para além destes tipos de meteoritos, é 
ainda importante considerar o tipo SNC (de shergottites, nakhlites e chassignites). 
A importância deste tipo provém do facto de as idades radiométricas respectivas 
serem muito inferiores aos dos outros tipos de metoritos (da ordem de 1000 Ma), 
pelo que se admite terem como origem um planeta evoluído do sistema solar. 
Uma vez que a composição química dos gases retidos nestes meteoritos 
correspondem à composição da atmosfera de Marte, como foi medido pela sonda 
Viking, é assumida a sua origem marciana. 
2.4 Composição Primitiva da Terra 
A geofísica mostrou que Terra possui três partes distintas: uma crusta 
homogénea, um manto homogéneo e um núcleo homogéneo; o modo como a 
Terra adquiriu este estado envolve, no entanto, uma série de complexos 
mecanismos para separar o núcleo e a crusta do manto primitivo, e depois 
homogeneizar os produtos separados. A crusta e o manto serão tudo menos 
homogéneos. Não me parece que seja necessário neste contexto a utilização de 
tal expressão que pode levar a confusões. 
A Terra tem um núcleo denso, que corresponde a cerca de 32.5 % da massa do 
planeta. O Ferro é o único elemento denso abundante, por isso é razoável assumir 
que constitui a maior parte do núcleo. Provavelmente contém também 6 % de 
Níquel. Por outro lado o núcleo é um pouco menos denso do que Ferro puro ou 
Ferro-Níquel. Há uma variedade de elementos, os elementos siderófilos (com 
afinidade para o Ferro), que podem estar misturados com o Ferro no núcleo, mas 
é pouco provável que estes reduzam a sua densidade. No entanto o Oxigénio é 
um elemento abundante e dissolve-se no Ferro fundido a altas pressões. O FeO, 
pode também ser um importante componente do manto inferior. 
A tabela seguinte mostra a composição oxidada do manto primitivo (manto + 
crusta). É necessário considerar em conjunto a crusta e o manto, como 
aproximação do manto primitivo, porque apesar de a crusta ser apenas uma 
fracção muito ínfima da Terra, ela contém uma grande fracção dos chamados 
elementos litófilos (com afinidade com as rochas). 
 
Universidade de Lisboa 
 
Terra Ambiente e Clima / 32 
 
 
 Manto e Crusta Relativo a CI 
Li 2.1 10
-6
 0.87 
Na 2040 10
-6
 0.26 v 
Mg 20.52 10
-2
 1.46 
Al 2.02 10
-2
 1.57 
Si 22.40 10
-2
 1.44 
P 57 10
-6
 0.05 sv 
S 48 10
-6
 0.0025 sv 
K 151 10
-6
 0.17 
Ca 2.20 10
-2
 1.58 
Ti 1225 10
-6
 1.86 
Fe 6.1 10
-2
 0.22 s 
Ni 1961 10
-6
 0.13 s 
Rb 0.39 10
-6
 0.11 v 
Sr 16.2 10
-6
 1.42 
Th 0.0765 10
-6
 1.50 
U 0.0196 10
-6
 1.40 
Tabela 2.3: Abundâncias dos elementos terrestres. Os índices s e v referem-se a elementos voláteis (supostos 
deplectados nos planetas terrestres) e a elementos siderófilos, provavelmente importantes no núcleo da Terra. 
Um modo de estimar a composição do manto primitivo é o de usar rochas e 
magmas que estão expostos à superfície e que foram trazidos de grandes 
profundidades por erupções vulcânicas. A maioria dos basaltos provém do manto, 
particularmente os das dorsais oceânicas, ilhas oceânicas e arcos vulcânicos. O 
basalto é o material mais abundante proveniente do manto, mas é o resultado de 
fusão parcial, pelo que uma quantidade muito elevada de material refractário 
permanece no manto. Rochas chamadas peridotitos, harzburgitos e lherzolitos, 
são compostas essencialmente dos cristais refractários de olivina e ortopiroxena e 
têm apenas uma quantidade muito pequena de cálcio, alumínio, sódio e titânio, 
elementos que são importantes nos basaltos. Alguns peridotitos podem 
representar material residual após a extracção do basalto. Aqui há uma certa 
confusão. Peridotito é o termo genérico para rochas com mais de 40% de olivina. 
Harzburgitos e lherzolitos são variedades de peridotitos. Os harzburgitos são o 
produto refractário de processos de fusão enquanto que os lherzolitos são 
encarados como peridotitos mais férteis que por fusão parcial podem dar origem 
aos harzburgitos. 
As proporções relativas de basalto e peridotito na Terra são desconhecidas mas, 
se compararmos as abundâncias terrestres com as correspondentes abundâncias 
nos meteoritos condríticos podemos concluir que os elementos refractários (Mg, 
Al, Si, Ca, Ti, Th, U...) aparecem todos numa proporção de 1.5 vezes maior no 
sistema manto-crusta. Este é o nível esperado se os elementos tivessem sido 
excluídos do núcleo e aparecessem apenas na parte silicatada da Terra. Oselementos voláteis (Na, P, S, K, Rb...) são empobrecidos no manto e na crusta, 
relativamente aos condritos e ao Sol. 
Universidade de Lisboa 
Terra, Ambiente e Clima / 33 
 
2.5 Evolução e Diferenciação 
2.5.1 Manto e Núcleo 
Os processos de diferenciação do manto e a separação do núcleo iniciaram-se 
muito cedo na hisória da Terra. A fusão perto da superfície leva a um processo de 
estratificação com a subida à superfície de materiais menos densos e a descida, na 
direcção do centro, de materiais mais densos e cristais residuais. 
A crusta é formada pelos materiais menos densos e de menor ponto de fusão e 
formou-se como o resultado de uma diferenciação ígnea envolvendo a ascensão 
de materiais menos densos. O núcleo é uma liga que também se funde a baixas 
temperaturas, mas que fluiu para o interior devido à sua alta densidade. Isto 
sugere uma hipótese simples: a estratificação da Terra é um resultado da 
separação gravitacional dos materiais, de acordo com o seu ponto de fusão e a 
sua densidade. Os materiais accrecionados para formar a Terra podem ter sido 
uniformes, mas as altas temperaturas associadas à agregação resultaram na 
diferenciação química do planeta. 
O Ferro metálico deverá ter condensado mais cedo numa nébula em 
arrefecimento e dada a sua densidade e ductilidade, pode ter formado os 
primeiros planetésimais e talvez os núcleos iniciais dos planetas. A presença de 
um campo magnético primitivo, como o registado nas rochas mais antigas, requer 
um núcleo fundido de dimensões consideráveis no início da história da Terra. A 
abundância de elementos siderófilos no manto superior, sugere também que esta 
região não ficou completamente empobrecida nestes elementos. 
O próprio manto não é homogéneo: à medida que a Terra cresce por acrecção, os 
elementos crustais são progressivamente concentrados e ascendem à superfície. 
Quando solidificam formam minerais ricos em silício, cálcio, alumínio, potássio e 
elementos litófilos muito ionizados que integram a crusta. 
Estudos isotópicos indicam que se formaram reservatórios geoquímicos distintas 
na história inicial do manto. Os magmas destes reservatórios retêm a sua 
identidade isotópica, provando que o manto não é homogéneo, apesar do facto 
de, presumivelmente, estar continuamente em convecção. Uma das explicações 
para este facto é a de se admitir que o manto está quimicamente estratificado, de 
modo a manter reservatórios distintos e separados, até que processos de fusão 
parcial permitam a separação dos magmas, que rapidamente sobem à superfície. 
A base do presente manto, uma região chamada D”, é anómala e pode ser 
composta de um equivalente de eclogito a alta pressão. Os estados iniciais de 
acreção envolveram, provavelmente, os materiais mais refractários. Estes incluem 
compostos ricos em Ferro e CaO, Al2O3 e TiO2. Os litófilos refractários podem ter 
sido excluídos de um manto fundido rico em Ferro e estes podem também estar 
concentrados na região D”. Em qualquer dos casos, D” estaria enriquecida de 
Al2O3 e CaO. Equilíbrio entre o material da D” e o núcleo, pode também resultar 
numa região muito rica em FeO. Se a D” é intrinsecamente mais densa que o resto 
do material do manto inferior, será gravitacionalmente estável na base do manto. 
Por outro lado, está localizada na camada fronteira entre o manto e o núcleo e 
tem por isso uma temperatura elevada, que permite ao material da D” subir no 
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manto inferior até atingir uma flutuabilidade neutra. À medida que arrefece, vai-
se afundando de novo na camada D”. 
 
Fig. 2.2: Modelo Simplificado da evolução e diferenciação do Manto. O Manto primitivo (1) funde no decorrer do 
processo acrecionário. O Manto fracciona-se num nível superficial rico em plagioclase e num nível profundo rico 
em olivina (3). Produtos tardios da fusão das olivinas são removidos (4) conduzindo à formação da crusta 
continental (CC) ao enriquecimento da camada de peridotite e a depleção dos Basaltos da Crista Média (MORBS). 
O resultado final para um planeta que experimentou uma fusão parcial, separação 
gravitacional e mudanças de fase, é a estratificação química. A possibilidade de 
três regiões “basálticas” (altos valores de CaO, Al2O3 e possivelmente FeO, 
relativamente a MgO) tem sido identificada. Estas regiões são a crusta, a zona de 
transição (entre o manto superior e inferior) e a zona D”. 
2.5.2 Crusta Terrestre 
As massas continentais constituem a excepção (e não a regra) à superfície do 
planeta. Quando observada do espaço, a Terra aparece como um planeta azul, 
podendo considerar-se extraordinário que a Terra, ao longo da sua história, tenha 
conseguido manter uma pequena fracção da sua superfície acima do mar 
permitindo, entre outras coisas, que a evolução humana procedesse em terra 
seca. 
Será a persistência dos continentes apenas fortuita? Como se tornou existente a 
complexa crusta terrestre? Tem cá estado desde sempre ou evoluiu através dos 
tempos? Estas questões deram origem a debates que dividiram os cientistas 
durante muitas décadas, mas a história fascinante de como a superfície terrestre 
tomou a sua presente forma, está agora essencialmente resolvida. O 
entendimento, notavelmente suficiente, mostra que as condições necessárias 
para a formação dos continentes terrestres, podem ser incomparáveis no resto do 
Sistema Solar. 
A Terra e Vénus, tendo quase as mesmas dimensões e distância ao Sol, são 
normalmente vistas como planetas gémeos. Vénus aparece coberto por rochas 
com composição basáltica - muito parecidas com as rochas escuras e de grão fino 
que cobrem as bacias oceânicas terrestres. No entanto, nenhuma sonda 
encontrou áreas extensas análogas à crusta continental terrestre. Regiões 
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Terra, Ambiente e Clima / 35 
 
elevadas chamadas Afrodite Terra e Ishtar Terra parecem ser reminiscências de 
lavas basálticas muito deformadas. Em Vénus não se verifica criação, movimento 
e destruição contínua da sua superfície, à semelhança do que conhecemos na 
Terra. E não há equivalentes óbvios para as extensas cristas médias oceânicas ou 
para os grandes sistemas de falhas terrestres. 
Os processos geodinâmicos da Geosfera são importantes para o equilíbrio 
planetário e os ciclos biogeoquímicos e, até agora, apenas foram identificados na 
Terra. 
2.5.3 Atmosfera e Oceanos 
Não existem sinais de nenhuma atmosfera primitiva na Terra, que pode ter 
existido depois do Hidrogénio e do Hélio (principais componentes da nébula solar 
primordial) se terem dissipado. Grande parte desta evidência, vem da abundância 
e da composição isotópica dos gases raros, incompatível com uma atmosfera que 
resultasse da acreção dos voláteis presentes na nébula solar primitiva. 
Para qualquer estrela podemos definir a distância para além da qual as moléculas 
livres de água ou de outros voláteis condensam sob a forma de gelo. Esta 
distância é designada por linha de gelo. No sistema solar a linha de gelo é 
colocada habitualmente a cerca de 2.7 UA, o que marca o limite entre os planetas 
rochas e asteróides, por um lado, e os planetas gigantes com os satélites gelados, 
bem como a cintura de Kuiper. A localização da linha de gelo depende da 
luminosidade da estrela e da taxa de acreção viscosa dos gases, pelo que terá 
variado ao longo da história do sistema solar, entre um máximo de 5 UA até ao 
presente valor. 
A fonte da água na Terra permanece assim um problema. Estava disponível pouca 
água na zona em que foram formados os planetas internos como a Terra, uma vez 
que, no evento inicial de aquecimento, a água nunca estava condensada ou 
estava juntamente com os outros voláteis. 
Pensa-se que a água gelada é uma fase estável a temperaturas abaixo de 160 K 
para o valor da pressão esperável na nébula. Isto significa

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