Há um átomo de fósforo na espinha dorsal de cada molécula de DNA que existe dentro de você. Há outro no centro de cada unidade de ATP que suas células queimam para se manter vivas, e mais alguns ancorando as membranas que separam o lado de dentro do lado de fora de tudo o que respira neste planeta. Esse fósforo não foi fabricado na Terra. Ele chegou de fora, embalado em pedras que se formaram antes de existir um planeta para recebê-las, em mundos que já não existem mais, durante o primeiro milhão de anos de um Sistema Solar ainda recém-nascido. A pergunta de onde exatamente vieram esses átomos, e quem os trouxe, é uma das mais antigas e mais teimosas da cosmoquímica. Um trabalho publicado em junho de 2026 na revista Science Advances oferece uma resposta que contraria décadas de suposição: os elementos da vida não vieram de longe, das regiões geladas e distantes do Sistema Solar, mas de perto, das primeiras rochas que se condensaram quase ao lado do Sol.
O estudo, assinado por Debjeet Pathak, Rajdeep Dasgupta e Naidhruv Iyer, do Departamento de Ciências da Terra, Ambientais e Planetárias da Universidade Rice, em Houston, ataca um problema que parecia condenado a permanecer fora do alcance da medição. A habitabilidade de qualquer planeta rochoso depende, antes de tudo, do estoque dos chamados elementos essenciais à vida — carbono, hidrogênio, nitrogênio, oxigênio, fósforo e enxofre, os seis ingredientes sem os quais nenhuma bioquímica conhecida funciona. E esse estoque, na Terra como em qualquer outro corpo, foi herdado dos blocos de construção que se juntaram para formar o planeta. Saber de onde vieram esses elementos exige reconstruir a composição dos planetesimais que alimentaram o crescimento da Terra. O obstáculo é que os primeiros desses planetesimais simplesmente não existem mais em forma reconhecível.
Para entender por que isso é tão difícil, é preciso voltar à infância do Sistema Solar. Os corpos mais antigos que se formaram, dentro do primeiro milhão de anos a contar das inclusões ricas em cálcio e alumínio — os grãos refratários que marcam o instante zero da cronologia planetária —, aqueceram-se tão depressa por causa do decaimento do alumínio-26 radioativo que derreteram por inteiro. O metal pesado afundou rumo ao centro e formou um núcleo; a rocha silicática boiou por cima, num manto. Esses mundos diferenciados depois colidiram e foram despedaçados, e o manto rochoso, mais frágil, foi arrancado e pulverizado. O que sobrou, e o que ainda cai sobre a Terra na forma de meteoritos, são os núcleos metálicos cristalizados desses corpos destruídos. Os meteoritos de ferro são, literalmente, os caroços de planetesimais que tiveram suas cascas removidas. Reconstruir como era o corpo inteiro a partir apenas do núcleo metálico cristalizado é um exercício de engenharia reversa geoquímica que precisa desfazer, passo a passo, a cristalização do núcleo, a separação entre metal e silicato e qualquer perda de atmosfera que tenha ocorrido pelo caminho.
A alternativa seria usar os meteoritos mais comuns, os condritos, que preservam material primitivo nunca fundido. O problema é que os condritos se formaram tarde demais, entre dois e quatro milhões de anos depois das inclusões refratárias, quando boa parte da ação já tinha acontecido. Eles não podem representar a primeira leva de matéria-prima da Terra porque não estavam lá no começo. Os corpos-mãe dos meteoritos de ferro, ao contrário, são genuinamente de primeira geração. Se há alguma informação preservada sobre a química dos blocos de construção mais antigos, ela está trancada nesses núcleos de ferro e níquel.
O tamanho dessa raridade dá a medida do desafio. De todo o material que circulou no Sistema Solar primitivo, sobrou pouquíssima coisa em estado reconhecível, e os caroços metálicos dos primeiros mundos estão entre os raros sobreviventes daquela época. Cada meteorito de ferro é o fragmento solidificado do coração de um planetesimal que existiu por alguns poucos milhões de anos e depois foi triturado em colisões. As taxas de resfriamento gravadas na microestrutura dessas ligas indicam que os corpos de origem tinham entre cinco e trezentos quilômetros de diâmetro, mundos pequenos o bastante para que a gravidade jamais segurasse uma atmosfera por muito tempo, mas grandes o bastante para derreter por dentro e formar um núcleo. Ler a química original desses corpos é como reconstruir o cardápio de um banquete a partir das cinzas da cozinha, e foi precisamente esse tipo de reconstrução que a equipe de Rice se propôs a fazer com rigor inédito para o par fósforo e nitrogênio.
Por décadas, o modelo dominante para explicar a chegada dos elementos da vida à Terra apostava num episódio tardio: depois que o planeta já estava quase pronto, uma chuva de condritos carbonáceos vindos do Sistema Solar exterior teria entregue os voláteis que faltavam, a água, o carbono, o nitrogênio. A lógica tinha apelo, porque esses condritos exteriores são ricos justamente nesses ingredientes. O detalhe incômodo é que as razões entre elementos voláteis medidas na Terra silicática não fecham com essa receita. As proporções de carbono para nitrogênio e de carbono para hidrogênio do manto e da crosta terrestres descartam a acreção tardia de condritos não processados como o mecanismo principal de entrega. E os isótopos de molibdênio, titânio e cromo, que funcionam como impressões digitais da região de origem, limitam a contribuição do Sistema Solar exterior à Terra a menos de quatro por cento da massa total do planeta. A maior parte da Terra, cerca de noventa e dois por cento de sua massa, foi montada com material parecido com os condritos de enstatita, que são corpos do Sistema Solar interior.
O que faltava nessa conta era o fósforo. Quase todos os estudos sobre a entrega dos elementos da vida concentraram-se nos voláteis — carbono, hidrogênio, nitrogênio, enxofre. O fósforo, que é um elemento pouco volátil ou moderadamente volátil, recebeu muito menos atenção, e raramente alguém tentou tratá-lo ao mesmo tempo que os voláteis. Essa lacuna importa porque o fósforo e o nitrogênio se comportam de maneiras opostas, e é justamente esse contraste que os torna uma ferramenta poderosa. O nitrogênio é volátil ao extremo, com temperatura de condensação abaixo de cem kelvins, e tem caráter atmófilo, ou seja, tende a escapar para a atmosfera e a se perder. O fósforo, ao contrário, condensa-se em alta temperatura, entre setecentos e mil e cem kelvins, sob a forma de um mineral refratário chamado schreibersita, de fórmula Fe3P, um fosforeto de ferro. O fósforo não é atmófilo e permanece estável mesmo durante processos de alteração aquosa a baixa temperatura. A razão entre fósforo e nitrogênio, P/N, é portanto a razão entre um elemento que resiste e um elemento que foge, e medir como ela varia entre diferentes corpos e diferentes regiões do disco é como ler um termômetro e um cronômetro ao mesmo tempo.
Entre os seis elementos essenciais à vida, o fósforo ocupa um lugar à parte, e isso eleva ainda mais o interesse em rastrear sua origem. Ele é o mais escasso dos seis e funciona, na biologia terrestre, como nutriente limitante: a quantidade de fósforo disponível costuma ser o teto que define quanta vida um ambiente consegue sustentar, das algas de um lago às florestas de um continente. Diferentemente do carbono e do nitrogênio, o fósforo não dispõe de um grande reservatório gasoso na atmosfera de onde a biosfera possa sacá-lo conforme a necessidade. Ele fica preso em minerais, liberado a conta-gotas pelo intemperismo das rochas, e qualquer planeta que nasça pobre em fósforo nasce com um limite estreito imposto à bioquímica que poderá desenvolver. Saber quanto fósforo a Terra recebeu, e por quais mãos, é saber uma das fronteiras concretas da habitabilidade planetária.
Para destravar esse problema, a equipe de Rice precisou primeiro resolver uma questão experimental que ninguém havia enfrentado com o cuidado necessário. Quando o núcleo metálico de um planetesimal cristaliza, os elementos não se distribuem igualmente entre a parte que solidifica e a parte que permanece líquida. Alguns preferem o sólido, outros ficam no líquido residual. Para reconstruir a composição original do metal líquido a partir do que hoje se mede num meteorito de ferro, é indispensável conhecer com precisão esse coeficiente de partição, a razão entre quanto de cada elemento vai para a liga sólida e quanto fica na liga líquida. Experimentos anteriores haviam medido o comportamento do nitrogênio apenas na presença de enxofre e de carbono, ignorando o efeito do fósforo, que é o segundo elemento leve mais importante nesses núcleos depois do enxofre. Faltava saber como fósforo e nitrogênio se repartem simultaneamente.
Os pesquisadores então reproduziram, em laboratório, as condições do interior desses pequenos mundos. Num aparato de pistão-cilindro com carga axial, dentro de cápsulas de óxido de magnésio, eles misturaram pós de ferro, níquel, fósforo, com e sem enxofre, e nitrogênio, e submeteram tudo a uma pressão de dois gigapascais e a temperaturas entre mil e cinquenta e mil e seiscentos graus Celsius. A pressão de dois gigapascais é um pouco mais alta do que a estimada para o centro desses corpos, que fica em torno de um gigapascal, mas continua dentro da faixa razoável para protoplanetas do tamanho de Vesta, e a escolha teve também uma razão prática, a de evitar a oxidação do termopar que mede a temperatura em experimentos de pressão mais baixa. Estudos anteriores já haviam mostrado que a pressão pouco afeta a partição desses elementos entre sólido e líquido, de modo que a aproximação é segura. Cada experimento foi sinterizado por horas para reduzir a porosidade da cápsula, depois aquecido até a temperatura-alvo a cem graus por minuto, mantido por períodos que variaram de uma a quarenta horas, e então resfriado bruscamente pelo corte de energia. As amostras recuperadas foram polidas e analisadas numa microssonda eletrônica equipada com cinco espectrômetros, capaz de detectar nitrogênio em concentrações de algumas dezenas de partes por milhão.
Os resultados desenharam um quadro claro do comportamento dos dois elementos. O nitrogênio mostrou-se levemente incompatível com a liga sólida quando o teor de fósforo no líquido era baixo, abaixo de sete por cento em massa, o que significa que ele preferia ficar no líquido residual. Mas, à medida que o fósforo no líquido subia de sete para nove por cento, o nitrogênio passava a ser levemente compatível, migrando para o sólido. O enxofre teve efeito semelhante: quando havia bastante enxofre no líquido, o nitrogênio também era empurrado para a fase sólida. O fósforo, por sua vez, comportou-se de modo distinto, tornando-se compatível com o sólido apenas quando o enxofre no líquido ultrapassava cerca de vinte e cinco por cento em massa. Em praticamente toda a faixa estudada, o nitrogênio mostrou-se mais afeito ao sólido do que o fósforo. Com esses dados novos somados aos da literatura, a equipe construiu equações paramétricas que descrevem como cada coeficiente de partição depende da composição do líquido, e as alimentou num modelo de cristalização em batelada. Esse modelo sorteou aleatoriamente, dez mil vezes, as combinações possíveis de concentração e fração cristalizada, num procedimento de Monte Carlo, para estimar os estoques de fósforo e nitrogênio dos núcleos dos corpos-mãe. Os valores de fósforo obtidos por esse caminho coincidiram com os de modelos independentes de cristalização fracionada, um sinal de robustez.
Foi ao comparar os núcleos de regiões diferentes do Sistema Solar que apareceu o primeiro padrão revelador. Os meteoritos de ferro, assim como os condritos, dividem-se em duas grandes famílias de acordo com os isótopos de elementos refratários como o molibdênio e o níquel: os não carbonáceos, ou NC, que vêm do Sistema Solar interior, e os carbonáceos, ou CC, que vêm do exterior. Os núcleos dos corpos-mãe não carbonáceos mostraram razões P/N ligeiramente mais baixas do que os carbonáceos. A diferença ainda era sutil no nível dos núcleos, e dois grupos, o IIAB de origem interior e o IIF, chegavam a se sobrepor, em boa parte porque o IIAB carrega um estoque de fósforo no núcleo bem mais alto que os demais corpos interiores.
O quadro ganhou nitidez quando os pesquisadores deixaram de olhar apenas os núcleos e reconstruíram os corpos-mãe inteiros, somando o que teria ficado retido no manto silicático e, conforme o caso, na atmosfera. Para isso foi preciso levar em conta o estado de oxidação de cada corpo durante a diferenciação, medido em relação ao tampão ferro-wüstita, e considerar dois cenários extremos de como esses mundos teriam derretido e se separado. Num deles, batizado de oceano de magma interno, o corpo funde por dentro mas mantém o interior isolado da superfície, sem que os elementos voláteis tenham por onde escapar. No outro, o oceano de magma externo, há uma atmosfera sobre o silicato derretido, e parte do nitrogênio se perde para ela. Em ambos os cenários, surgiu uma gradação sistemática: a razão P/N cresce do interior para o exterior do Sistema Solar entre os corpos-mãe de primeira geração. Os corpos não carbonáceos, mais próximos do Sol, têm P/N mais baixo; os carbonáceos, mais distantes, têm P/N mais alto.
A separação entre os grupos IIAB e IIF, que pareciam gêmeos quando se olhava só o núcleo, revelou-se um caso instrutivo. Ela nasce das condições de oxidação distintas durante a formação do núcleo. O grupo IIAB formou-se sob condições fortemente redutoras, três ordens de grandeza abaixo do tampão ferro-wüstita, e nessas condições o fósforo, que é fortemente siderófilo quando há pouco oxigênio, escorre quase todo para o metal, deixando o silicato empobrecido. Já o grupo IIF formou-se sob condições mais oxidantes, e ali uma fração maior do fósforo permaneceu no silicato. O resultado é que o corpo IIF, que recebe mais contribuição da parte rochosa, acaba com razão P/N mais alta que o IIAB, embora os dois tenham núcleos quimicamente parecidos. A oxidação, portanto, é um maestro silencioso que rege para onde vai o fósforo.
Restava a dúvida de se o nitrogênio perdido durante o aquecimento desses corpos poderia apagar a gradação. Os condritos mostram que o nitrogênio costuma diminuir por um fator de três a cinco, raramente chegando a dez, conforme sobe a temperatura de metamorfismo. Mesmo aplicando uma perda equivalente aos corpos-mãe dos meteoritos de ferro, e mesmo supondo que apenas os carbonáceos a tivessem sofrido, a diferença de P/N entre as famílias interior e exterior sobreviveu. O sinal é real, não um artefato da perda de voláteis.
E então veio a parte mais instigadora da história, aquela que transforma um conjunto de medições numa narrativa sobre a evolução de um disco inteiro. Quando se olha para a geração seguinte de planetesimais, os condritos, o padrão não apenas desaparece como se inverte. Entre os condritos, os carbonáceos do Sistema Solar exterior têm razões P/N mais baixas que os condritos de enstatita e ordinários do interior — exatamente o oposto do que acontece com os corpos de primeira geração. Em menos de quatro milhões de anos, o gradiente de P/N do disco virou de cabeça para baixo.
A explicação que os autores propõem amarra geoquímica e dinâmica de discos numa única figura coerente. No comecinho do Sistema Solar, a região interna do disco era quente e turbulenta, agitada por uma instabilidade magnetorrotacional que mantinha o gás em movimento vigoroso. Essa turbulência gerava fortes correntes que sopravam material ao longo do plano médio do disco, da região quente e interna em direção às bordas frias e externas. O fósforo, que se condensa cedo e em alta temperatura sob a forma de schreibersita, era produzido perto do Sol e depois carregado para fora por essas correntes, enriquecendo em fósforo os corpos-mãe carbonáceos do Sistema Solar exterior. As mesmas correntes transportaram para longe quantidades enormes de inclusões refratárias de cálcio e alumínio, que de fato aparecem em abundância tanto nos corpos de ferro carbonáceos quanto nos condritos carbonáceos, uma confirmação independente de que o transporte para fora realmente aconteceu.
O nitrogênio seguiu um destino diferente nessa mesma viagem. Se os minerais refratários que carregam nitrogênio, como o nitreto de titânio e o nitreto de cromo, viajaram junto com a schreibersita e as inclusões refratárias rumo ao exterior, eles encontraram lá um ambiente mais oxidante, onde provavelmente se decompuseram, liberando e volatilizando o nitrogênio. O interior do disco, mais redutor, preservava melhor esses portadores de nitrogênio. A combinação desses processos explica por que os corpos carbonáceos ficaram relativamente pobres em nitrogênio enquanto se enriqueciam em fósforo, empurrando sua razão P/N para cima.
A inversão observada nos condritos, formados mais tarde, encaixa-se no mesmo raciocínio. Com o passar do tempo, a turbulência magnetorrotacional que alimentava as correntes para fora foi cessando, e o transporte de material refratário do interior para o exterior diminuiu. O crescimento de Júpiter, ou a formação de barreiras de pressão no disco, bloqueou a passagem desse material, fazendo com que os estoques de fósforo se igualassem entre as regiões interna e externa. Ao mesmo tempo, o disco esfriou ao longo de três a quatro milhões de anos, e esse resfriamento favoreceu a estabilização de compostos orgânicos ricos em nitrogênio no disco externo. Os condritos carbonáceos, que se formaram nesse ambiente mais frio e rico em orgânicos, acabaram com mais nitrogênio e, portanto, com razão P/N mais baixa que seus primos do interior. O disco, lido pela lente do fósforo e do nitrogênio, conta a história de sua própria transformação.
Com o comportamento dos planetesimais decifrado, os pesquisadores puderam enfim atacar a pergunta original: quem trouxe os elementos da vida para a Terra? A acreção dos planetas rochosos começou cedo, ainda durante a fase em que o disco de gás existia, num crescimento oligárquico em que planetesimais e embriões planetários já formados foram se agregando. A assinatura isotópica dos elementos refratários indica que a fase principal do crescimento da Terra foi dominada por material parecido com os condritos de enstatita. Mas esses condritos sozinhos não conseguem explicar a razão entre magnésio e silício do manto terrestre, o que sugere a participação de outros corpos além deles nos estágios iniciais. Os planetesimais do Sistema Solar exterior poderiam ter contribuído, mas os isótopos limitam essa contribuição a menos de quatro por cento. Sobrava investigar o papel dos corpos-mãe dos meteoritos de ferro, os representantes da primeira geração.
Para isso, a equipe montou um modelo de acreção em múltiplos estágios que acompanha como a razão P/N da Terra silicática evolui à medida que o planeta ganha massa. O modelo dividiu o crescimento em cem etapas, fixou a fração de massa do núcleo em torno de trinta por cento e levou em conta que o fósforo e o nitrogênio se redistribuem entre o metal que afunda e o silicato que permanece, conforme a pressão, a temperatura e o estado de oxidação reinantes em cada momento. Sob condições redutoras, o fósforo prefere o metal e o nitrogênio prefere o silicato; sob condições oxidantes, o jogo muda. Foram testados três caminhos de oxidação ao longo da acreção, um que começa redutor e vai oxidando, outro que começa oxidante e vai reduzindo, e um terceiro homogêneo, e três composições iniciais possíveis, correspondentes aos corpos não carbonáceos, aos carbonáceos e aos condritos de enstatita.
O veredito do modelo foi categórico, e independeu do caminho de oxidação escolhido. Construir a Terra apenas com condritos de enstatita produz uma razão P/N baixa demais, duas ou três ordens de grandeza abaixo do valor real do manto terrestre. Construí-la apenas com corpos carbonáceos do exterior produz uma razão P/N alta demais, pelo menos uma ordem de grandeza acima do real, e não existe mecanismo conhecido capaz de baixá-la depois da acreção. Mas construir a Terra com os corpos não carbonáceos de primeira geração, os do Sistema Solar interior, gera uma razão P/N apenas ligeiramente abaixo da observada, por um fator de cerca de dois. Quando os pesquisadores acompanharam não a razão, mas o estoque absoluto de nitrogênio do silicato, chegaram à mesma conclusão: os corpos não carbonáceos são os que mais se aproximam, deixando o nitrogênio do manto empobrecido por um fator de apenas três e meio, contra o empobrecimento de mais de uma ordem de grandeza no caso dos carbonáceos.
Alguém poderia argumentar que a perda de nitrogênio por desgaseificação, durante os impactos gigantes que marcaram a montagem da Terra, bastaria para corrigir a razão P/N de qualquer composição inicial, salvando o modelo tradicional dos condritos. Os autores demonstram que esse argumento não se sustenta quando todos os elementos são considerados juntos. Em planetas do tamanho de Marte à Terra, o nitrogênio fica majoritariamente sequestrado no núcleo, sobrando pouco no silicato para desgaseificar. Além do que, a desgaseificação de um oceano de magma não tira só nitrogênio: leva embora também carbono e hidrogênio. Sob as condições redutoras de formação do núcleo, o carbono escapa como monóxido de carbono de modo ainda mais eficiente que o nitrogênio. Se carbono e nitrogênio fossem perdidos juntos para o espaço, o resultado seria incompatível com a razão entre carbono e nitrogênio que a Terra silicática de fato exibe, que é mais alta que a dos condritos. A desgaseificação pode até ajustar o P/N, mas não consegue reproduzir, ao mesmo tempo, as outras razões entre elementos da vida.
O argumento decisivo, porém, veio dos isótopos de nitrogênio. O condrito carbonáceo do tipo CI exibe valores de delta-15-N fortemente positivos, em torno de mais quarenta e quatro por mil, enquanto a análise de basaltos das dorsais oceânicas indica que a Terra silicática tem cerca de menos cinco por mil, e o manto primordial, lido nos diamantes peridotíticos, fica abaixo de menos quarenta por mil. Qualquer desgaseificação cinética de nitrogênio a partir do oceano de magma enriqueceria ainda mais o reservatório restante no isótopo pesado, empurrando o delta-15-N para valores cada vez mais altos e afastando-o ainda mais do que se observa. Os condritos de enstatita e os corpos não carbonáceos, ao contrário, têm composições isotópicas de nitrogênio próximas das da Terra, com os ferros não carbonáceos exibindo valores negativos que se aproximam do manto. Para acertar o P/N da Terra sem precisar invocar perda de nitrogênio, os blocos de construção precisam ter, eles próprios, um estoque de nitrogênio parecido com o dos corpos não carbonáceos e dos condritos de enstatita. Tudo aponta na mesma direção.
A conclusão que emerge desse encadeamento de experimentos e modelos reescreve a geografia da origem dos elementos da vida. As características químicas dos planetesimais de primeira geração eram diferentes das da geração seguinte, e o gradiente de P/N do disco, que apontava num sentido no primeiro milhão de anos, inverteu-se nos três a quatro milhões de anos seguintes. Essa evolução registra o transporte eficiente de schreibersita refratária para fora durante a formação dos corpos mais antigos, transporte que depois minguou com a dissipação da turbulência, o crescimento de Júpiter ou o surgimento de barreiras de pressão. Os modelos diretos da razão P/N e do estoque de nitrogênio do silicato terrestre indicam que os planetesimais de primeira geração do Sistema Solar interior são candidatos viáveis a ter trazido tanto o fósforo quanto o nitrogênio para a Terra, enquanto os reservatórios do Sistema Solar exterior fracassam em reproduzir o P/N do planeta.
A implicação mais ampla é uma virada de perspectiva. Durante muito tempo prevaleceu a ideia de que a Terra precisou ser regada por material rico em voláteis vindo das regiões frias e distantes do Sistema Solar, e que depois teria perdido o excesso para chegar à composição atual. O trabalho de Pathak, Dasgupta e Iyer dispensa essa necessidade. Tanto os elementos voláteis quanto os não voláteis essenciais à vida podem ter sido fornecidos pelo Sistema Solar interior, pelas mesmas rochas que se condensaram quase à sombra do Sol e que hoje sobrevivem apenas como caroços de ferro despencando ocasionalmente do céu. O cenário mais realista, reconhecem os autores, envolve a contribuição de duas gerações de planetesimais interiores, os corpos-mãe não carbonáceos da primeira leva e os condritos de enstatita que vieram logo depois, agindo em conjunto para montar o inventário químico que tornou a vida possível.
Há algo de vertiginoso em perceber que a química da vida foi decidida tão cedo e tão perto. Os átomos de fósforo que estruturam o seu DNA não atravessaram o Sistema Solar a partir de suas margens geladas; eles se forjaram em alta temperatura junto ao Sol nascente, foram embaralhados por correntes de gás turbulento ao longo de um disco que já não existe, e foram entregues por mundos que nunca chegaram a ter nome. Para reconstruir essa entrega, foi preciso espremer pedaços de ferro num pistão a dois gigapascais e mil e seiscentos graus e ler, nas razões entre dois elementos que se comportam de modos opostos, a assinatura de um disco que se transformou em poucos milhões de anos. Cada meteorito de ferro que cai hoje sobre a Terra carrega, gravado em sua liga, o registro de como o planeta ganhou o direito de abrigar quem o estuda.
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