Nuclido radiogénico

Un nucleido radiogénico es un nucleido que se produce mediante un proceso de desintegración radiactiva . Puede ser radiactivo (un radionucleido ) o estable (un nucleido estable ).

Los nucleidos radiogénicos (más comúnmente denominados isótopos radiogénicos ) constituyen unas de las herramientas más importantes de la geología. Se utilizan de dos formas principales:

En comparación con la cantidad del "isótopo parental" radiactivo en un sistema, la cantidad del "producto hijo" radiogénico se utiliza como herramienta de datación radiométrica (por ejemplo, geocronología uranio-plomo ).
En comparación con la cantidad de un isótopo no radiogénico del mismo elemento, la cantidad del isótopo radiogénico se utiliza para definir su firma isotópica (por ejemplo, ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb). Esta técnica se analiza con más detalle en el apartado geoquímica de isótopos .

Ejemplos

Algunos isótopos que se producen de forma natural son completamente radiogénicos, pero todos ellos son isótopos radiactivos, con vidas medias demasiado cortas para haber existido de forma primordial y seguir existiendo hoy en día. Por lo tanto, sólo están presentes como descendientes radiogénicos de procesos de desintegración en curso o de procesos cosmogénicos (inducidos por rayos cósmicos) que los producen en la naturaleza de forma reciente. Algunos otros se producen de forma natural mediante procesos nucleogénicos (reacciones nucleares naturales de otros tipos, como la absorción de neutrones).

En el caso de los isótopos radiogénicos que se desintegran con suficiente lentitud o que son isótopos estables , siempre existe una fracción primordial, ya que todos los isótopos con una vida útil suficientemente larga y estables se producen naturalmente de forma primordial. Una fracción adicional de algunos de estos isótopos también puede producirse de forma radiogénica.

El plomo es quizás el mejor ejemplo de una sustancia parcialmente radiogénica, ya que sus cuatro isótopos estables ( ²⁰⁴ Pb, ²⁰⁶ Pb, ²⁰⁷ Pb y ²⁰⁸ Pb) están presentes de forma primordial, en proporciones conocidas y fijas. Sin embargo, ^{el 204 Pb}solo está presente de forma primordial, mientras que los otros tres isótopos también pueden aparecer como productos de desintegración radiogénica del uranio y el torio . En concreto, ^{el 206} Pb se forma a partir del ²³⁸ U, ^{el 207} Pb a partir del ²³⁵ U y ^{el 208} Pb a partir del ²³² Th. En las rocas que contienen uranio y torio, las cantidades excesivas de los tres isótopos de plomo más pesados permiten "datar" las rocas, proporcionando así una estimación del tiempo en el que la roca se solidificó y el mineral mantuvo la proporción de isótopos fija y en su lugar.

Otro nucleido radiogénico notable es el argón -40, formado a partir del potasio radiactivo . Casi todo el argón de la atmósfera terrestre es radiogénico, mientras que el argón primordial es el argón-36.

Parte del nitrógeno -14 es radiogénico, proviene de la desintegración del carbono-14 (vida media de unos 5.700 años), pero el carbono-14 se formó algún tiempo antes a partir del nitrógeno-14 por la acción de los rayos cósmicos.

Otros ejemplos importantes de elementos radiogénicos son el radón y el helio , que se forman durante la desintegración de elementos más pesados en el lecho rocoso. El radón es completamente radiogénico, ya que tiene una vida media demasiado corta para haber ocurrido primordialmente. El helio, sin embargo, se produce en la corteza de la Tierra de forma primordial, ya que tanto el helio-3 como el helio-4 son estables, y pequeñas cantidades quedaron atrapadas en la corteza de la Tierra cuando se formó. El helio-3 es casi completamente primordial (una pequeña cantidad se forma por reacciones nucleares naturales en la corteza). El helio-3 también se puede producir como producto de la desintegración del tritio ( ^3H ), que es un producto de algunas reacciones nucleares, incluida la fisión ternaria . El suministro global de helio (que se produce en los pozos de gas y en la atmósfera) es principalmente (alrededor del 90%–99%) radiogénico, como lo demuestra su factor de enriquecimiento de 10 a 100 veces en helio-4 radiogénico en relación con la proporción primordial de helio-4 a helio-3. Esta última proporción se conoce a partir de fuentes extraterrestres, como algunas rocas lunares y meteoritos, que están relativamente libres de fuentes parentales de helio-3 y helio-4.

Como se ha observado en el caso del plomo-204, un nucleido radiogénico no suele ser radiactivo. En este caso, si su nucleido precursor tiene una vida media demasiado corta para haber sobrevivido desde tiempos primigenios, entonces el nucleido padre habrá desaparecido y ahora se lo conocerá por completo gracias a un exceso relativo de su hijo estable. En la práctica, esto ocurre con todos los radionucleidos con vidas medias inferiores a unos 50 a 100 millones de años. Dichos nucleidos se forman en supernovas , pero se conocen como radionucleidos extintos , ya que no se ven directamente en la Tierra en la actualidad.

Un ejemplo de un radionucleido extinto es el yodo-129 ; se desintegra en xenón-129, un isótopo estable del xenón que aparece en exceso en relación con otros isótopos del xenón. Se encuentra en meteoritos que se condensaron a partir de la nube de polvo del Sistema Solar primigenio y atraparon yodo-129 primordial (vida media de 15,7 millones de años) en algún momento en un período relativamente corto (probablemente menos de 20 millones de años) entre la creación del yodo-129 en una supernova y la formación del Sistema Solar por condensación de este polvo. El yodo-129 atrapado ahora aparece como un exceso relativo de xenón-129. El yodo-129 fue el primer radionucleido extinto que se dedujo, en 1960. Otros son el aluminio-26 (también deducido a partir del magnesio-26 adicional encontrado en meteoritos) y el hierro-60.

Nuclidos radiogénicos utilizados en geología

En la siguiente tabla se enumeran algunos de los sistemas de isótopos radiogénicos más importantes utilizados en geología, ordenados según la vida media decreciente del isótopo radiactivo original. Los valores dados para la vida media y la constante de desintegración son los valores de consenso actuales en la comunidad de geología isotópica. ^[1]

** indica el producto de desintegración final de una serie.

Unidades utilizadas en esta tabla
Gyr = gigaaño = 10 ⁹ años
Myr = megaaño = 10 ⁶ años
kyr = kiloaño = 10 ³ años

Nuclido progenitor	Nuclido hijo	Constante de decaimiento (yr ⁻¹ )	Vida media
¹⁹⁰ puntos	¹⁸⁶ Os	1,477 × 10 ⁻¹²	483 mil millones ^[2]
¹⁴⁷ Pequeño	^143º	6,54 × 10 ⁻¹²	106 mil millones
⁸⁷ rublos	⁸⁷ Sr	1,402 × 10 ⁻¹¹	49,44 mil millones
¹⁸⁷ Re	¹⁸⁷ Os	1,666 × 10 ⁻¹¹	41,6 mil millones
¹⁷⁶ Lu	¹⁷⁶ HF	1,867 × 10 ⁻¹¹	37,1 mil millones
²³² °	²⁰⁸ PB**	4,9475 × 10 ⁻¹¹	14,01 mil millones
⁴⁰ mil	⁴⁰ Ar	5,81 × 10 ⁻¹¹	11,93 mil millones ^[3]
²³⁸ U	²⁰⁶ PB**	1,55125 × 10 ⁻¹⁰	4.468 mil millones
⁴⁰ mil	⁴⁰ Ca	4,962 ×10 ⁻¹⁰	1.397 mil millones
²³⁵ U	²⁰⁷ PB**	9,8485 × 10 ⁻¹⁰	0,7038 mil millones
¹²⁹ yo	¹²⁹ Xe	4,3 × 10 ⁻⁸	16 millones
¹⁰ Sé	¹⁰ B	4,6 × 10 ⁻⁷	1,5 millones de años
²⁶ Al	²⁶ mg	9,9 × 10 ⁻⁷	0,70 millones de rupias
³⁶ cl	^36Ar (98%) ^36S (2%)	2,24 × 10 ⁻⁶	310 mil
²³⁴ U	^230º	2,826 × 10 ⁻⁶	245,25 mil
^230º	²²⁶ Ra	9,1577 × 10 ⁻⁶	75,69 mil
²³¹ Pa	²²⁷ Ac	2,116 × 10 ⁻⁵	32,76 mil
¹⁴ C	¹⁴ N	1,2097 × 10 ⁻⁴	5730 años
²²⁶ Ra	²²² Rn	4,33 ×10 ⁻⁴	1600 años

Calentamiento radiogénico

El calentamiento radiogénico se produce como resultado de la liberación de energía térmica de la desintegración radiactiva ^[4] durante la producción de nucleidos radiogénicos. Junto con el calor del Calor Primordial (resultante de la acreción planetaria), el calentamiento radiogénico que se produce en el manto y la corteza constituyen las dos principales fuentes de calor en el interior de la Tierra . ^[5] La mayor parte del calentamiento radiogénico en la Tierra resulta de la desintegración de los núcleos hijos en las cadenas de desintegración del uranio-238 y el torio-232 , y del potasio-40 . ^[6]

Véase también

Referencias

^ Dickin, AP (2018). Geología de isótopos radiogénicos . Cambridge University Press. doi :10.1017/9781316163009.
^ Kondev, FG; Wang, M.; Huang, WJ; Naimi, S.; Audi, G. (2021). "La evaluación NUBASE2020 de las propiedades nucleares" (PDF) . Chinese Physics C . 45 (3): 030001. doi :10.1088/1674-1137/abddae.
^ Nota: esta no es la vida media de ⁴⁰ K, sino la vida media que correspondería a la constante de desintegración para la desintegración a ⁴⁰ Ar. Aproximadamente el 89 % del ⁴⁰ K se desintegra a ⁴⁰ Ca.
^ Allaby, Alisa; Michael Allaby (1999). "calentamiento radiogénico". Diccionario de ciencias de la Tierra . Consultado el 24 de noviembre de 2013 .
^ Mutter, John C. "La Tierra como motor térmico". Introducción a las ciencias de la Tierra I. Universidad de Columbia . pág. 3.2 Convección del manto . Consultado el 23 de noviembre de 2013 .
^ Dumé, Belle (27 de julio de 2005). «Los geoneutrinos hacen su debut; calor radiogénico en la Tierra». Physics World . Instituto de Física . Consultado el 23 de noviembre de 2013 .

Enlaces externos

Centro Nacional de Desarrollo Isotopico Suministro gubernamental de radionucleidos; información sobre isótopos; coordinación y gestión de la producción, disponibilidad y distribución de isótopos
Desarrollo y producción de isótopos para investigación y aplicaciones (IDPRA) Programa del Departamento de Energía de EE. UU. para la producción de isótopos y la investigación y desarrollo de la producción

[1] Dickin, AP (2018). Geología de isótopos radiogénicos . Cambridge University Press. doi :10.1017/9781316163009.

[NUBASE2020-2] Kondev, FG; Wang, M.; Huang, WJ; Naimi, S.; Audi, G. (2021). "La evaluación NUBASE2020 de las propiedades nucleares" (PDF) . Chinese Physics C . 45 (3): 030001. doi :10.1088/1674-1137/abddae.

[3] Nota: esta no es la vida media de ⁴⁰ K, sino la vida media que correspondería a la constante de desintegración para la desintegración a ⁴⁰ Ar. Aproximadamente el 89 % del ⁴⁰ K se desintegra a ⁴⁰ Ca.

[Allaby-4] Allaby, Alisa; Michael Allaby (1999). "calentamiento radiogénico". Diccionario de ciencias de la Tierra . Consultado el 24 de noviembre de 2013 .

[Mutter-5] Mutter, John C. "La Tierra como motor térmico". Introducción a las ciencias de la Tierra I. Universidad de Columbia . pág. 3.2 Convección del manto . Consultado el 23 de noviembre de 2013 .

[Dumé-6] Dumé, Belle (27 de julio de 2005). «Los geoneutrinos hacen su debut; calor radiogénico en la Tierra». Physics World . Instituto de Física . Consultado el 23 de noviembre de 2013 .