Meteoritos Metálicos - Antigos Núcleos de Protoplanetas

UM DOS MILHARES DE FRAGMENTOS DO FAMOSO METEORITO METÁLICO SIKHOTE-ALIN, CAÍDO NA RÚSSIA EM 1947.

Os meteoritos metálicos são fascinantes rochas extraterrestres completamente constituídos de uma liga natural de ferro-níquel. Esses pedaços de ferro metálico com grande conteúdo em níquel normalmente têm tamanhos grandes em geral porque sobrevivem melhor à entrada atmosférica. Seus meteoroides são resistentes à ablação e quando chegam à superfície adquirem uma camada de óxido metálico resistente que o protege por milhares de anos do intemperismo químico. O maior meteorito do mundo documentado até hoje é o Hoba West, um meteorito metálico de 60 toneladas com composição rica em níquel. Esse meteorito é tão pesado que ninguém conseguiu retirá-lo do local onde foi encontrado.

A composição mineralógica geral dos meteoritos metálicos, chamados pelo apelido coletivo de sideritos, é constituída de ferro-níquel em duas fases distintas e que ocorrem em soluções sólidas, a kamacita, mais rica em ferro, e a taenita, mais rica em níquel. Estas duas são as principais fases. Em geologia quando um magma de composição específica está solidificando lentamente, os cristais que se formam a partir do líquido magmático primeiro criam germes de cristalização e crescem em tamanhos grandes, quanto mais lenta for a taxa de solidificação do líquido magmático maior o tamanho dos cristais gerados. Além disso, num processo de lenta cristalização magmática, quando uma fase mineral admite uma ampla faixa de composições elementares, por exemplo, um cristal de plagioclásio permite percentuais variados de sódio e cálcio em um mesmo sítio cristalográfico, se desenvolvem soluções sólidas, isto é, séries minerais isomórficas que apresentam a mesma estrutura cristalina, mas percentuais variados dos cátions metálicos em sua composição. 

Quando o potássio, de raio iônico maior que o sódio e o cálcio, está presente no magma e a cristalização é lenta, o sítio cristalográfico do plagioclásio não admite a entrada dos íons potássio expulsando o mesmo do sítio e este começa a constituir uma nova fase à parte da série isomórfica do plagioclásio, formando álcali-feldspato. O processo de separação de fases quando ocorre lenta cristalização magmática é chamado de exsolução. No exemplo citado a fase ortoclásio, o feldspato potássico, se apresenta intercalado com a fase do plagioclásio cálcio-sódico e ocorre um padrão de exsolução denominado pertita. No caso dos meteoritos metálicos observa-se um padrão de intercrescimento com geometria octaédrica na maioria das composições de ferro-níquel e este padrão representa um evento de exsolução das fases kamacita e taenita devido ao lento resfriamento do magma metálico original. A partir da informação de que existe uma estrutura de exsolução magmática nos meteoritos metálicos, conclui-se que para haver tal cristalização lenta é necessário que este corpo de metal líquido estivesse dentro de um ambiente que mantesse a temperatura alta por longos períodos de tempo, mais especificamente, centenas de milhões de anos. Os pesquisadores concluíram que os meteoritos metálicos são amostras de antigos núcleos de ferro-níquel que existiam nos protoplanetas ou embriões planetários.

CORTE DE METEORITO METÁLICO POLIDO E TRATADO QUIMICAMENTE PARA REVELAR AS ESTRUTURAS DE WIDMANSTÄTTEN QUE REPRESENTAM PADRÕES DE EXSOLUÇÃO DA FASE KAMACITA A PARTIR DA FASE TAENITA, SENDO AMBAS SÉRIES ISOMÓRFICAS DA LIGA METÁLICA NATURAL DE FERRO-NÍQUEL. ESTES PADRÕES DE EXSOLUÇÃO OCORREM QUANDO MAGMA CRISTALIZA LENTAMENTE.

Simulações de computador demonstram que na fase de acreção planetária do sistema solar, os protoplanetas tinham tamanhos que variavam entre o diâmetro da Lua e o diâmetro de Marte. Estes corpos tinham massa suficiente para terem sido submetidos à diferenciação planetária em crosta, manto e núcleo. A taxa de colisões entre os protoplanetas era elevada e então muitos destes colidiam e eram dilacerados expondo suas camadas internas, incluindo pedaços de seus núcleos metálicos. Ao segurar uma amostra de meteorito metálico, você está tendo um vislumbre de como seria ter uma amostra do núcleo da Terra. Este é uma amostra do núcleo de uma antigo protoplaneta que foi quebrantado por colisões cósmicas que aconteceram há 4,5 bilhões de anos!

MODELOS DOS CORPOS PARENTAIS DOS METEORITOS, OBSERVE QUE OS METEORITOS METÁLICOS, OS SIDERITOS, TÊM SUA ORIGEM EM ANTIGOS NÚCLEOS DE PROTOPLANETAS DIFERENCIADOS EM CROSTA, MANTO E NÚCLEO METÁLICO. ESTES CORPOS FORAM ESTILHAÇADOS EM GIGANTESCAS COLISÕES ENTRE EMBRIÕES PLANETÁRIOS HÁ 4,5 BILHÕES DE ANOS.

Os meteoriticistas estimam que existam cerca de 50 asteroides com tamanhos variando de 5 - 100 km de diâmetro médio que são a fonte dos meteoritos metálicos. Estes asteroides seriam fragmentos de antigos núcleos de protoplanetas. A mineralogia secundária deles é normalmente fases contendo fósforo e carbono, tais como a schreibersita, o fosfeto de ferro-níquel e a cohenita, o carbeto de ferro-níquel. Quando a schreibersita ocorre em cristais euedrais (cristais com as faces bem definidas) é chamada de rhabdita. Em muitos meteoritos metálicos ocorrem abundantes nódulos de troilita e grafita. Estes nódulos são produto da cristalização do magma metálico que exsolveu o enxofre, o fósforo e o carbono originalmente dissolvidos no líquido, formando fases minerais não metálicas separadas da kamacita e taenita. Regiões de rápida cristalização, seja por choques cósmicos tardios no asteroide parental metálico, ou por anomalias termais no núcleo do protoplaneta, desenvolveram uma fase que representa porções criptocristalinas ou amorfas de kamacita-taenita, numa liga sem estruturação interna chamada de plessita. Os elementos químicos menores, isto é, aqueles que se apresentam em concentrações abaixo de 1% em massa no meteorito são comumente cobalto e cromo. Elementos químicos traços, ou seja, aqueles que estão na faixa de 100 ppm ou menos são comumente gálio, germânio, irídio, platina, paládio, ródio, rutênio e ouro.

DETALHE DE CORTE POLIDO E TRATADO QUIMICAMENTE DO METEORITO METÁLICO ODESSA EVIDENCIANDO UM NÓDULO DE TROILITA, PROTOSULFETO DE FERRO, BORDEJADO POR SCHREIBERSITA, FOSFETO DE FERRO E NÍQUEL, TUDO ISSO IMERSO NA MASSA DE FERRO-NÍQUEL.

Realizando análises da geoquímica dos elementos traço nos meteoritos metálicos e normalizando com respeito aos teores de níquel os meteoriticistas agrupam os meteoritos metálicos em 13 grupos químicos específicos: IAB, IC, IIAB, IIC, IID, IIE, IIIAB, IIICD, IIIE, IIIF, IVA, IVB, IIG, UNG. O último é para os meteoritos que não se agrupam a nenhum destes 13 grupos químicos sendo classificado como IRON UNGROUPED, ou "ferro não agrupado". Com relação à textura de exsolução de kamacita e taenita, da mesma forma como a pertita se forma em magmas silicáticos, esta recebe o nome especial de Padrão de Widmanstätten, e ela é revelada quando uma face polida do meteorito é tratada com ácido nítrico dilúido e álcool isopropílico revelando regiões mais ricas em níquel e menos ricas em níquel, os padrões de exsolução das fases de ferro-níquel. Existe uma relação entre à presença deste padrão e o teor de níquel em massa do meteorito. Com base no teor de níquel, os meteoritos com menos de 5% de Ni são denominados de hexaedritos e não contêm padrão de Widmanstätten, os meteoritos com teores de Ni entre 5% e 18% são chamados de octaedritos e possuem o padrão de Widmanstätten, e recebem também subclassificações dadas pela espessura da banda de exsolução em octaedrito fino, octaedrito médio, octaedrito grosso e octaedrito plessítico. Os meteoritos com teores de níquel superiores a 20% são denominados ataxitos, e não possuem padrão de Widmanstätten, mas são totalmente formados de uma massa plessítica devido ao teor elevado de níquel ter "preenchido" a lacuna de exsolução durante a cristalização do metal.

GRÁFICOS DE CLASSIFICAÇÃO DOS METEORITOS METÁLICOS AQUI MOSTRANDO AS RELAÇÕES ENTRE O PERCENTUAL EM MASSA DE NÍQUEL E OS TEORES DOS ELEMENTOS TRAÇO OURO E RUTÊNIO EM PPM. NOTAR QUE PLOTAM-SE PONTOS QUE CAEM EM REGIÕES ESPECÍFICAS, OS TREZE GRUPOS QUÍMICOS DOS SIDERITOS.

No modelo de lenta cristalização no núcleo de um protoplaneta, as taxas de resfriamento do metal líquido se apresentam numa faixa de temperatura entre 700 K a 1000 K. As mudanças que ocorrem durante a lenta cristalização do núcleo de um protoplaneta são as exsoluções tanto de fases metálicas quanto de fases não metálicas e esta gera os padrões de Widmanstätten que seguem a orientação cristalográfica octaédrica em planos de kamacita em meio à taenita. Dados de temperatura de pico e taxa de resfriamento podem ser inferidos medindo a espessura das bandas de kamacita no padrão de Widmanstätten e correlacionando esta informação com a variação do teor de níquel ao longo da banda analisada. Este tipo de análise se faz em microssonda eletrônica para obter valores precisos de composições pontuais de níquel ao longo de uma banda de taenita ou kamacita. Este procedimento deriva as taxas de resfriamento da estrutura de Widmanstätten porque a espessura da banda de exsolução tem a ver com a taxa de difusão de átomos de níquel quando ocorre o processo de resfriamento, nucleação e crescimento dos cristais de kamacita que se separam dos cristais de taenita. A difusão dos átomos de níquel é mais lenta na fase taenita do que na kamacita. O resultado é que quando a kamacita começa a cristalizar, a cristalização da taenita é suprimida no centro de uma banda de exsolução e tende a crescer nas bordas de uma banda de taenita. Como exemplo, para um meteorito com 8,4% em massa de niquel e 0,08% em massa de fósforo, a taxa de resfriamento foi calculada como 500 K/Ma, ou seja, 500 kelvins por milhão de anos. Taxas de resfriamento típicas estão entre 1000 K/Ma a 5000 K/Ma. 

GRÁFICO DA RELAÇÃO ENTRE MEDIDAS PONTUAIS DO TEOR DE NÍQUEL AO LONGO DE UMA BANDA DE EXSOLUÇÃO DE KAMACITA E AS DISTÂNCIAS DE MEDIÇÃO AO LONGO DA ESPESSURA DA BANDA. PLOTANDO ESTE GRÁFICO INFERE-SE POR CÁLCULOS A TAXA DE RESFRIAMENTO EM KELVINS/MILHÃO DE ANOS DO NÚCLEO PROTOPLANETÁRIO QUE DEU ORIGEM AO METEORITO METÁLICO ANALISADO.

Plotando num gráfico o teor de níquel em massa percentual e a temperatura de formação das fases metálicas produzimos um diagrama de equilíbrio de fases que demonstra como as fases kamacita e taenita se separam com o avanço da cristalização de um líquido metálico inicialmente homogêneo em termos químicos. O diagrama de fases demonstra que durante a cristalização de uma banda de kamacita, a primeira fase a cristalizar a partir de exsolução da fase taenita é a martensita, uma fase polimórfica de alta temperatura da kamacita. A martensita inverte para kamacita quando as bandas de exsolução evoluem durante o processo de resfriamento do núcleo do protoplaneta. Neste modelo se prevê então as taxas de resfriamento dos meteoritos metálicos. Dados de taxa de resfriamento foram calculados para corpos parentais de 5 km até 200 km de diâmetro. No entanto, foram medidas diferentes taxas de resfriamento para um mesmo grupo químico, o que é interpretado como diferentes taxas de resfriamento para um mesmo núcleo de protoplaneta e isto é impossível. Um mesmo corpo parental deve ter a mesma taxa de resfriamento. Isto acontece, por exemplo, para um dos grandes grupos de meteoritos, o grupo IVA, que apresenta uma ampla faixa de taxas de resfriamento variando entre 10 K/Ma até 6000 K/Ma. 

DIAGRAMA DE FASES DO TEOR DE NÍQUEL EM PERCENTUAL MOLAR VERSUS A TEMPERATURA MEDIDA EM KELVINS MOSTRANDO UMA LACUNA COMPOSICIONAL ENTRE AS FASES KAMACITA, ESTÁVEL COM TEORES DE NÍQUEL MENORES E TAENITA, ESTÁVEL COM TEORES DE NIQUEL MAIORES. O PROCESSO DE EXSOLUÇÃO ACONTECE SOB LENTO RESFRIAMENTO DO LÍQUIDO METÁLICO DEVIDO À LENTA EXSOLUÇÃO DE ÁTOMOS DE NÍQUEL AO LONGO DA ESTRUTURA DA TAENITA.

Modelos de impactos de alta velocidade pós colisões entre protoplanetas foram invocados para explicar estas discrepâncias, mas de acordo com alguns pesquisadores, talvez a interpretação dos dados esteja falha ou outros mecanismos desconhecidos ocorreram no corpo parental para gerar estes dados discordantes. Uma provável explicação seria a de fusão parcial em um asteroide parental onde plútons de magma metálico se desenvolveram em diferentes profundidades num mesmo corpo parental, então estes pertenceriam ao mesmo grupo químico e teriam taxas de resfriamento diferentes explicando o que observamos para o grupo IVA. Estes corpos com plútons metálicos seriam parcialmente diferenciados, o mecanismo de geração desse magmatismo diferente do modelo tradicional de um núcleo sozinho no interior de um protoplaneta pode realmente ser impacto cósmico. Um impacto de alta velocidade pode fundir material metálico de asteroides diferenciados ou mesmo condríticos e produzir um corpo que se aglutina gravitacionalmente com porções metálicas em várias posições no interior deste novo corpo parental desenvolvendo histórias térmicas distintas, mas a mesma composição química. Modelagem numérica feita por pesquisadores considerando as múltiplas taxas de resfriamento dos meteoritos do grupo IVA revelam que o corpo parental resultante deste impacto gigante teria de ter cerca de 300 km de diâmetro, sendo involto por um manto de silicato totalizando 600 km de diâmetro, cerca de 100 km maior do que o asteroide Vesta. Um exemplo mostrado de um fragmento deste colossal corpo parental seria o asteroide 216 Kleopatra com raio maior de 217 km. 

MODELO DIGITAL DO ASTEROIDE METÁLICO 216 KLEOPATRA COM SEU FORMATO DETERMINADO POR IMAGEAMENTO DE RADAR, AO LADO ESTÃO PARA COMPARAÇÃO DE TAMANHO OS ASTEROIDES 433 EROS E 1620 GEOGRAPHOS.

Um modelo de formação de asteroides metálicos foi desenvolvido pelo pesquisador Erik Asphaug e sua equipe da Universidade da Califórnia. Neste modelo de colisão, dois protoplanetas do tamanho de Marte colidem de maneira tangencial expondo seus núcleos metálicos e mantos silicáticos deixando para trás uma trilha de corpos metálicos e silicáticos. Esta trilha pode se reagrupar gravitacionalmente em um novo corpo parental totalmente metálico ou rocho-metálico dando origem aos meteoritos metálicos como os do grupo IVA e aos meteoritos rocho-metálicos. Este tipo de evento pode ter sido comum na época de acreção planetária onde inúmeros protoplanetas com diâmetros de ~ 1000 km vagavam no sistema solar jovem. Além disso, evidências geoquímicas nos meteoritos do grupo IVA corroboram com este modelo. A concentração de elementos traço siderófilos voláteis como gálio e germânio é menor nos meteoritos deste grupo, indicando que um evento termal volatilizou estes elementos deixando para trás uma assinatura geoquímica relativa negativa de gálio e germânio, indicando que este meteorito representa resíduo de impactos cósmicos de alta velocidade entre protoplanetas. Isto porque estes eventos têm energia suficiente para evaporar elementos voláteis do material metálico. 

RESULTADOS DA SIMULAÇÃO NUMÉRICA DE ASPHAUG E SUA EQUIPE PARA O MODELO DE COLISÃO ENTRE DOIS PROTOPLANETAS QUE PRODUZEM APÓS O CHOQUE INÚMEROS CAROÇOS DE METAL E MATERIAL SILICÁTICO QUE SE AGLUTINAM EM PEQUENOS CORPOS QUE SÃO PROVAVELMENTE OS DERIVADORES DOS ASTEROIDES DE ORIGEM DOS METEORITOS METÁLICOS E ROCHO-METÁLICOS.

Dados isotópicos dos meteoritos metálicos revelam que estes foram formados cerca de 1,5 milhão de anos após a formação dos sólidos mais antigos gerados no disco protoplanetário, as CAIs, as inclusões refratárias cálcio-aluminosas. Isto quer dizer que os corpos parentais dos meteoritos metálicos, protoplanetas com cerca de 1000 km de diâmetro, já haviam se formado muito antes da acreção dos corpos planetesimais dos condritos. Esta pode ser uma evidência indireta de que os côndrulos realmente são produto de eventos pós acreção planetesimal, de uma época posterior à formação dos embriões planetários. O sistema isotópico Hf-W é utilizado para datar eventos de separação entre fases metálicas e fases silicáticas. Quando os protoplanetas se formaram pela aglutinação gravitacional de poeira protoplanetária, o calor liberado pelo decaimento radioativo do isótopo Al-26 incorporado nos protoplanetas foi o responsável pela fusão e diferenciação dos mesmos em crosta, manto e núcleo metálico. 

Durante o processo de separação das fases metálicas e formação do núcleo, a crosta silicática fraciona melhor o isótopo háfnio-182, um elemento litófilo, tem afinidade à fase silicática, e o núcleo fraciona melhor, ou seja, arrasta consigo o isótopo tungstênio-182, que é um elemento siderófilo, tem afinidade à fase metálica. A meia-vida de decaimento do háfnio-182 é de 10 milhões de anos, então se uma amostra de meteorito metálico tem excesso de tungstênio-182 com idade inferior a 10 milhões de anos após a formação das CAIs, os sólidos mais antigos datados, então esse meteorito se formou logo depois da formação das CAIs e se consolidou em um corpo planetário cerca de 1 milhão de anos antes da formação e aglutinação da maioria dos côndrulos em planetesimais. Estes dados demonstram que de uma forma espantosamente rápida, corpos do tamanho de Marte já existiam no sistema solar quando este tinha apenas 1,5 milhões de anos.

A época em que os protoplanetas foram destruídos por colisões mútuas expondo seus núcleos metálicos é a mais remota já registrada em datações de exposição cósmica em meteoritos metálicos. Devido ao fato de sobreviverem melhor à impactos cósmicos e permanecerem durante bilhões de anos no espaço sem desenvolverem regolitos complexos, como no caso dos asteroides rochosos, os asteroides metálicos estão expostos aos raios cósmicos, ou seja, ao bombardeio de partículas subatômicas de alta energia oriundas de todas as partes do Cosmos, incluindo os ventos solares. Estas partículas são implantadas na rede cristalina dos minerais das fases metálicas e reagem com núcleos de determinados elementos químicos produzindo isótopos específicos. Tais isótopos gerados por colisões com raios cósmicos são chamados de isótopos cosmogênicos. Quando um corpo parental é exposto aos raios cósmicos ele acumula isótopos cosmogênicos em suas camadas mais externas. Exemplos destes isótopos são cloro-36, berílio-10, criptônio-81, hélio-3 e neônio-22. Estes isótopos têm uma taxa de decaimento radioativo. Correlacionando análises de concentrações destes isótopos cosmogênicos é possível determinar a idade mínima de exposição cósmica, ou seja, o intervalo de tempo em que o asteroide ficou exposto ao espaço. A maioria dos meteoritos rochosos têm idades de exposição cósmica máximas de 30 milhões de anos, enquanto a maioria dos meteoritos metálicos têm idade de exposição cósmica máxima de 1,2 bilhões de anos. Isto significa que o último grande evento de impacto que estilhaçou o protoplaneta original, ou o fragmento maior de protoplaneta original, destes meteoritos, foi há 1,2 bilhões de anos. Sem dúvida os meteoritos metálicos ainda terão novas informações fascinantes sobre o início do sistema solar.