o minério de ferro magnético que registra o campo magnético da Terra
Em Magnet Cove, no condado de Hot Spring, no Arkansas, pedras pretas se soltam do solo por intemperismo, sobre um complexo anelar do Cretáceo médio. Aproxime um prego de aço de uma delas e nada acontece. Aproxime-o da seguinte e o prego salta o vão e fica ali pendurado. As duas pedras são magnetita. A segunda é uma pedra-ímã, um pedaço do mesmo mineral que a natureza transformou em ímã permanente. Até o surgimento, em meados do século XVIII, de ímãs de aço fabricados sem nenhuma pedra-ímã, quase toda agulha de bússola no mar havia sido magnetizada, direta ou indiretamente, por uma pedra como essa.
A magnetita é um óxido de ferro, Fe3O4, e o ferro responde por 72,4% do seu peso. É o mais fortemente magnético dos minerais comuns e, junto com a hematita, um dos dois principais minérios de ferro. É também o grão, dentro do basalto, que guarda o registro do campo magnético da Terra, e foi assim que os geólogos descobriram que o assoalho oceânico se expande.
O mineral aparece em lugares que pouco têm a ver com mineração. Bactérias produzem cadeias dele e as usam para se orientar na lama. Quítons revestem os dentes com ele. O rover Curiosity, da NASA, encontrou-o nos lamitos lacustres da cratera Gale, em Marte, e partículas arredondadas do mineral, liberadas por combustão e atrito, já foram recuperadas de tecido cerebral humano.
O que é a magnetita?
A magnetita é um mineral preto e metálico, um óxido de ferro de fórmula Fe3O4, que contém ferro ferroso e férrico. Pertence ao grupo do espinélio e cristaliza no sistema cúbico, geralmente em octaedros. Nenhum outro mineral comum nas rochas é tão fortemente magnético, e só a hematita rivaliza com ela como minério de ferro.
Formalmente, a Associação Mineralógica Internacional lista a magnetita como espécie válida com o status “grandfathered”, o que significa que ela foi descrita muito antes de a Associação começar a avaliar nomes, em 1959; seu símbolo aprovado é Mag (Warr, 2021). A fórmula do membro extremo é escrita Fe2+Fe3+2O4 para mostrar que um em cada três átomos de ferro é ferroso. Na nomenclatura que Ferdinando Bosi, da Universidade Sapienza de Roma, e dois colegas de Pisa publicaram para a IMA em 2019, a magnetita pertence ao subgrupo do espinélio do grupo dos oxiespinélios, dentro de um supergrupo do espinélio com 56 espécies. Trinta e três dessas espécies são óxidos. Sua classe na classificação de Strunz é 4.BB.05, ao lado dos outros óxidos cuja razão entre metal e oxigênio é de 3:4.
O nome é mais antigo que a ciência. O Mindat atribui a grafia moderna ao mineralogista austríaco Wilhelm Karl von Haidinger, em 1845, e registra que o material já era chamado de “lodestone” em inglês em 1548. O Handbook of Mineralogy é mais cauteloso e define a magnetita como “um termo antigo, possivelmente uma alusão à localidade, Magnésia, Grécia”. Mais de um lugar levava esse nome na Antiguidade, entre eles um distrito da Tessália e a cidade lídia de Magnesia ad Sipylum, hoje Manisa, no oeste da Turquia, e as referências mineralógicas não esclarecem de qual deles a pedra recebeu o nome. A história contada por Plínio sobre um pastor chamado Magnes, cujo cajado com ponteira de ferro ficou preso ao chão, é uma lenda e deve ser lida como tal.
A magnetita é um mineral e aparece no atlas de rochas do Geoscopy por conveniência. Existe, sim, uma rocha formada quase inteiramente por magnetita, em camadas dentro de grandes intrusões máficas, e os petrólogos a chamam de magnetitito.
Química e estrutura cristalina da magnetita
Imagine átomos de oxigênio empilhados tão compactamente quanto laranjas numa caixa, camada sobre camada, no arranjo que os cristalógrafos chamam de empacotamento cúbico compacto. A pilha deixa dois tipos de interstícios. Os pequenos ficam entre quatro oxigênios, nos vértices de um tetraedro, e os maiores ficam entre seis oxigênios, nos vértices de um octaedro. Os átomos de ferro ocupam uma fração fixa de cada tipo. Uma cela unitária da magnetita, um cubo de 0,84 nanômetro de aresta, contém 32 oxigênios e 24 ferros, com 8 dos ferros em interstícios tetraédricos e 16 em interstícios octaédricos. Esse arranjo é a estrutura do espinélio, e ele explica quase tudo o que a magnetita faz.
Em termos técnicos, a magnetita é cúbica, de grupo espacial Fd3̅m, com aresta da cela de 8,3970(1) Å e oito unidades de fórmula por cela. Bosi e seus coautores descrevem o tipo espinélio como um arranjo de ânions em empacotamento cúbico compacto levemente distorcido, no qual os cátions ocupam um oitavo dos sítios tetraédricos (T) e metade dos sítios octaédricos (M). William Henry Bragg e Shoji Nishikawa resolveram essa estrutura de forma independente em 1915, o que a torna uma das primeiras estruturas minerais determinadas por difração de raios X. Um espinélio “normal”, como o MgAl2O4, coloca o cátion divalente em T e os cátions trivalentes em M. A magnetita é um espinélio “inverso”: os sítios T abrigam Fe3+, e os sítios M abrigam números iguais de Fe2+ e Fe3+, o que dá a fórmula estrutural T(Fe3+)M(Fe2+Fe3+)O4 e um parâmetro de inversão igual a 1. O dicroísmo circular magnético de raios X confirmou depois essas ocupações de sítio diretamente em espinélios ferríticos naturais (Pearce e colegas, 2006).
A ligação é em grande parte iônica, com uma parcela covalente, e os sítios octaédricos dão à magnetita sua propriedade química mais singular. O ferro ferroso e o férrico ocupam, lado a lado, sítios idênticos, e à temperatura ambiente um elétron salta entre eles tão depressa que não é possível distinguir um do outro. Os elétrons que saltam conduzem corrente, de modo que a magnetita conduz eletricidade muito melhor que a hematita ou a maioria dos outros óxidos. Eles também absorvem a luz em toda a faixa do visível, e é por isso que o mineral é opaco e preto, em vez de vermelho como a hematita.
Resfrie a magnetita abaixo de cerca de 125 K (−148 °C) e os saltos cessam. O químico holandês Evert Verwey relatou na Nature, em 1939, que a resistência sobe de forma abrupta nesse ponto, e propôs que o Fe2+ e o Fe3+ octaédricos se congelam num padrão ordenado. Testar essa ideia levou 73 anos, porque, ao se distorcer, o cristal forma maclas em domínios microscópicos. Em 2012, Mark Senn e Paul Attfield, da Universidade de Edimburgo, trabalhando com Jon Wright, da Instalação Europeia de Radiação Síncrotron, em Grenoble, resolveram a estrutura de baixa temperatura a partir de um único grão de 40 micrômetros, quase sem maclas. Eles descreveram a distorção como uma superposição de 168 ondas congeladas de deslocamento atômico, cada uma com amplitude inferior a 0,24 Å. A ordem de carga proposta por Verwey revelou-se correta em primeira aproximação. A surpresa foi que cada elétron localizado se espalha ao longo de uma fileira de três átomos de ferro, uma unidade que os autores batizaram de trimeron. Um artigo de 2025 na Acta Crystallographica B, de Michael Carpenter e Richard Harrison, da Universidade de Cambridge, com Senn entre os coautores, continua refinando o modo como as mudanças estruturais e eletrônicas se acoplam; por isso, a transição de Verwey não pode ser considerada um assunto encerrado.
Como a estrutura do espinélio tolera cátions de muitos tamanhos e cargas, o Fe3O4 puro é incomum na natureza. O Handbook of Mineralogy registra séries em direção à jacobsita (MnFe2O4) e à magnesioferrita (MgFe2O4), e o Mindat acrescenta uma série em direção à cromita (FeCr2O4). A substituição que mais interessa aos petrólogos segue rumo ao ulvoespinélio, TiFe2O4, e produz a titanomagnetita dos basaltos e gabros. Bosi e colegas situam o limite entre as espécies na composição Ti0,5Fe3+1,0Fe2+1,5O4: se os cátions trivalentes somam mais de um átomo por unidade de fórmula, o grão é magnetita. Vanádio, cromo, alumínio, magnésio, manganês, níquel e zinco entram em quantidades menores, e suas proporções diferem o bastante entre os ambientes geológicos para que Jaayke Knipping e colaboradores, escrevendo na Geochimica et Cosmochimica Acta em 2015, pudessem usar elementos-traço na magnetita para separar estágios de crescimento ígneos e hidrotermais em minérios de ferro chilenos. A compilação moderna mais completa de análises de magnetita é o volume sobre óxidos, de 2011, da Rock-Forming Minerals, sucessora da coleção original de Deer–Howie–Zussman.
Por conter ferro em dois estados de oxidação, a magnetita também serve de indicador do quanto o ambiente era oxidante. Acrescente oxigênio e ela se converte em hematita. Retire oxigênio na presença de quartzo e ela reage e forma faialita, a olivina de ferro. A calibração desse segundo equilíbrio, o tampão quartzo–faialita–magnetita (QFM), feita por Hugh O’Neill em 1987, é um dos pontos fixos da petrologia experimental, e Ian Carmichael e Mark Ghiorso mostraram, em 1986, que basaltos vítreos do assoalho do oceano Pacífico registram fugacidades de oxigênio situadas entre esse tampão e o tampão níquel–óxido de níquel, um pouco mais oxidante. Sob pressão muito alta, a própria estrutura do espinélio cede, e Camilla Haavik e colegas (2000) mediram a equação de estado tanto da magnetita quanto de sua modificação de alta pressão, mais densa.
Propriedades físicas da magnetita
A magnetita tem cor preto-ferro a preto-acinzentada, e o brilho vai do metálico vivo, nas faces recém-expostas dos cristais, ao fosco, no minério maciço intemperizado. O traço é preto. Esse teste, sozinho, a distingue da hematita, que pode ter aspecto idêntico numa amostra de mão e deixa um traço marrom-avermelhado na mesma placa de porcelana não esmaltada. O mineral é opaco em qualquer espessura que um geólogo costuma encontrar; só é translúcido nas bordas muito finas, com índice de refração de 2,42. Em seção polida, sob luz refletida, a magnetita é isotrópica e cinza, com um leve tom amarronzado. Ela reflete cerca de 20% da luz incidente em todo o espectro visível.
A dureza é de 5,5 a 6,5 na escala de Mohs, e a microdureza Vickers medida com carga de 100 g vai de 681 a 792 kg/mm². Uma lâmina de canivete de aço mal risca o mineral. O peso específico medido é 5,175 e a densidade calculada a partir da cela unitária é 5,20 g/cm³; por isso, um bloco do tamanho de um punho parece cerca de duas vezes mais pesado que o mesmo volume de granito. Não há clivagem verdadeira. Muitos cristais, porém, quebram-se ao longo de superfícies octaédricas planas, uma partição muito boa segundo {111} que acompanha lamelas de macla ou finas placas exsolvidas. Onde a partição está ausente, a fratura é irregular, e o mineral é quebradiço.
O cristal típico é um octaedro. Os dodecaedros rômbicos são menos comuns e muitas vezes apresentam estrias paralelas à diagonal maior. Os cubos são muito raros, e a localidade clássica para eles é Balmat, no condado de St. Lawrence, em Nova York. A geminação segundo {111}, a lei do espinélio, produz maclas de contato achatadas. Os cristais chegam a 25 cm de largura, embora a maior parte da magnetita ocorra como grãos com uma fração de milímetro de largura, dispersos em rochas ígneas e metamórficas, ou como massas granulares no minério.
Duas temperaturas delimitam o seu magnetismo. A temperatura de Curie é de 580 °C; acima dela, o mineral perde a magnetização espontânea. A transição de Verwey, perto de 125 K, marca a mudança de condutor para isolante em baixa temperatura, e os laboratórios de magnetismo de rochas usam a perda de remanência que a acompanha como assinatura da magnetita numa amostra. Entre essas temperaturas, qualquer pedaço de magnetita é fortemente atraído por um ímã de mão, embora pouquíssimos pedaços sejam, eles próprios, ímãs.
| Propriedade | Magnetita |
|---|---|
| Fórmula química | Fe2+Fe3+2O4 (Fe3O4); 72,4% em peso de Fe |
| Status e símbolo na IMA | Válida, “grandfathered”; Mag |
| Classificação | Supergrupo do espinélio, grupo dos oxiespinélios, subgrupo do espinélio; Strunz 4.BB.05 |
| Sistema cristalino e grupo espacial | Cúbico (isométrico), Fd3̅m; a = 8,397 Å; Z = 8 |
| Tipo estrutural | Espinélio inverso |
| Dureza (Mohs) | 5,5–6,5 (VHN100 681–792 kg/mm²) |
| Densidade | 5,175 g/cm³ medida; 5,20 g/cm³ calculada |
| Clivagem e fratura | Sem clivagem; partição muito boa segundo {111}; fratura irregular; quebradiça |
| Cor e traço | Preta a preto-acinzentada; traço preto |
| Brilho e transparência | Metálico a submetálico, pode ser fosco; opaca |
| Propriedades ópticas | Isotrópica; n = 2,42; refletância de cerca de 20% |
| Hábito e geminação | Octaedros, mais raramente dodecaedros; granular ou maciça; maclas pela lei do espinélio segundo {111} |
| Magnetismo | Ferrimagnética; temperatura de Curie de 580 °C; transição de Verwey a cerca de 125 K |
Por que a magnetita é magnética?
Todo átomo de ferro na magnetita tem um momento magnético, porque sua camada eletrônica externa está apenas parcialmente preenchida. O fato de o cristal como um todo ser magnético depende de como os momentos vizinhos se alinham. Em 1948, o físico francês Louis Néel mostrou que espinélios como a magnetita contêm duas subredes magnéticas que se interpenetram e apontam em sentidos opostos. Todo o ferro dos sítios tetraédricos aponta para um lado, e todo o ferro dos sítios octaédricos aponta para o outro. O ferro férrico dos sítios T cancela exatamente o ferro férrico dos sítios M. O ferro ferroso dos sítios M não tem par que o cancele, e seu momento, de quatro magnétons de Bohr por unidade de fórmula, é o que resta. Néel chamou esse arranjo de ferrimagnetismo e, em parte por essa ideia, compartilhou o Prêmio Nobel de Física de 1970.
O resultado é uma magnetização de saturação de cerca de 90 A·m² por quilograma, cerca de duzentas vezes a da hematita, como David Dunlop e Özden Özdemir expuseram em seu livro didático Rock Magnetism (1997). Aqueça o mineral e a agitação térmica vai embaralhando o alinhamento até que, à temperatura de Curie de 580 °C, o momento líquido desaparece. Resfrie-o de novo num campo magnético e o momento retorna, alinhado a esse campo. Essa reversibilidade é a base de todo registro paleomagnético guardado em rocha ígnea.
O tamanho do grão determina quão bem um cristal mantém a magnetização. Num grão menor que cerca de um décimo de micrômetro, todos os momentos apontam no mesmo sentido, formando um único domínio magnético, muito difícil de reorientar. Grãos maiores se dividem em muitos domínios, cujas paredes se deslocam com facilidade; assim, um cristal grosso responde com intensidade a um campo aplicado e depois relaxa quando o campo é retirado. É por isso que um octaedro de magnetita comprado de um negociante de minerais gruda num ímã, mas não atrai um clipe de papel.
Uma pedra-ímã atrai. Peter Wasilewski, do Centro de Voo Espacial Goddard, da NASA, passou anos tentando entender a diferença, e seu artigo de 1999 com Günther Kletetschka na Geophysical Research Letters deu duas respostas. A primeira diz respeito à microestrutura. Todas as pedras-ímã que eles examinaram continham maghemita, a parente totalmente oxidada da magnetita, intercrescida com o hospedeiro numa escala de micrômetros ou menos. O intercrescimento prende as paredes de domínio e eleva a coercividade para um valor entre 10 e 30 militeslas, o bastante para que um pedaço maciço de minério se comporte como um conjunto de grãos finos. A segunda diz respeito ao campo de magnetização. O campo da Terra é fraco demais para saturar uma rocha desse tipo. Os minérios comuns de magnetita guardam menos de 5% da remanência que poderiam reter, ao passo que amostras sabidamente atingidas por raios guardam de 45 a 92%. Num relatório anterior da NASA (1976), Wasilewski havia mostrado que uma “proto-pedra-ímã” podia se tornar permanente sob um campo acima de 1.000 oersteds (0,1 tesla), e apontou relatos antigos de campo, da Antiguidade e da Idade Média, segundo os quais as pedras-ímã ocorrem como porções localizadas dentro de corpos de minério maciços. O raio, que faz passar dezenas de milhares de ampères pelo solo durante uma fração de segundo, é compatível com as duas observações.
Como a magnetita se forma?
O Handbook of Mineralogy resume a ocorrência da magnetita em duas frases densas: acessório comum em rochas ígneas e metamórficas, concentrado em minério por segregação magmática ou metamorfismo de contato, abundante em formações ferríferas bandadas sedimentares, produzido por organismos e reunido em depósitos detríticos. Poucos minerais crescem numa gama tão ampla de condições, desde uma fumarola a 850 °C até o interior de uma célula viva à temperatura da água de um lago. O fio condutor é químico. A magnetita precisa de ferro nos dois estados de oxidação; por isso, cresce onde as condições não são fortemente oxidantes, o que favorece a hematita, nem fortemente redutoras, o que favorece silicatos ou sulfetos de ferro.
Em magmas e intrusões acamadadas
A maioria das rochas ígneas contém entre uma fração de um por cento e poucos por cento de magnetita, em pequenos grãos que cristalizaram a partir do fundido. No basalto e no gabro, a fase que cresce é a titanomagnetita, uma solução sólida com o ulvoespinélio, e raramente ela sobrevive ao resfriamento sem mudar. À medida que a rocha esfria e se oxida um pouco, o componente rico em titânio se separa em finas placas de ilmenita ao longo dos planos octaédricos do hospedeiro, dando o padrão em treliça bem conhecido dos microscopistas de minério. Arthur Buddington e Donald Lindsley mostraram, num artigo de 1964 no Journal of Petrology, que as composições de soluções sólidas de magnetita e ilmenita coexistentes fixam tanto a temperatura quanto a fugacidade de oxigênio em que elas se equilibraram pela última vez. O termômetro e o barômetro de oxigênio que eles propuseram, recalibrados várias vezes desde então, ainda são ferramentas de rotina para rochas vulcânicas.
Os granitos também se dividem segundo a mesma química. Shunso Ishihara, do Serviço Geológico do Japão, propôs em 1977 que as rochas graníticas se enquadram numa série da magnetita e numa série da ilmenita: a primeira cristalizada a partir de magma relativamente oxidado e com magnetita acessória, a segunda a partir de magma reduzido e quase sem ela. A distinção pode ser mapeada com um suscetibilímetro portátil e indica quais metais um cinturão granítico provavelmente hospeda.
Onde um grande corpo de magma máfico esfria devagar, cristais densos de óxidos podem assentar ou ser arrastados e formar camadas. A Zona Superior do Complexo de Bushveld, na África do Sul, contém mais de vinte camadas de magnetitito, e Grant Cawthorn e Terence McCarthy (1980) usaram a queda rápida do cromo em direção ao topo, dentro de camadas individuais, como evidência de um magma quimicamente heterogêneo, agitado por correntes de convecção. Essas camadas são ricas em vanádio. A revisão de 2017 do Serviço Geológico dos Estados Unidos sobre os recursos de vanádio, liderada por Karen Kelley, chama os depósitos de titanomagnetita vanadífera de principal fonte do metal no mundo e dá como teor típico 0,2 a 1% em peso de V2O5. Rochas afins, ricas em óxidos, ocorrem em torno de anortositos do tipo maciço. Em Tahawus, no lago Sanford, nas montanhas Adirondack, em Nova York, um minério grosso de magnetita–ilmenita formou-se com o Anortosito Whiteface há cerca de 1.155 milhões de anos. Onde a apatita se junta aos dois óxidos, a rocha é chamada de nelsonito, e em Iron Mine Hill, em Rhode Island, uma rocha de magnetita titanífera e olivina chamada cumberlandito foi extraída como minério de ferro no século XVIII.
Depósitos de óxido de ferro–apatita do tipo Kiruna
Os maiores corpos de magnetita quase pura são também os mais debatidos. Em Kiirunavaara, no condado de Norrbotten, no norte da Suécia, uma massa tabular de magnetita com apatita mergulha com forte inclinação entre rochas vulcânicas do Paleoproterozoico. A operadora, a estatal LKAB, descreve um corpo de minério com mais de 4 km de comprimento e 80 a 120 m de espessura, com uma extensão em profundidade que as sondagens ainda não conseguiram definir. Depósitos desse mesmo tipo ocorrem no Cinturão de Ferro do Chile, em El Laco, no alto dos Andes chilenos, no distrito de Bafq, no Irã, nos Adirondacks e em Iron Springs, em Utah. Eles são agrupados como depósitos de óxido de ferro–apatita (IOA) ou do tipo Kiruna.
Há um século os geólogos discordam sobre se a magnetita cristalizou a partir de um fundido rico em ferro ou foi depositada por água quente. Trabalhos recentes estreitaram a discussão sem encerrá-la. Valentin Troll, da Universidade de Uppsala, e colegas (2019) mediram isótopos de ferro e de oxigênio em magnetita de minérios do tipo Kiruna na Suécia e no Chile, com amostras adicionais do Irã, e constataram que cerca de 80% das amostras correspondiam à magnetita de referência vulcânica e plutônica formada acima de 800 °C. A quinta parte restante, na maioria proveniente de veios e disseminações, correspondia à magnetita hidrotermal formada a 400 °C ou menos. Quatro anos antes, na Geology, Knipping e coautores haviam proposto um mecanismo que usa ambos: microlitos de magnetita cristalizam num magma e bolhas de fluido se nucleiam sobre eles, de modo que a suspensão flutuante sobe e se acumula. Experimentos apontam uma terceira via: um magma hidratado e oxidado, a 100 MPa e 1.000 a 1.040 °C, pode separar um líquido imiscível de ferro–cálcio–fósforo com menos de 5% de sílica, o que se aproxima da composição global dos minérios. Wyatt Bain e Matthew Steele-MacInnis, da Universidade de Alberta, seguiram outra linha. Encontraram inclusões de fundido de carbonato–sulfato rico em ferro em minerais da fase de mineralização de Buena Vista, em Nevada, e de Iron Springs, em Utah (2020), e depois relataram fundido de sulfato rico em ferro em El Laco (2021); argumentam que a assimilação de calcário ou evaporito pelo magma é a etapa comum a todos esses sistemas. Uma revisão de 2022 liderada por Martin Reich, da Universidade do Chile, na Nature Reviews Earth & Environment, trata os depósitos como produtos de um contínuo entre condições magmáticas e hidrotermais.
Escarnitos, veios, carbonatitos e gás vulcânico
Fluidos quentes e ricos em ferro liberados por uma intrusão reagem com calcário ou dolomito e formam escarnito, e a magnetita costuma ser o principal óxido nele, acompanhada de granada andradita e epidoto. Tanto as antigas minas de ferro de Cornwall, na Pensilvânia, quanto a mina de scheelita–magnetita de Kara, na Tasmânia, lavraram depósitos desse tipo de contato. A magnetita é também o óxido dominante em muitos carbonatitos, rochas ígneas formadas principalmente por minerais carbonáticos. É abundante em Palabora, na África do Sul, e em Oka, em Quebec. O mineral pode até se condensar a partir de vapor. O Mindat cita um experimento de Fabrizio Africano e colegas (2002) com gases do vulcão Satsuma-Iwojima, no Japão, em que a magnetita foi o principal sólido a precipitar à medida que o gás esfriava de cerca de 850 a 650 °C.
Formações ferríferas bandadas e rochas metamórficas
Em tonelagem, a maior parte do minério de magnetita do mundo está em formações ferríferas bandadas (BIFs), os sedimentos estratificados de ferro e sílica depositados principalmente entre cerca de 3,8 e 1,8 bilhões de anos atrás. O levantamento que Cornelis Klein publicou em 2005 na American Mineralogist descreve magnetita, hematita, chert e carbonatos ou silicatos de ferro como a associação recorrente, com a magnetita dominante em muitos dos exemplos menos alterados. A Formação Ferrífera Biwabik, da serra de Mesabi, em Minnesota, com cerca de 1,88 bilhão de anos, é um caso bem estudado. Seu chert com magnetita, chamado taconito, tem teor de ferro de cerca de 25 a 35%.
É duvidoso que essa magnetita tenha se depositado a partir da água do mar pré-cambriana. Birger Rasmussen e Janet Muhling, trabalhando na Austrália Ocidental, examinaram as formações de Hamersley com grande aumento e concluíram, em 2018, que grande parte da magnetita ali cresceu tardiamente, pela decomposição térmica da siderita, o carbonato de ferro, durante o soterramento e o metamorfismo de baixo grau. Se eles estiverem certos, as bandas de magnetita registram mais a história de aquecimento da rocha do que a química do oceano antigo. Com metamorfismo mais forte, os grãos ficam maiores. Em formações ferríferas arqueanas da Austrália Ocidental metamorfizadas em alto grau, a magnetita coexiste com piroxênios e faialita (Gole e Klein, 1981).
A magnetita está igualmente à vontade em rochas metamórficas comuns. Em clorita xistos dos Alpes e dos Apalaches, ela forma octaedros nítidos e isolados, de até um centímetro ou mais de largura, crescidos no estado sólido em temperaturas da fácies xisto verde. Os cristais do Zillertal, no Tirol, e de Vermont são exemplos clássicos de manual, e costumam ser os primeiros cristais de magnetita que um colecionador possui.
Serpentinitos
Quando a água do mar reage com o peridotito do manto, o ferro da olivina precisa ir para algum lugar. Parte dele é oxidada e forma magnetita, e o oxigênio necessário vem da água, que deixa hidrogênio gasoso para trás. Frieder Klein, da Instituição Oceanográfica de Woods Hole, e colegas (2014) mediram a magnetita em peridotito serpentinizado obtido por perfuração no fundo oceânico e encontraram teores de menos de 0,04 a 6,15% em peso. A temperatura controlou a quantidade. As rochas alteradas entre 200 e 300 °C eram ricas em magnetita, enquanto as alteradas abaixo de cerca de 200 °C mantinham o ferro férrico na serpentina e o ferro ferroso na brucita. Os dois tipos haviam gerado hidrogênio. A consequência prática é que as fortes anomalias magnéticas sobre alguns corpos de serpentinito, e sua ausência sobre outros, dizem algo sobre a temperatura em que a rocha do manto foi hidratada.
Sedimentos e areias pretas
A magnetita resiste ao intemperismo químico melhor do que a maioria dos minerais que contêm ferro e é densa o bastante para ficar para trás do quartzo na água em movimento. Rios e ondas, por isso, a separam em faixas escuras e, em alguns lugares, em depósitos que compensam a lavra. As areias ferríferas da costa oeste da Ilha Norte da Nova Zelândia, erodidas dos vulcões andesíticos de Taranaki, são placers de titanomagnetita desse tipo e abastecem uma siderúrgica. A magnetita fina também cresce no local. Barbara Maher e Reginald Taylor relataram na Nature, em 1988, que magnetita ultrafina se forma nos solos, o que ajuda a explicar por que o solo superficial costuma ser mais magnético do que a rocha que está abaixo dele. Um ano antes, Derek Lovley e colegas haviam mostrado que uma bactéria de sedimento que respira ferro férrico deixa magnetita como subproduto fora de sua parede celular.
Produzida por seres vivos
Em 1975, Richard Blakemore, então estudante de pós-graduação trabalhando com sedimento coletado perto de Woods Hole, em Massachusetts, notou ao microscópio que certas bactérias sempre nadavam para o mesmo lado de uma gota d’água. Ao mover um ímã, a direção delas mudava. Seu artigo na Science as batizou de bactérias magnetotáticas, e micrografias eletrônicas mostraram por que elas se comportavam assim: cada célula continha uma cadeia de cristais ricos em ferro. Quando Blakemore e colegas conseguiram cultivar em cultura pura um espirilo magnético de água doce, Richard Frankel, do MIT, aplicou espectroscopia Mössbauer em células inteiras e identificou os cristais como magnetita (1979). O médico italiano Salvatore Bellini havia descrito comportamento semelhante em 1963, em relatos que passaram despercebidos por décadas. Cada cristal fica em seu próprio saco de membrana, e o par forma um magnetossomo. O cristal mede algumas dezenas de nanômetros, a faixa de tamanho em que a magnetita é um domínio único estável, e a cadeia atua como uma única agulha de bússola, que faz a célula inteira girar até ficar paralela ao campo geomagnético. As bactérias então nadam ao longo das linhas inclinadas do campo para alcançar a camada de lama ou de água com pouco oxigênio que preferem.
Organismos maiores usam o mineral de forma mecânica. Heinz Lowenstam, do Instituto de Tecnologia da Califórnia, descobriu no início da década de 1960 que os dentes da língua raspadora dos quítons, moluscos marinhos que raspam algas das rochas, são revestidos de magnetita, e seu artigo de 1967 na Science acrescentou lepidocrocita e um mineral do tipo apatita à lista de seus componentes. Foi a primeira demonstração de que um animal pode precipitar magnetita, e as coberturas permitem que os dentes resistam à abrasão constante contra a rocha.
As bactérias magnetotáticas mortas deixam seus cristais no sedimento, onde eles podem sobreviver como magnetofósseis. Shih-Bin Robin Chang e Joseph Kirschvink revisaram o registro em 1989 e o rastrearam bem para trás no tempo, até o Pré-Cambriano. O conjunto mais conhecido vem de um furo de sondagem em Ancora, em Nova Jersey, em argila depositada há cerca de 56 milhões de anos durante o Máximo Térmico do Paleoceno–Eoceno. Dirk Schumann e colegas (2008) encontraram ali magnetofósseis bacterianos comuns junto com cristais de magnetita em forma de ponta de lança e de fuso, de até 4 micrômetros de comprimento. Eles os interpretaram como biogênicos, produzidos por organismos desconhecidos, possivelmente eucariontes, que prosperaram num fundo marinho rico em ferro e pobre em oxigênio durante o aquecimento. Achados posteriores mostram que os gigantes não se restringiram a esse evento: ocorrem em sedimentos de cerca de 97 milhões de anos até os últimos 50.000 anos, e ninguém identificou o organismo que os produz.
Além da Terra
A magnetita é um achado rotineiro em materiais planetários. É comum nos condritos carbonáceos alterados por água, e o difratômetro de raios X CheMin, a bordo do rover Curiosity da NASA, a detectou nos primeiros lamitos perfurados em Yellowknife Bay, na cratera Gale. Nicholas Tosca, da Universidade de Oxford, e colegas (2018) reproduziram em laboratório a química desse lamito e mostraram que uma elevação do pH em água anóxica, derivada de basalto, desencadeia uma cadeia de transformações minerais que termina em magnetita e hidrogênio dissolvido. Eles sugeriram que o hidrogênio liberado dessa maneira poderia ter aquecido o Marte primitivo o bastante, por curtos períodos, para manter líquida a água de lagos sob uma atmosfera de dióxido de carbono.
A magnetita marciana mais conhecida está na Terra. O meteorito Allan Hills 84001, um ortopiroxenito de 1,93 kg coletado na Antártida em 27 de dezembro de 1984, contém glóbulos de carbonato contornados por grãos de magnetita de dezenas de nanômetros de comprimento. Em 1996, David McKay e colegas do Centro Espacial Johnson da NASA argumentaram na Science que alguns desses grãos se assemelhavam a magnetossomos bacterianos o suficiente para contar como possível evidência de vida antiga. A maior parte desse argumento foi explicada desde então sem recorrer à biologia, e a magnetita é a parte que ainda é debatida.
Onde a magnetita é encontrada? Localidades de destaque
A magnetita não tem localidade-tipo designada, porque o nome é anterior à descrição moderna. É um dos minerais mais amplamente registrados na Terra. O Mindat listava 21.247 localidades para ela em setembro de 2026 e sinaliza menos de vinte como importantes, de modo que qualquer lista curta é uma seleção. A escolha do Handbook of Mineralogy é um bom guia para os melhores cristais.
Quanto aos cristais, os Alpes definem o padrão. Octaedros nítidos e brilhantes vêm de fendas e xistos no Binntal e em Rimpfischwäng, perto de Zermatt, ambos no Valais, Suíça, e de clorita xisto no Zillertal, no Tirol, Áustria. As minas de escarnito de Traversella, no Piemonte, Itália, produziram cristais dodecaédricos. A Suécia forneceu exemplares de museu de Falun e Västanfors, e a Noruega, de Arendal. Na Rússia, o Handbook cita Zlatoust e Magnitogorsk, nos montes Urais, onde a montanha Magnitnaya deu nome a uma cidade do aço. Fora da Europa, o complexo de Gardiner, perto do fiorde de Kangerlussuaq, no leste da Groenlândia, e os mármores de Bancroft, em Ontário, são bem conhecidos.
Os exemplares modernos mais cobiçados vêm de Cerro Huañaquino, no departamento de Potosí, na Bolívia, onde octaedros de arestas afiadas como navalhas, de até cerca de 2 cm, repousam sobre feldspato claro. Nos Estados Unidos, as fontes clássicas são a mina Tilly Foster, em Brewster, condado de Putnam, Nova York, e o distrito do lago Sanford, no condado de Essex, no mesmo estado. As minas de zinco de Balmat, também em Nova York, forneceram os raros cubos. Magnet Cove, no Arkansas, e o distrito de Iron Springs, no condado de Iron, em Utah, fornecem ambos pedra-ímã. O Cerro de Mercado, em Durango, no México, é mais conhecido dos colecionadores pela apatita amarela que cresce junto com a magnetita local. Itabira, em Minas Gerais, no Brasil, encerra a lista do Handbook; Balmat e Cerro Huañaquino não estão nela.
Quando se trata de minério, a escala importa mais do que a forma dos cristais. Kiirunavaara e Malmberget, na Lapônia sueca, estão entre as maiores minas subterrâneas de ferro do mundo, e a Suécia produziu, segundo estimativa do Serviço Geológico dos Estados Unidos, 26 milhões de toneladas de minério de ferro em 2025. Nos Estados Unidos, oito minas a céu aberto em Minnesota, Michigan e Utah abasteceram a indústria siderúrgica em 2025. Formações ferríferas com magnetita são lavradas em escala muito maior no norte da China e nas bacias de Kursk e Kryvyi Rih, na Rússia e na Ucrânia, e as camadas de óxidos do Complexo de Bushveld, na África do Sul, e da intrusão de Panzhihua, em Sichuan, na China, também são exploradas pelo vanádio e pelo titânio. Na Mauritânia, os trens de minério de ferro partem dos quartzitos de magnetita e hematita do maciço de Kediet ej Jill, perto de Zouérat. As grandes minas de Pilbara, na Austrália Ocidental, e de Carajás, no Brasil, às vezes são listadas como localidades de magnetita, embora sua produção seja principalmente de minério de hematita e goethita.
Variedades de magnetita e espécies relacionadas
Pedra-ímã
A pedra-ímã é a única variedade com um nome de uso comum e, a rigor, é mais uma rocha do que uma variedade de mineral. O Mindat a define como magnetita que é um ímã natural. O trabalho de Wasilewski mostra que o magnetismo reside num intercrescimento fino de magnetita com maghemita, às vezes com fases portadoras de titânio, e que o material também precisa ter sido exposto a um campo transitório intenso. O nome inglês combina a antiga palavra lode, que significa caminho ou rumo, com a palavra “stone” (pedra), de modo que a pedra-ímã, em inglês, é literalmente uma pedra que mostra o caminho.
Titanomagnetita e a série do ulvoespinélio
A titanomagnetita é a magnetita cotidiana das rochas ígneas máficas e das areias pretas de praia erodidas delas. O Mindat lista a magnetita titanífera e uma variante rica em magnésio como variedades. O teor de titânio reduz a temperatura de Curie bem abaixo de 580 °C, e é por isso que os basaltos do fundo oceânico, que carregam grãos ricos em titânio, adquirem e perdem a magnetização em temperaturas mais baixas do que um granito. No resfriamento lento, a solução sólida sofre exsolução, formando lamelas de magnetita e de ilmenita ou de ulvoespinélio, e Richard Harrison e colegas (2002) visualizaram diretamente, por holografia eletrônica, as interações magnéticas entre esses blocos de escala nanométrica. Eles concluíram que esses intercrescimentos finos podem carregar uma remanência muito estável.
Variedades químicas
O Mindat reconhece várias variedades definidas por um elemento substituinte. A cromomagnetita contém 0,5 a 1 átomo de Cr3+ por unidade de fórmula e a ishkulita contém 0,1 a 0,5, ambas a caminho da cromita. A vanadomagnetita, registrada com até 4,84% de vanádio na Índia, passa gradualmente para o raro membro extremo coulsonita, FeV2O4. A manganomagnetita traz Mn2+ no lugar do Fe2+ e tende para a jacobsita. Nenhuma delas é uma espécie separada e, pelas regras da IMA de 2019, um grão mantém o nome magnetita enquanto o ferro férrico for seu cátion trivalente dominante e o ferro ferroso, seu cátion divalente dominante.
Pseudomorfos e maghemita
Dois nomes de pseudomorfos registram o trânsito entre magnetita e hematita. A martita é a hematita que substituiu a magnetita mantendo o contorno octaédrico, o destino habitual de cristais de magnetita expostos a águas subterrâneas oxidantes. A mushketovita é o inverso: magnetita que substituiu hematita em placas, e indica um fluido que se tornou mais redutor com o tempo. A maghemita ocupa, quimicamente, uma posição intermediária entre os dois minerais. Ela mantém a estrutura do espinélio da magnetita, e todo o seu ferro é férrico. A carga é equilibrada deixando alguns sítios catiônicos vazios, e é por isso que a IMA agora escreve sua fórmula como (Fe3+0,67□0,33)Fe3+2O4, com o quadrado representando uma vacância. A maghemita se forma pela oxidação da magnetita em baixa temperatura e é quase tão magnética quanto ela. É a fase que endurece magneticamente a pedra-ímã.
Parentes no grupo do espinélio
Substitua o ferro ferroso da magnetita por outro metal divalente e o resultado será um espinélio ferrítico diferente: magnesioferrita com magnésio, jacobsita com manganês, franklinita com zinco, trevorita com níquel, cuprospinélio com cobre. Substitua o ferro férrico e as séries levam à cromita, com cromo, e à hercinita, com alumínio. Troque o oxigênio por enxofre e a estrutura passa a ser a greigita, Fe3S4, que também é ferrimagnética e que algumas bactérias magnetotáticas produzem no lugar da magnetita. A magnetita também colore o vidro vulcânico. Chi Ma e George Rossman, do Caltech, com James Miller, mostraram em 2007 que as faixas de cor da obsidiana “de fogo” de Glass Buttes, no Oregon, são camadas de 300 a 700 nanômetros de espessura repletas de nanocristais de magnetita, que colorem o vidro por interferência de filme fino. A obsidiana arco-íris, muitas vezes confundida com ela, deve suas cores a nanobastões do piroxênio hedenbergita. Filmes de octaedros de magnetita de 200 nanômetros também dão a algumas superfícies de basalto um brilho iridescente.
Como a magnetita registra o campo magnético da Terra
O estudo científico do magnetismo começou com a magnetita. Em 1600, William Gilbert, médico de Londres, publicou De Magnete, o relato de anos de experimentos com pedras-ímã. Seu aparelho principal era a terrella, uma pedra-ímã desbastada até formar uma esfera. Ao mover uma pequena agulha de bússola sobre a superfície dela, Gilbert viu que a agulha apontava para os polos da esfera e se inclinava para baixo num ângulo que mudava com a latitude, exatamente como se comportam as bússolas de navio e as agulhas de inclinação na Terra. Concluiu que o próprio planeta é um grande ímã. Um perfil de Gilbert na Physics World descreve como ele também fez flutuar pedras-ímã esféricas na água, em pequenos barcos de madeira, e as observou girar até se alinharem, um experimento que alimentou sua convicção de que o magnetismo faz a Terra girar.
Três séculos depois, os geólogos descobriram que as rochas guardam o seu próprio registro desse campo. Quando a lava esfria passando pela temperatura de Curie de sua magnetita, cada grão adquire uma magnetização paralela ao campo daquele lugar e daquele momento, e o resfriamento adicional a fixa. A obra introdutória do Serviço Geológico dos Estados Unidos, This Dynamic Earth, traça as consequências. Bernard Brunhes, na França, constatou em 1906 que algumas lavas estão magnetizadas na direção oposta à do campo atual, e Motonari Matuyama, no Japão, mostrou na década de 1920 que essas rochas com polaridade invertida são sistematicamente mais antigas do que as normais. O campo, ao que parecia, havia se invertido.
A evidência decisiva veio do assoalho oceânico. Marinheiros islandeses haviam notado, já no fim do século XVIII, que o basalto pode desviar uma bússola. Na década de 1950, navios começaram a rebocar magnetômetros, adaptados de detectores de submarinos usados na guerra, e mapearam longas faixas de campo alternadamente forte e fraco, paralelas às dorsais meso-oceânicas. Drummond Matthews, de Cambridge, fez o levantamento de parte da dorsal de Carlsberg, no noroeste do oceano Índico, em 1962, e seu aluno de pesquisa, Fred Vine, analisou os dados. Na Nature, em 7 de setembro de 1963, os dois propuseram que a nova crosta que se forma numa dorsal é magnetizada na direção do campo da época e que a expansão a leva para os lados enquanto o campo se inverte repetidas vezes. Lawrence Morley, do Serviço Geológico do Canadá, havia chegado à mesma ideia de forma independente no início daquele ano e tivera seu artigo rejeitado por duas revistas, de modo que a hipótese hoje leva os três nomes. Quando uma equipe do USGS datou em terra as inversões dos últimos quatro milhões de anos, o padrão coincidiu com a largura das faixas na Dorsal do Pacífico Oriental, a uma taxa de expansão constante. Esse ajuste convenceu a maioria dos céticos restantes de que o assoalho oceânico se expande, e o meio de registro era a titanomagnetita em basalto em almofada.
Os sedimentos guardam um registro paralelo. Grãos detríticos de magnetita e as cadeias de magnetossomos de bactérias mortas giram e se alinham com o campo ao se depositar e depois ficam fixos quando a lama se compacta. O sinal é muito mais fraco que o do basalto, mas é contínuo. Quase tudo o que se sabe sobre o comportamento do campo entre inversões completas vem de testemunhos desse tipo. Em terra, o mesmo mineral realiza um trabalho mais modesto. Levantamentos aéreos com magnetômetro mapeiam a geologia encoberta pelo teor de magnetita das rochas, e distritos de minério de ferro como Kursk, na Rússia, foram delineados primeiro como anomalias magnéticas.
Para que a magnetita é usada?
O aço é, de longe, o principal uso. O Serviço Geológico dos Estados Unidos estima que o mundo lavrou 2,6 bilhões de toneladas de minério de ferro utilizável em 2025, contendo 1,6 bilhão de toneladas de ferro. A Austrália liderou, com 980 milhões de toneladas, e o Brasil veio em seguida, com 420 milhões. Índia e China produziram 310 milhões e 290 milhões de toneladas. O Serviço não divide essa produção por mineral. Grande parte do minério australiano e brasileiro é hematita rica o bastante para ser embarcada como sai da mina, ao passo que o taconito do distrito do lago Superior, nos Estados Unidos, e muitos minérios do norte da China são rochas de magnetita de baixo teor, que precisam ser concentradas antes. A magnetita da Suécia é bem mais rica e é moída e limpa magneticamente principalmente para eliminar a apatita, que contém fósforo.
É na concentração que a magnetita mostra seu valor. O taconito com 25 a 35% de ferro é britado e moído até que os grãos de magnetita fiquem livres, e depois passa por tambores magnéticos que retiram a magnetita da polpa. O concentrado é enrolado com um aglutinante de argila em pelotas de cerca de um centímetro de diâmetro e queimado. O USGS observou em seu resumo de 2025 que as pelotas de grau para redução direta têm 67% de ferro ou mais. As minas dos Estados Unidos produziram, segundo estimativas, 38 milhões de toneladas de minério utilizável em 2025, uma queda de 16% em relação aos 45,1 milhões de toneladas do ano anterior, e 98% dos embarques foram para a indústria siderúrgica. Os recursos mundiais de minério de ferro superam 900 bilhões de toneladas, com mais de 260 bilhões de toneladas de ferro, de modo que a oferta é limitada pelo custo e pela energia muito antes de ser limitada pela geologia.
A magnetita titanífera é também o principal minério de vanádio do mundo, um metal usado para reforçar o aço e, cada vez mais, em baterias de fluxo redox para armazenamento de energia em redes elétricas. A revisão do USGS feita por Kelley e colegas dá o teor desses depósitos como 0,2 a 1% em peso de V2O5 e cita China, Rússia e África do Sul como origem da maior parte do vanádio lavrado em 2012. Grande parte do vanádio é recuperada da escória depois que a magnetita foi fundida para obter ferro.
A química usa a magnetita como matéria-prima de catalisadores. O catalisador de ferro do processo Haber–Bosch, que fixa o nitrogênio atmosférico na forma de amônia para fertilizantes, é feito fundindo-se a magnetita com alguns por cento de óxidos promotores, como alumina e potassa, e reduzindo-se depois a massa solidificada em hidrogênio. O oxigênio sai, e o ferro que permanece fica crivado de poros, com uma superfície reativa muito grande. O relato de Max Appl na Ullmann’s Encyclopedia of Industrial Chemistry descreve a mesma receita que a BASF adotou antes da Primeira Guerra Mundial. Catalisadores de óxido de ferro à base de magnetita também conduzem a reação de deslocamento gás-água em alta temperatura usada na produção de hidrogênio.
Vários usos dependem apenas da densidade. A magnetita finamente moída e misturada à água forma uma suspensão cuja densidade pode ser ajustada entre a do carvão e a do folhelho, de modo que o carvão flutua e a rocha estéril afunda. Depois, a magnetita é recuperada com ímãs e reutilizada. O concreto feito com agregado de magnetita tem cerca de uma vez e meia a densidade do concreto comum e é usado em blindagem contra radiação e em lastro. Os usos que não envolvem aço, em conjunto, absorveram cerca de 2% dos produtos de minério de ferro dos Estados Unidos em 2025, segundo o USGS. A magnetita sintética é o pigmento preto vendido como preto de Marte ou preto de óxido de ferro, e dá cor a muitos toners.
A carreira da magnetita na gravação magnética foi curta. A cronologia de Steven Schoenherr para a Audio Engineering Society registra que a fita Magnetophon da BASF começou com um revestimento de ferro carbonila, passou para pó preto de magnetita quando começou a produção em massa e mudou de novo, em 1939, para óxido férrico gama, o equivalente sintético da maghemita. Depois da guerra, a 3M fez a mesma troca nos Estados Unidos, porque as partículas de óxido em forma de agulha retinham melhor o sinal do que os cristais cúbicos de magnetita. Os usos tecnológicos atuais da magnetita estão na escala do nanômetro. Nanopartículas de magnetita revestidas são o ingrediente magnético da maioria dos ferrofluidos e de vários agentes de contraste para ressonância magnética. O grupo de Vicki Colvin na Universidade Rice mostrou na Science, em 2006, que cristais de magnetita de 12 nanômetros ligam o arsênio da água e podem depois ser retirados com um ímã de mão fraco, uma abordagem que ainda está em desenvolvimento para o tratamento de água de baixo custo.
Como identificar a magnetita
Poucos minerais são tão fáceis de confirmar. Um ímã pequeno preso a um barbante oscila em direção à magnetita a um ou dois centímetros de distância e gruda com firmeza. Passe a amostra sobre uma placa de porcelana não esmaltada e o traço será preto. A peça parece pesada para o tamanho e não mostra clivagem. As faces de cristal eventualmente presentes costumam ser os oito triângulos de um octaedro. Uma lâmina de aço risca o mineral apenas com dificuldade. A magnetita maciça também desvia a agulha de uma bússola de campo, um aviso útil de que as medidas de direção tomadas no afloramento não são confiáveis.
Quatro outros óxidos escuros e pesados causam a maior parte das confusões:
- A hematita dá um traço marrom-avermelhado e reage fracamente a um ímã, quando reage.
- A ilmenita é atraída só fracamente, e seu traço pode ser preto-amarronzado.
- A cromita deixa um traço marrom e é, no máximo, fracamente magnética.
- A franklinita, o espinélio de zinco de Franklin e Sterling Hill, em Nova Jersey, forma octaedros semelhantes, com traço marrom-avermelhado e magnetismo fraco.
Ao microscópio petrográfico, a magnetita é opaca em luz transmitida e aparece como quadrados ou triângulos pretos, as seções transversais dos octaedros. É preciso luz refletida para distingui-la de outros grãos opacos. A magnetita aparece cinza, com um tom amarronzado, e reflete cerca de um quinto da luz. Por ser isotrópica, permanece uniformemente escura entre nicóis cruzados. As lamelas de ilmenita nela têm cor marrom-rosada e mudam de brilho quando a platina gira. A hematita que a substitui ao longo dos planos octaédricos é mais branca e mais brilhante. Uma advertência vale para quem coleta amostras orientadas para estudos paleomagnéticos: deixe o ímã no bolso, pois um ímã de mão forte pode deixar uma magnetização sobreposta à remanência natural que o laboratório espera medir.
O que ainda é incerto sobre a magnetita
A origem do minério do tipo Kiruna é a maior questão em aberto em termos econômicos. Os dados isotópicos de Troll e colegas, o modelo de flutuação de Knipping, os experimentos de fundido imiscível de Hou e os fundidos de carbonato–sulfato de Bain e Steele-MacInnis explicam, cada um, parte das evidências, e levam a estratégias de exploração diferentes. Em julho de 2026, uma equipe liderada por Stefan Peters, com Troll entre os autores, relatou evidências de isótopos triplos de oxigênio de que a própria magnetita de Kiruna contém oxigênio herdado de sulfato evaporítico, o que aproxima o depósito-tipo do campo da assimilação. Se a assimilação de evaporito é essencial, como defende o grupo de Alberta, os geólogos de exploração deveriam procurar onde intrusões cortam bacias sedimentares com sal. Se líquidos imiscíveis ricos em ferro são a chave, o estado de oxidação e o teor de água do magma parental importam mais.
A magnetita mais antiga com uma história a contar pode estar dentro de cristais de zircão de Jack Hills, na Austrália Ocidental. John Tarduno, da Universidade de Rochester, e colegas relataram na Science, em 2015, que inclusões de magnetita em zircões com idades de até 4,2 bilhões de anos carregam uma remanência adquirida quando os zircões se formaram, o que significaria que a Terra já tinha, no Hadeano, um campo magnético e a proteção que ele dá à atmosfera. Outros contestaram cada etapa. A microscopia eletrônica de transmissão mostrou depois que toda a magnetita que se conseguiu encontrar nos zircões de Jack Hills era secundária, crescida em zonas danificadas pela radiação e ao longo de discordâncias cristalinas muito depois da cristalização. Cauê Borlina, trabalhando com Benjamin Weiss no MIT, concluiu em 2020 que a maioria dos grãos registra mal o campo magnético e que a existência de um dínamo antes de 3,5 bilhões de anos atrás continua desconhecida. Em 2023, Richard Taylor e colegas dataram o próprio ferro: a tomografia por sonda atômica mostrou nanoaglomerados com chumbo de duas idades, 3,4 bilhões e menos de 2 bilhões de anos, e o ferro só apareceu no conjunto mais jovem, em cerca de metade de seus aglomerados. O campo pode muito bem ter existido no Hadeano, mas a magnetita desses zircões ainda não consegue mostrar que existiu.
O meteorito Allan Hills coloca, em escala menor, um problema de origem semelhante. David Barber e Edward Scott mostraram por microscopia eletrônica, em 2002, que grande parte de sua magnetita cresceu no estado sólido onde um carbonato ferrífero se decompôs, muito provavelmente durante o aquecimento por impacto, e não exige nenhuma biologia. Kathie Thomas-Keprta e colegas do Centro Espacial Johnson responderam em 2009 que cerca de um quarto dos cristais é puro e regular demais em forma para ter se formado assim. Nenhum teste resolveu qual leitura é a correta, e o efeito duradouro do episódio foi um conjunto de critérios muito mais rigorosos para chamar qualquer cristal de magnetita de fóssil.
Mais perto de casa, há magnetita na cabeça humana, e sua origem é contestada. Joseph Kirschvink e colegas do Caltech relataram em 1992 que o tecido cerebral humano contém pelo menos 5 milhões de cristais de magnetita de domínio único por grama, e mais de 100 milhões por grama nas membranas que envolvem o cérebro, e consideraram que os cristais eram produzidos pelo próprio corpo. Em 2016, Barbara Maher, da Universidade de Lancaster, e seus coautores examinaram tecido cerebral de 37 pessoas que haviam vivido na Cidade do México ou em Manchester. Encontraram abundantes nanopartículas arredondadas de magnetita, cujas formas coincidem com as de partículas produzidas por combustão e frenagem e diferem dos cristais angulosos de origem biogênica. Essas partículas são pequenas o bastante para chegar ao cérebro pelo nervo olfativo. Se elas contribuem para doenças neurodegenerativas não está comprovado, e se os cristais biogênicos fazem alguma coisa, inclusive o sentido magnético que Kirschvink testou em voluntários, também é uma questão em aberto.
Dois enigmas mais antigos também continuam ativos. Oitenta e sete anos depois de sua descoberta, os físicos ainda tentam entender como a instabilidade eletrônica e a ordem de carga na transição de Verwey se impulsionam mutuamente, e a análise de 2025 de Carpenter e colegas é a tentativa mais recente. Os geólogos sedimentares ainda não decidiram quanto da magnetita das formações ferríferas bandadas é precipitado primário e quanto cresceu durante o soterramento, o que determina se essas rochas podem ser lidas como registros da água do mar pré-cambriana. Para um mineral cuja fórmula tem sete átomos, a magnetita mantém ocupado um número incomum de laboratórios.
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