Em 29 de dezembro de 1932, uma caminhonete Ford Model A parou, rangendo, num corredor entre dunas lineares, cerca de 150 quilômetros ao norte do planalto de Gilf Kebir. Patrick A. Clayton, topógrafo do Egyptian Desert Survey, desceu num chão de cascalho e pegou um pedaço amarelo e translúcido que, a um primeiro olhar, parecia o fundo de uma garrafa descartada. Em uma hora, havia recolhido vários quilos de fragmentos semelhantes, espalhados pelo piso do corredor entre as cristas de areia paralelas daquilo que mais tarde seria mapeado como o sul do Grande Mar de Areia. Levou o material de volta ao Cairo, enviou amostras a Leonard James Spencer, do British Museum, e em 1934 os dois assinaram em coautoria a primeira descrição científica da substância, na Mineralogical Magazine (Clayton e Spencer, 1934).
Spencer deu-lhe o nome de vidro do deserto da Líbia. Sugeriu que ele havia precipitado, de algum modo, de águas subterrâneas ricas em sílica no leito seco de um lago. Estava errado. Mas quase tudo o que aconteceu desde então na ciência desse material — os estudos de zircão, a química, as discussões sobre explosões aéreas, a busca por uma cratera soterrada — remonta àquela tarde de dezembro de 1932 e a um escaravelho amarelo que, havia sete anos, repousava numa vitrine de um museu do Cairo, sem que ninguém o reconhecesse, no ornamento peitoral de um faraó adolescente.
Composição: 96,5–99% em massa de SiO₂. Idade: ~29 Ma (Eoceno tardio). Localização: Grande Mar de Areia, oeste do Egito, ~25° N 25–26° E. Densidade: 2,21 g/cm³. Índice de refração: 1,4616. Campo de dispersão: ~6.500 km² (~2.500 km² de núcleo denso). Formação: impacto de meteorito em hipervelocidade (confirmado por zircão FRIGN, 2019).
O que o material realmente é
O vidro do deserto da Líbia, abreviado como LDG na literatura e às vezes chamado de vidro do Grande Mar de Areia, é um dos vidros naturais mais puros da Terra. O teor total de sílica fica entre cerca de 96,5 e 99% em massa de SiO2, com a maioria das análises concentrada perto de 98% (Barrat et al., 1997; Koeberl, 1997). O restante, de um a três por cento, é uma fina mancha de Al2O3, FeO, TiO2 e álcalis em teores menores. A densidade é de cerca de 2,21 g/cm3. O índice de refração medido por Spencer e confirmado por pesquisadores posteriores é de aproximadamente 1,4616, um valor incomumente baixo, que reflete quão próximo o vidro está da sílica pura fundida (Koeberl, 1997). Para comparação, o vidro comum de janela refrata a cerca de 1,52, e a maioria dos tectitos, entre 1,49 e 1,52.
A cor dominante é um amarelo-canário pálido, ligeiramente esverdeado. As peças variam de quase límpidas como água a branco-leitoso. Uma minoria exibe estrias marrom-fumê ou cinzentas. Algumas peças contêm inclusões escuras: em geral lamelas ou fitas finas enriquecidas em ferro, magnésio, alumínio, titânio, níquel e cromo em relação à matriz (Greshake et al., 2010; Pratesi et al., 2002). Pratesi e colegas usaram microscopia eletrônica de transmissão para mostrar que essas estrias escuras não são contaminação. São uma emulsão congelada de dois fundidos silicáticos imiscíveis. As esférulas de 100 nanômetros embutidas nas camadas escuras têm uma razão (Mg + Al + Fe) : Si próxima de 1, uma textura observada em outros vidros de impacto, mas nunca em vidros vulcânicos (Pratesi et al., 2002).
Dentro de quase todos os fragmentos, mesmo os mais límpidos, encontram-se schlieren, tênues bandas de fluxo que registram a viscosidade do fundido original enquanto ele era cisalhado e resfriado, e grãos de lechatelierita, um mineraloide de SiO2 amorfo que só se forma acima de cerca de 1.700 °C. A lechatelierita ocorre em fulguritos formados por raios e em vidros de impacto, e praticamente em nenhum outro lugar; as rochas da crosta raramente chegam a 1.700 °C e, quando chegam, cristalizam em vez de serem resfriadas bruscamente até virar vidro. O teor de lechatelierita do LDG é alto o bastante para que o vidro possa ser considerado uma matriz parcialmente digerida de grãos de SiO2 não fundidos, incrustados em sílica fundida.
Outros minerais relictos sobrevivem à fusão em pequenas quantidades. A cristobalita, um polimorfo cristalino de alta temperatura do quartzo, ocorre em forma de agulhas e ripas. A badeleíta (ZrO2) aparece como produto da decomposição térmica do zircão. A mulita, uma fase de Al-Si que exige temperaturas acima de cerca de 1.000 °C e pressão atmosférica, foi documentada no interior de inclusões esbranquiçadas (Greshake et al., 2018). O próprio zircão aparece de duas formas: grãos raros, não alterados, e os agregados neoblásticos granulares, muito mais comuns, nos quais o mineral original foi recristalizado no próprio local. Esses zircões granulares foram o que, por fim, resolveu o debate sobre como o vidro se formou.
As peças individuais vão de lascas do tamanho de um grão de areia a placas que pesam dezenas de quilos. As maiores peças catalogadas chegam a cerca de 26 kg, embora o próprio Clayton tenha coletado, em sua viagem original de 1932, peças de até cerca de 7,6 kg (16,5 libras), e Barnes e Underwood (1976) tenham estimado a massa total preservada em todo o campo de dispersão em aproximadamente 1,4 × 10⁹ gramas, ou 1.400 toneladas; a massa original, antes da erosão, provavelmente era muito maior.
O campo de dispersão
O vidro ocupa uma área aproximadamente oval no canto sudoeste do Grande Mar de Areia, em torno da latitude 25° N e das longitudes 25° a 26° E, perto da atual fronteira entre o Egito e a Líbia. As estimativas da área do campo de dispersão variam conforme se contam os fragmentos periféricos transportados pelo vento. Koeberl indica uma área central de cerca de 2.500 km2; o valor mais citado, de 6.500 km2, inclui peças esparsas levadas pelo vento para além dos densos depósitos centrais (Koeberl e Ferrière, 2019). O campo principal denso mede cerca de 40 km de norte a sul por 20 km de leste a oeste.
A geografia importa. Nessa região, o Grande Mar de Areia se organiza em longas dunas lineares de direção norte-sul, cada uma com 20 a 30 metros de altura, separadas por corredores de cascalho com 1,5 a 2,5 quilômetros de largura. As dunas são formas longitudinais de movimento lento, moldadas por ventos persistentes do norte, e os corredores entre elas são estáveis o bastante para que os fragmentos que repousam em seu piso fiquem expostos por dezenas de milhares de anos sem serem soterrados. O LDG se concentra nos corredores, e não nas cristas das dunas. O vidro é mais denso que a areia de quartzo e resiste à saltação ascendente, e o piso dos corredores é varrido pelo vento até restar um depósito residual de deflação, de material mais grosso. Ao sul do campo de dispersão ergue-se o Gilf Kebir, um planalto de arenito de 7.770 km2 que se eleva cerca de 300 m acima do deserto ao redor, composto em grande parte pelo Arenito Núbio, do Cretáceo. O planalto atua como uma sombra de vento e como fonte de fragmentos do substrato rochoso que se interdigitam com o cascalho portador de LDG.
O local também é um dos mais secos do planeta. A precipitação média anual no Gilf Kebir fica bem abaixo de 0,1 mm, e o índice de aridez ultrapassa 200, o que significa que a energia solar incidente poderia evaporar duzentas vezes a precipitação anual, se houvesse água líquida disponível. Essa hiperaridez é parte do motivo pelo qual o LDG sobrevive em tamanha quantidade. O vidro é metaestável, e a maioria dos vidros naturais se desvitrifica ou é intemperizada em poucos milhões de anos em climas temperados. O cenário saariano preserva um material de 29 milhões de anos como se tivesse esfriado na semana passada.
A idade
Três métodos geocronológicos independentes foram aplicados ao LDG, com resultados em geral consistentes.
As primeiras tentativas sérias usaram a datação por K-Ar, mas o vidro é tão pobre em potássio (tipicamente 0,01 a 0,05% em massa de K2O) que a produção de argônio radiogênico fica no limite da resolução analítica. Matsubara e colegas obtiveram 58,3 ± 16,4 Ma, idade geralmente considerada comprometida pela contaminação por argônio atmosférico e pelo problema de baixa relação sinal-ruído inerente a amostras vítreas pobres em K (Horn et al., 1997).
A datação por traços de fissão funciona muito melhor. A fissão espontânea do 238U produz traços de dano no vidro a uma taxa conhecida, e esses traços podem ser contados ao microscópio depois de um ataque químico. Storzer e Wagner (1977) obtiveram uma idade de platô por traços de fissão de 29,4 ± 0,5 Ma. Bigazzi e de Michele (1996) retomaram o problema em quatro amostras de LDG e relataram idades individuais entre 26,0 ± 1,8 e 29,0 ± 1,8 Ma, com uma idade de platô média ponderada de 28,5 ± 0,8 Ma. Os dois estudos concordam dentro de um sigma. Horn e colegas (1997) acrescentaram determinações por K-Ar e por traços de fissão no mesmo artigo que introduziu as restrições isotópicas de Sr-Nd, confirmando em linhas gerais um evento do Eoceno tardio ao início do Oligoceno, por volta de 28,5 a 29,5 Ma.
Isso situa o evento formador do LDG no Eoceno tardio, perto do limite Eoceno–Oligoceno, em 33,9 Ma, mas do lado mais jovem dele. A Terra, naquela época, esfriava rumo à formação do manto de gelo da Antártida. O norte da África era uma margem costeira da Tétis, com mares rasos ao norte e um Saara emergente ao sul. O proto-Mediterrâneo era uma Tétis muito maior. Pelos padrões do tempo profundo, o evento é geologicamente recente: mais jovem que a ascensão dos cetáceos, mais antigo que o bioma moderno de gramíneas.
Ferramentas de pedra, o escaravelho e Howard Carter
As pessoas usavam o LDG muito antes de Patrick Clayton mapear o campo de dispersão. Lascas, lâminas e pequenas pontas bifaciais obtidas por lascamento do vidro aparecem em conjuntos de superfície por todo o sul do Grande Mar de Areia, datadas por associação com indústrias líticas do Pleistoceno Médio ao Tardio (Bobrowski e Czekaj-Zastawny, 2009). O vidro se trabalha de modo muito parecido com a obsidiana, produzindo lascas conchoidais cortantes quando golpeado no ângulo certo. É mais quebradiço que o chert ou o sílex, de modo que as ferramentas acabadas tendem a ser pequenas, mas um machado de mão bifacial de LDG, bem-acabado, em poder da Universidade de Cambridge, figura entre os melhores objetos pré-históricos conhecidos feitos desse material (Bobrowski e Czekaj-Zastawny relatam achados semelhantes no Saara oriental). A tecnologia desaparece no Holoceno, à medida que o Saara seca e as populações humanas recuam em direção ao Nilo.
Um pedaço de LDG também estava na descoberta arqueológica mais famosa do século XX, sem ser reconhecido por setenta e cinco anos.
Howard Carter encontrou a tumba de Tutancâmon, o faraó do Novo Império que havia reinado por volta de 1332 a 1323 a.C., em 4 de novembro de 1922. A porta lacrada foi arrombada em 26 de novembro. Passaram-se três temporadas arqueológicas completas até que a equipe chegasse ao caixão interno e à própria múmia.
Em 28 de outubro de 1925, a tampa do caixão mais interno, de ouro maciço, foi levantada na câmara funerária da KV62. A múmia estava colada ao caixão por uma resina negra endurecida; depois de tentativas fracassadas de soltá-la com o calor do deserto ao meio-dia (os caixões foram deixados por horas sob um sol de 65 °C), o corpo foi levado para a vizinha tumba de Seti II (KV15), para exame. Em 11 de novembro de 1925, os anatomistas Douglas Derry e Saleh Bey Hamdi iniciaram o desenfaixamento, trabalhando dos pés para cima. Ao longo de nove dias, registraram cerca de 143 objetos entremeados às faixas de linho: amuletos, dedeiras de ouro para os dedos das mãos e dos pés, uma adaga de ferro meteorítico junto à coxa direita, braceletes, anéis, colares e vários peitorais sobre o peito. Harry Burton, fotógrafo do Metropolitan Museum cedido à escavação, fotografou cada item in situ.
O escaravelho amarelo não estava entre eles. Vinha de outro lugar da tumba: o Tesouro, a pequena câmara lacrada atrás da câmara funerária, vista pela primeira vez em 17 de fevereiro de 1923 e só completamente esvaziada na quinta temporada da escavação. No Tesouro, havia um cofre folheado de marfim e ébano, catalogado como objeto 267 de Carter. Quando Carter e Alfred Lucas o abriram, em 1926, descobriram que ele havia sido revirado por ladrões antigos, mas ainda continha mais de quinze peitorais com incrustações de ouro e um cinto, originalmente embrulhados em linho e lacrados. Um dos peitorais, o Carter 267d, era uma composição alada construída em torno de um escaravelho amarelo-esverdeado.
O próprio Carter achava que o escaravelho era de calcedônia, uma variedade de quartzo de granulação fina usada rotineiramente na joalheria da XVIII dinastia. Essa identificação ficou incontestada, em todas as publicações e etiquetas de museu posteriores, durante sete décadas. Então, em 1996, o mineralogista italiano Vincenzo de Michele examinou as propriedades ópticas da gema, em condições não destrutivas, enquanto o peitoral estava em exibição temporária. O índice de refração não era o da calcedônia. Era o do LDG. De Michele publicou a identificação na revista Sahara em 1998: o corpo do escaravelho havia sido talhado em um único fragmento de vidro do deserto coletado, presumivelmente, em algum ponto do Grande Mar de Areia e levado por centenas de quilômetros de terreno saariano até os joalheiros do vale do Nilo, em Tebas (de Michele, 1998).
É a única joia egípcia conhecida que contém LDG. O escaravelho representa Khepri, o deus solar do sol nascente. A escolha do material pode ter sido estética, ou pode ter sido deliberada: um vidro que caiu do céu, usado para representar o nascer do sol, no peito de um rei sepultado com uma lâmina de adaga feita de ferro meteorítico. Tutancâmon foi enterrado com dois objetos de origem extraterrestre: uma lâmina de adaga de ferro junto à coxa e um escaravelho fundido por um asteroide, num cofre na câmara ao lado.
Impacto ou explosão aérea?
Que o LDG havia passado por altas temperaturas era óbvio desde o início, e a lechatelierita resolveu a questão de o material ter ou não sido fundido. A pergunta mais difícil era como a fusão havia ocorrido.
Na década de 1990, duas hipóteses dominavam. A primeira sustentava que um meteorito rochoso, talvez com 100 a 300 metros de diâmetro, atingiu o solo do deserto em hipervelocidade e produziu uma cratera. A onda de choque e o pulso térmico subsequente fundiram o arenito do alvo subjacente. A sílica fundida foi ejetada, resfriou-se em voo ou na superfície e ficou preservada nos corredores de cascalho do futuro Grande Mar de Areia. A própria cratera ou foi soterrada, ou foi erodida, ou simplesmente ainda não foi encontrada.
A segunda sustentava que nunca se formou nenhuma cratera de impacto. Em vez disso, um corpo que chegava se fragmentou e detonou na atmosfera: uma explosão aérea ao estilo de Tunguska, só que maior. A bola de fogo irradiou para baixo, aquecendo a superfície do deserto acima do ponto de fusão da sílica sem gerar pressão de choque significativa. O vidro resultante seria uma película de areia fundida junto à superfície, uma versão enormemente ampliada da trinitita produzida pelo primeiro teste nuclear em Alamogordo, em 1945.
Mark Boslough e David Crawford, dos Sandia National Laboratories, construíram o argumento da explosão aérea com simulações de hydrocode publicadas na International Journal of Impact Engineering em 2008. Suas simulações com o código CTH mostraram que um asteroide que explode não se comporta como uma explosão pontual em altitude. O centro de massa do bólido continua descendo como um jato coerente de gás em expansão e alta temperatura, percorrendo uma fração significativa da altitude da explosão antes de se tornar subsônico. O jato transfere sua energia cinética e térmica à superfície ao longo de uma ampla área. O trabalho deles implicava que o LDG poderia plausivelmente se formar a partir de um corpo na faixa de 100 megatons explodindo a baixa altitude (Boslough e Crawford, 2008).
O argumento a favor das explosões aéreas na atmosfera como uma categoria de perigo ganhou enorme impulso com o que aconteceu em 15 de fevereiro de 2013 sobre Cheliabinsk. Um asteroide rochoso de 20 metros entrou na atmosfera a cerca de 19 km/s, fragmentou-se a 30 km de altitude e liberou aproximadamente 500 quilotons de energia, cerca de trinta Hiroshimas — nenhuma parte dela transferida ao solo na forma de formação de cratera, boa parte dela transferida como uma onda de choque que estilhaçou janelas em seis cidades e feriu cerca de 1.500 pessoas. Cheliabinsk tornou concretos os perigos das explosões aéreas e fez a hipótese da explosão aérea para o LDG parecer mais plausível por analogia. Se um corpo de 20 metros podia quebrar janelas, o que um corpo de 100 ou 300 metros poderia fazer com um trecho de deserto do Eoceno?
As implicações para a defesa planetária eram diretas: se explosões aéreas de baixa altitude de 100 megatons podem produzir campos de fusão de 6.500 km², esses eventos são muito mais perigosos do que impactos formadores de crateras de energia equivalente, porque afetam áreas de superfície maiores. A frequência esperada de um evento assim é de aproximadamente uma vez a cada 10.000 anos, o que o coloca dentro do horizonte de planejamento da civilização humana de uma maneira que o intervalo de recorrência de 100 milhões de anos dos impactos da escala de Chicxulub não faz.
Por cerca de uma década, a hipótese da explosão aérea foi a mais bem respaldada das duas. Então os zircões se pronunciaram.
O resultado da reidita
Em 2019, Aaron Cavosie, da Universidade Curtin, e Christian Koeberl, da Universidade de Viena, publicaram na Geology um artigo com um dos títulos mais incisivos da literatura recente sobre impactos: “Overestimation of threat from 100 Mt–class airbursts? High-pressure evidence from zircon in Libyan Desert Glass” (Cavosie e Koeberl, 2019).
O argumento se apoia numa assinatura mineralógica específica. O zircão, o silicato de zircônio ZrSiO4 pobre em cálcio e magnésio, tem uma estrutura cristalina tetragonal estável em quase toda a faixa de pressões e temperaturas da crosta. Acima de cerca de 30 GPa de pressão de choque, porém, o zircão sofre uma transformação em estado sólido para um polimorfo mais denso, chamado reidita, que tem uma estrutura tetragonal do tipo scheelita (grupo espacial I41/a) e uma densidade cerca de dez por cento maior que a do zircão comum. A reidita foi sintetizada em laboratório pela primeira vez em 1969 e foi aprovada como mineral natural pela IMA depois de sua descoberta na cratera de impacto da baía de Chesapeake. Desde então, foi documentada em menos de uma dezena de locais de impacto confirmados em todo o mundo. Nunca é encontrada em contextos vulcânicos, hidrotermais ou sedimentares. O limiar de pressão de choque para sua formação, cerca de 30 GPa, equivalente a aproximadamente 300.000 atmosferas, não pode ser atingido por nenhum processo da crosta terrestre a não ser o impacto de meteoritos.
A reidita também é instável em altas temperaturas. Quando o pulso pós-choque aquece a rocha afetada acima de cerca de 1.200 °C, a reidita reverte a zircão. Mas essa reversão não apaga a memória estrutural da fase de alta pressão. O zircão revertido recristaliza como um mosaico de pequenos neoblastos granulares, cujas orientações cristalográficas se relacionam de modo sistemático com a rede cristalina da reidita original. A técnica para reconstruir a antiga reidita a partir das orientações cristalográficas dos neoblastos granulares, usando difração de elétrons retroespalhados (EBSD), foi desenvolvida por Cavosie e colegas em 2018, em amostras da estrutura de impacto de Woodleigh (Cavosie et al., 2018). Aplicado ao LDG, o mesmo método permitiu a Cavosie e Koeberl reconstruir a geometria de uma reidita que já não existia. O termo técnico é zircões FRIGN, sigla em inglês de “former reidite in granular neoblastic” (zircão neoblástico granular de antiga reidita). As relações de orientação são diagnósticas. Não podem ser produzidas por nenhum processo puramente térmico. Exigem tanto o choque quanto o aquecimento posterior.
Cavosie e Koeberl examinaram 101 grãos de zircão separados de amostras de LDG, e um subconjunto deles exibiu a textura FRIGN. A implicação é mecânica: em algum momento da formação do vidro, as rochas originais sofreram pressões de choque de pelo menos 30 GPa. Essa pressão não pode ser gerada por uma explosão aérea na atmosfera, por mais energética que seja. As explosões aéreas produzem temperaturas suficientes para fundir a sílica, mas não ondas de choque com pressões de pico de dezenas de gigapascais na superfície do solo. Para obter reidita, é preciso um objeto que atinja fisicamente o solo.
O artigo de 2019 encerrou, na prática, o debate entre impacto e explosão aérea. Os trabalhos posteriores o matizaram, em vez de derrubá-lo. A interpretação da reidita como precursora foi debatida, com caminhos alternativos para a formação do zircão neoblástico granular propostos na literatura posterior, mas a origem por choque continua sendo a leitura consensual.
Mais evidências de choque: zircônia cúbica e ortho-II
Em 2023, Elizaveta Kovaleva, do GFZ-Potsdam e da Universidade do Cabo Ocidental, com colegas do Egito, da Alemanha e do Marrocos, publicou na American Mineralogist um estudo de microscopia eletrônica de transmissão que levou o argumento da alta pressão mais longe (Kovaleva et al., 2023).
O foco do grupo eram os produtos da decomposição do zircão. Quando o zircão é aquecido acima de cerca de 1.673 °C, ele se decompõe em ZrO2 (zircônia) mais SiO2. A zircônia tem vários polimorfos. O grupo de Kovaleva encontrou quatro deles dentro de amostras de LDG. A maioria era das esperadas formas de alta temperatura — monoclínica, tetragonal e cúbica, sendo a zircônia cúbica o material de gema familiar das bijuterias, estável acima de cerca de 2.250 °C. O polimorfo inesperado era o ZrO2 ortorrômbico, no grupo espacial Pnma, conhecido na literatura de ciência dos materiais como ortho-II ou OII. O OII tem uma estrutura cristalina do tipo cotunita (PbCl2) e um campo de estabilidade entre aproximadamente 12,5 e 24 GPa. É metaestável à pressão ambiente depois de resfriado bruscamente, mas não pode se formar em nenhuma pressão abaixo do limite inferior de seu campo de estabilidade.
A presença de OII nos produtos da decomposição do zircão do LDG é um segundo indicador independente de alta pressão. Onde o zircão FRIGN implica uma pressão de choque ≥30 GPa, a zircônia OII implica pelo menos 12,5 GPa, e provavelmente mais. As duas linhas convergem: o fundido que se tornou LDG não foi um simples produto térmico da radiação atmosférica, mas passou por um pulso de choque breve e intenso, do tipo que só um impacto de hipervelocidade na superfície produz.
A isso se pode somar a assinatura geoquímica do próprio impactor. Barrat e colegas (1997) mediram as abundâncias dos elementos do grupo da platina (EGP) nas estrias escuras de amostras de LDG. O padrão de EGP, normalizado pelas abundâncias condríticas, é essencialmente plano, a assinatura diagnóstica de contaminação meteorítica. O irídio, em particular, está enriquecido nas estrias escuras, em relação ao vidro limpo, por fatores superiores a dez. Koeberl ampliou esse trabalho com medições de isótopos de ósmio, encontrando razões 187Os/188Os compatíveis com um componente condrítico do projétil de aproximadamente 0,05% em massa no vidro como um todo (Koeberl, 1997, 2000). O cromo e o níquel mostram o mesmo padrão. O que quer que tenha atingido o deserto era inequivocamente extraterrestre e deixou um vestígio de seu próprio metal misturado ao fundido de sílica.
A cratera que falta
Nada disso resolve o problema mais incômodo de todo o assunto. Se um impacto de hipervelocidade produziu o LDG, onde está a cratera?
Conhecem-se duas estruturas de impacto no leste da Líbia, ambas a poucas centenas de quilômetros do campo de dispersão. A Estrutura BP, também chamada de Jebel Dalma, fica em 25°19′ N, 24°20′ E, a cerca de 165 km a nordeste do oásis de Kufra. É um conjunto profundamente erodido de três cristas concêntricas, com um diâmetro externo atual de 3,2 a 3,4 km. A cratera Oasis, a 90 km ao sul, em 24°35′ N, 24°24′ E, preserva um anel topográfico de 5,1 km de diâmetro, com a borda original estimada em 11,5 km, ou possivelmente 18 km, com base em dados de radar. Ambas se formaram no Arenito Núbio do Cretáceo Inferior, a mesma rocha-alvo que fica sob o campo de dispersão do LDG (Koeberl, Reimold e Plescia, 2005). Ambas contêm cones de estilhaçamento e quartzo de impacto, documentados por French, Underwood e Fisk em 1974. São crateras de impacto inequívocas.
Também têm a idade errada. A rocha hospedeira é do Cretáceo Inferior, de cerca de 140 a 120 Ma, e as duas crateras cortam essa rocha e, portanto, são mais jovens do que ela, mas nenhuma foi datada diretamente. As relações estratigráficas e erosivas, nos dois casos, apontam para uma formação bem anterior ao Eoceno tardio, quase certamente pré-cenozoica, e possivelmente do próprio Cretáceo. O evento do LDG, de 29 Ma, não pode tê-las produzido. Por outro lado, não se encontrou material ejetado vítreo com a composição do LDG dentro ou ao redor de nenhuma das duas crateras.
As crateras BP e Oasis são, portanto, curiosidades, e não soluções: demonstram que o deserto do leste da Líbia foi atingido por objetos de bom tamanho no tempo profundo, mas não são a fonte do vidro amarelo.
Koeberl e Ferrière (2019) seguiram uma linha de evidência alternativa. Examinaram amostras do substrato de arenito de dentro do próprio campo de dispersão do LDG e identificaram grãos de quartzo de impacto com feições de deformação planar (PDFs): outro indicador de choque de alta pressão. As PDFs implicam que o local do impacto está no próprio campo de dispersão, mas que a cratera foi profundamente erodida e possivelmente soterrada por areia do Quaternário. Eles propuseram uma estrutura hipotética de vários quilômetros de diâmetro sob as dunas. Nenhuma estrutura em anel nítida, anomalia gravimétrica ou assinatura magnética foi confirmada.
A situação não é inédita. A maioria dos grandes campos de dispersão de tectitos tem crateras de origem conhecidas: as moldavitas remontam à cratera de Ries, no sul da Alemanha; os tectitos norte-americanos remontam à estrutura de impacto da baía de Chesapeake; as ivoritas remontam à cratera Bosumtwi, em Gana. Os tectitos australasianos, espalhados por um décimo da superfície da Terra, da Indochina à Antártida Oriental, ficaram mais de um século sem uma cratera conhecida, até que, em 2020, Kerry Sieh e colegas do Earth Observatory of Singapore propuseram, na PNAS, que a fonte australasiana está soterrada sob o campo vulcânico de Bolaven, de 910 km³, no sul do Laos: uma cratera de ~15 km que, segundo eles, estaria oculta por derrames de basalto posteriores ao impacto (Sieh et al., 2020). A hipótese continua contestada — Mizera (2022) demonstrou problemas geoquímicos e de evidências de campo no modelo — e o debate prossegue, mas ela ilustra como uma cratera de origem soterrada pode escapar à detecção por um século.
A confirmação exigirá perfuração, mas crateras ocultas existem. Uma estrutura de 29 milhões de anos, com um a três quilômetros de diâmetro, em areia saariana em constante movimento e desnudada pelo soerguimento cenozoico da bacia de Al Kufra, pode ser muito difícil de encontrar.
As evidências de choque provam que houve um impacto. A cratera continua desaparecida.
A trilha geoquímica
Se você não consegue encontrar a cratera, às vezes consegue encontrar a rocha-alvo. A estratégia é comparar a química do vidro com a química de arenitos candidatos da região e procurar uma correspondência.
Os primeiros trabalhos sugeriam uma resposta óbvia. O Arenito Núbio exposto no Gilf Kebir e no sul do Grande Mar de Areia é uma formação madura, rica em quartzo, do Cretáceo Inferior, depositada em ambientes fluviais e marinhos rasos. Seu teor total de sílica é comparável ao do LDG. Suas razões de elementos-traço se aproximam das dos folhelhos pós-arqueanos. Barrat e colegas (1997) usaram análise por plasma indutivamente acoplado em dez amostras de LDG e concluíram que o material original era um arenito maduro pós-arqueano, composto de grãos de quartzo recobertos por caulinita, óxidos de FeTi e fases acessórias. O enriquecimento em elementos terras raras leves (Lan/Smn = 4,2–4,5) e as anomalias negativas de Eu (Eu/Eu* = 0,6–0,75) são assinaturas típicas de manual da crosta superior sedimentar.
O trabalho com isótopos complicou o quadro. Schaaf e Müller-Sohnius (2002) mediram razões isotópicas de Sr e Nd em sete amostras de LDG e cinco amostras de arenito coletadas na área do campo de dispersão. As amostras de LDG deram razões 87Sr/86Sr de 0,71219 a 0,71344 e valores de εNd de −16,6 a −17,8. Os arenitos de superfície deram Sr menos radiogênico (0,70910–0,71053) e εNd menos negativo (−6,9 a −9,6). As composições isotópicas do LDG não correspondiam à areia superficial moderna do Grande Mar de Areia, mas, em última análise, a uma fonte do embasamento cristalino de idade pan-africana (~540 Ma), rochas pré-cambrianas que devem existir em profundidade sob a coluna de arenito. Os sistemas Sr e Nd não foram zerados pelo evento de impacto, o que preserva no vidro a idade herdada do embasamento. Pratesi e colegas (2002) chegaram a conclusões compatíveis a partir da petrografia das texturas de imiscibilidade de silicatos.
Um trabalho mais recente de Sighinolfi e colegas (2020) estendeu a busca por elementos-traço e isótopos de Sr para além das areias superficiais, chegando às formações sedimentares mais profundas das terras altas do Gilf Kebir, com idades do Cretáceo Superior ao Siluriano. Eles encontraram candidatas a rocha-alvo, mas não identificaram uma correspondência definitiva. O arenito original do LDG parece ter sido um quartzo-arenito cujo zircão detrítico e, em última análise, cuja assinatura isotópica pan-africana apontam para material reciclado do embasamento pré-cambriano: um sedimento com memória longa.
O trabalho com isótopos de oxigênio acrescentou uma terceira restrição. Longinelli e colegas (2011) mediram valores de δ¹⁸O em amostras de LDG e os compararam com os de arenitos e areias da região. Os valores do vidro coincidiram com a faixa isotópica de oxigênio do conjunto dos sedimentos superficiais e subsuperficiais da área do campo de dispersão, o que é compatível com um alvo sedimentar local, e não com uma fonte profunda da crosta para a própria sílica, ainda que os sistemas Sr e Nd apontem para uma proveniência do embasamento pan-africano para os grãos detríticos originais. Os dois sinais não são contraditórios: o oxigênio registra o alvo imediato; o Sr-Nd registra de onde os grãos de areia foram, em última análise, intemperizados.
A esse componente crustal soma-se a contribuição meteorítica condrítica medida por Koeberl (1997) e confirmada pelos isótopos de ósmio: aproximadamente 0,05% em massa. Esse número parece minúsculo, mas é característico dos fundidos de impacto em geral. A maior parte do projétil se vaporiza e se dispersa; apenas um vestígio se mistura ao vidro. O valor de 0,05% corresponde, grosso modo, a um corpo rochoso na faixa de 100 metros de tamanho, embora esses cálculos retroativos dependam do modelo.
Por que isso importa além do Egito
Os vidros de impacto de hipervelocidade são os únicos materiais formados naturalmente na Terra que registram pressões de choque de pico acima de cerca de 20 GPa, preservando, em poucos centímetros cúbicos, a física de um evento que durou milissegundos. As relações cristalográficas em um zircão FRIGN são o mais próximo que a geologia oferece de uma medição direta da onda de choque que produziu o vidro: uma impressão digital de trinta milhões de anos de um processo que nenhum ser humano jamais presenciará em tempo real e sobreviverá para contar.
A técnica desenvolvida por Cavosie e Koeberl no LDG foi estendida a outras amostras terrestres e lunares. O regolito lunar coletado pelas missões Apollo está repleto de esférulas de vidro e aglutinados produzidos por incontáveis pequenos impactos na superfície lunar, sem atmosfera, alguns contendo zircões com metamorfismo de choque próprios. Meteoritos marcianos (pedaços de Marte lançados em direção à Terra por ejeção de impacto) contêm maskelynita, o feldspato transformado por choque, olivina submetida a choque e, em alguns casos, reidita. A mesma mineralogia diagnóstica sustenta nossa leitura dos registros de impacto lunares e marcianos. O LDG é uma amostra de calibração para o Sistema Solar.
As implicações para o perigo vão no sentido oposto ao que Boslough e Crawford haviam apontado. Se o maior vidro natural conhecido da Terra foi produzido por impacto no solo, e não por explosão aérea, então explosões aéreas na escala de 100 megatons talvez não sejam realmente capazes de produzir campos de fusão como esses, o que significa que nossa estimativa da assinatura geológica do perigo representado pelas explosões aéreas precisa ser revista. As explosões aéreas continuam perigosas para as cidades de qualquer modo; os efeitos da onda de explosão não dependem da formação de crateras. Mas o registro geológico de explosões aéreas passadas pode ser mais escasso do que se temia, e a taxa de recorrência inferida de eventos “assassinos de cidades” talvez precise ser recalibrada de acordo. Identificar a marca de cada tipo importa para prever o próximo.
Como amostra de mão, o LDG é uma das identificações mais diretas da família dos vidros naturais. Sua cor amarela característica, a baixa densidade, a composição de sílica quase pura e o brilho vítreo, muitas vezes combinados com superfícies de ventifacto marcadas pelo vento, o distinguem da maioria das outras gemas e vidros amarelos. Um índice de refração próximo de 1,46, mensurável com um refratômetro gemológico comum, o separa claramente da calcedônia, do citrino e do vidro comum, de 1,52. Confirmar uma peça candidata comparando-a com um espécime de referência de procedência documentada continua sendo o teste de campo mais simples (e as propriedades ópticas e físicas que distinguem os vidros naturais das sílicas criptocristalinas são tratadas em nosso guia de identificação de rochas). O mercado econômico é pequeno, e a maior parte do campo de dispersão fica em um deserto egípcio remoto, sujeito a restrições de licença e de segurança, mas foi coletado ao longo do último século material suficiente para encher vitrines de museus no mundo todo.
Há também um contexto planetário mais amplo. A Terra é um dos poucos corpos rochosos do Sistema Solar em que o vidro de impacto desaparece por intemperismo em poucos milhões de anos. Em Marte, orbitadores identificaram espectroscopicamente vidros de impacto na superfície; a superfície da Lua é um arquivo de 4,5 bilhões de anos de aglutinados de impacto; a superfície fortemente craterizada de Mercúrio presumivelmente abriga material comparável. A física de milissegundos que produz um tectito deixa impressões digitais geoquímicas que podem ser lidas décadas depois de a rocha ter sido recolhida pela primeira vez, às vezes por um topógrafo que tomou o primeiro pedaço pelo fundo de uma garrafa.
De volta ao peitoral
O escaravelho é pequeno. O corpo mede apenas alguns centímetros de largura. Está montado, com as asas estendidas de ouro e lápis-lazúli incrustado, num peitoral que foi guardado num cofre envolto em linho no Tesouro de um rei adolescente que morreu por volta de 1323 a.C., um rei sepultado com uma adaga de ferro meteorítico junto à coxa e, na câmara ao lado, um fragmento de um asteroide explodido, esculpido na forma do sol nascente.
Ninguém na Tebas da XVIII dinastia sabia o que era aquela pedra amarela. Carter, três mil anos depois, também não sabia; registrou-a como calcedônia e deixou assim. A peça ficou no Museu Egípcio do Cairo por setenta e três anos antes de Vincenzo de Michele medir o índice de refração. As medições de elétrons retroespalhados de Aaron Cavosie, que acabariam por rastrear o material original do vidro até um impacto de hipervelocidade no deserto do Eoceno, a cerca de mil quilômetros a oeste da tumba, ainda estavam vinte e um anos no futuro quando De Michele publicou.
O escaravelho no peito do rei menino é feito de um vidro formado 29 milhões de anos antes de existir qualquer ser humano, num continente que era mais verde e mais úmido e ainda não tinha exatamente a mesma forma do que conhecemos. A rocha original era um arenito cujos próprios grãos haviam sido intemperizados de um embasamento pré-cambriano formado pela orogenia pan-africana há cerca de 540 milhões de anos, quando os primeiros animais de concha dura estavam apenas começando a aparecer nos oceanos do Ediacarano. O Saara transformou esse embasamento em areia, a areia em arenito, e um asteroide transformou o arenito em vidro. Um artesão do Pleistoceno transformou um fragmento do vidro em uma lasca. Um joalheiro tebano transformou a lasca em um escaravelho. Carter e seus anatomistas encontraram o escaravelho em 1925, num corpo colado ao seu caixão. De Michele o identificou em 1996. Cavosie o ligou de volta ao deserto em 2019.
O escaravelho amarelo é um único objeto físico contínuo que vem avançando lentamente no tempo, do Eoceno tardio até a vitrine no Cairo. O peitoral está pendurado ali agora, atrás de um vidro de um tipo muito mais recente, e o escaravelho ainda capta a luz do mesmo modo como a captava no Grande Mar de Areia antes que houvesse primatas para vê-lo.
