La geoquímica de isótopos de xenón utiliza la abundancia de isótopos de xenón (Xe) y xenón total para investigar cómo se ha generado, transportado, fraccionado y distribuido Xe en sistemas planetarios. Xe tiene nueve isótopos estables o de vida muy larga. Los isótopos radiogénicos 129 Xe y fisiogénicos 131,132,134,136 Xe son de especial interés en la investigación geoquímica . [1] Las propiedades radiogénicas y fisiogénicas se pueden utilizar para descifrar la cronología temprana de la Tierra. [2] [3] El Xe elemental en la atmósfera se agota y se enriquece isotópicamente en isótopos más pesados en relación con las abundancias solares estimadas. [1] El agotamiento y el enriquecimiento isotópico pesado se pueden explicar por el escape hidrodinámico al espacio que ocurrió en la atmósfera primitiva de la Tierra. Las diferencias en la distribución del isótopo Xe entre el manto profundo (de los basaltos de las islas oceánicas o OIB ), los basaltos de las dorsales oceánicas más superficiales ( MORB ) y la atmósfera se pueden utilizar para deducir la historia de formación de la Tierra y la diferenciación de la Tierra sólida en capas.
El Xe es el gas noble más pesado de la atmósfera terrestre . Tiene siete isótopos estables ( 126 Xe, 128 Xe, 129 Xe, 130 Xe, 131 Xe, 132 Xe, 134 Xe) y dos isótopos ( 124 Xe, 136 Xe) con vidas medias prolongadas . El Xe tiene cuatro radioisótopos sintéticos con vidas medias muy cortas, generalmente menos de un mes. El xenón-129 se puede utilizar para examinar la historia temprana de la Tierra. El 129 Xe se derivó del nucleido extinto del yodo, el yodo-129 o 129 I (con una vida media de 15,7 millones de años o Myr), que se puede utilizar en la datación por yodo-xenón (I-Xe). La producción de 129 Xe se detuvo aproximadamente 100 millones de años después del inicio del Sistema Solar porque el 129 I se extinguió. [1] En la atmósfera moderna, aproximadamente el 6,8% [4] del 129 Xe atmosférico se originó a partir de la desintegración del 129 I en los primeros ~100 millones de años de la historia del Sistema Solar, es decir, durante e inmediatamente después de la acreción de la Tierra .
Los isótopos fisiogénicos del Xe se generaron principalmente a partir del nucleido extinto plutonio-244 o 244 Pu (vida media de 80 millones de años), y también del nucleido existente uranio-238 o 238 U (vida media de 4468 millones de años). La fisión espontánea del 238 U ha generado aproximadamente un 5% [5] tanto de Xe fisiogénico como de 244 Pu. La fisión del Pu y del U produce los cuatro isótopos fisiogénicos, 136 Xe, 134 Xe, 132 Xe y 131 Xe en proporciones distintas. Un reservorio que permanece como un sistema completamente cerrado a lo largo de la historia de la Tierra tiene una proporción de Xe fisiogénico derivado del Pu y del U que llega a aproximadamente 27. [6] En consecuencia, la composición isotópica del Xe fisiógeno para un yacimiento de sistema cerrado se parecería en gran medida a la producida a partir de la fisión pura de 244 Pu. [7] La pérdida de Xe de un yacimiento después de que el 244 Pu se extinga (500 Myr) conduciría a una mayor contribución de la fisión de 238 U al Xe fisiógeno. [1]
Las diferencias en la abundancia de isótopos entre muestras naturales son extremadamente pequeñas (casi siempre por debajo del 0,1% o 1 por mil ). Sin embargo, estas diferencias muy pequeñas pueden registrar procesos geológicos significativos. [8] Para comparar estas diferencias minúsculas pero significativas, las abundancias de isótopos en materiales naturales a menudo se informan en relación con las abundancias de isótopos en estándares designados, con la notación delta (δ). Los valores absolutos de los isótopos de Xe se normalizan al 130 Xe atmosférico. [9] Defina donde i = 124, 126, 128, 129, 131, 132, 134, 136.
El yodo-129 se desintegra con una vida media de 15,7 Ma en 129 Xe, lo que da como resultado un exceso de 129 Xe en los meteoritos primitivos en relación con las composiciones isotópicas del Xe primordial. La propiedad del 129 I se puede utilizar en la cronología radiométrica . Sin embargo, como se detalla a continuación, la edad de formación de la Tierra no se puede deducir directamente a partir de la datación I-Xe. El problema principal es el tiempo de cierre del Xe, o el momento en que el sistema terrestre primitivo dejó de obtener material nuevo sustancial del espacio. Cuando la Tierra se cerró al sistema I-Xe, la evolución del isótopo Xe comenzó a obedecer una ley de desintegración radiactiva simple como se muestra a continuación y se volvió predecible.
El principio de la cronología radiogénica es , [5] si en el tiempo t 1 la cantidad de un radioisótopo es P 1 mientras que en algún tiempo anterior esta cantidad era P 0 , el intervalo entre t 1 y t 0 está dado por la ley de desintegración radiactiva como
Aquí está la constante de desintegración del radioisótopo, que es la probabilidad de desintegración por núcleo por unidad de tiempo. La constante de desintegración está relacionada con la vida media t 1/2 , por t 1/2 = ln(2)/
El sistema I-Xe se aplicó por primera vez en 1975 para estimar la edad de la Tierra. [10] Para todos los isótopos Xe, la composición isotópica inicial del yodo en la Tierra viene dada por
donde es la proporción isotópica de yodo en el momento en que se formó principalmente la Tierra, es la proporción isotópica de yodo al final de la nucleosíntesis estelar y es el intervalo de tiempo entre el final de la nucleosíntesis estelar y la formación de la Tierra. La concentración estimada de yodo-127 en la Tierra de silicato en masa (BSE) (= promedio de corteza + manto) varía de 7 a 10 partes por mil millones (ppb) en masa. [11] [12] Si la BSE representa la composición química de la Tierra, [2] el 127 I total en la BSE varía de 2,26×10 17 a 3,23×10 17 moles. El meteorito Bjurböle tiene 4.560 millones de años [13] con una relación inicial 129 I/ 127 I de 1,1×10 −4 [14] , por lo que se puede derivar una ecuación como
donde es el intervalo entre la formación de la Tierra y la formación del meteorito Bjurböle. Dada la vida media del 129 I de 15,7 millones de años, y suponiendo que todo el 129 I inicial se ha desintegrado en 129 Xe, se puede derivar la siguiente ecuación:
El contenido de yodo de 129 Xe en la atmósfera moderna es de 3,63 × 10 13 gramos. El contenido de yodo de BSE se encuentra entre 10 y 12 ppb en masa. En consecuencia, debería ser de 108 millones de años, [2] [3] [10] es decir, la edad de cierre de Xe es 108 millones de años más joven que la edad del meteorito Bjurböle. El tiempo estimado de cierre de Xe fue hace ~4.45 mil millones de años cuando la Tierra en crecimiento comenzó a retener Xe en su atmósfera, lo que coincide con las edades derivadas de otros métodos de datación geocronológica. [2] [3] [15]
Existen algunas disputas sobre el uso de la datación I-Xe para estimar el tiempo de cierre de Xe. Primero, en el sistema solar primitivo, los planetesimales colisionaron y crecieron hasta convertirse en cuerpos más grandes que se acretaron para formar la Tierra. Pero podría haber una brecha de tiempo de 10 7 a 10 8 años en el tiempo de cierre de Xe entre las regiones internas y externas de la Tierra. [16] Algunas investigaciones apoyan que 4,45 Ga probablemente representa el momento en que el último impactador gigante (del tamaño de Marte) golpeó la Tierra, [3] pero algunos lo consideran como el momento de la diferenciación del núcleo y el manto . [2] El segundo problema es que el inventario total de 129 Xe en la Tierra puede ser mayor que el de la atmósfera, ya que el manto inferior no se había mezclado por completo, lo que puede subestimar el 129 Xe en el cálculo. Por último, pero no menos importante, si el gas Xe no se hubiera perdido de la atmósfera durante un largo intervalo de la historia primitiva de la Tierra, la cronología basada en 129 I- 129 Xe necesitaría una revisión [17] ya que 129 Xe y 127 Xe podrían verse muy alterados.
En comparación con el xenón solar, el Xe atmosférico de la Tierra está enriquecido en isótopos pesados en un 3 a 4% por unidad de masa atómica (uma). [18] Sin embargo, la abundancia total de gas xenón se agota en un orden de magnitud en relación con otros gases nobles. [15] El agotamiento elemental mientras se enriquezca relativamente en isótopos pesados se llama la " paradoja del xenón ". Una posible explicación es que algunos procesos pueden disminuir específicamente el xenón en lugar de otros gases nobles ligeros (por ejemplo, el criptón ) y eliminar preferentemente los isótopos Xe más ligeros.
En las últimas dos décadas, se han propuesto dos categorías de modelos para resolver la paradoja del xenón. La primera supone que la Tierra se acrecentó a partir de planetesimales porosos y que el fraccionamiento de isótopos se produjo debido a la separación gravitacional. [19] Sin embargo, este modelo no puede reproducir la abundancia y la composición isotópica de los gases nobles ligeros en la atmósfera. La segunda categoría supone que un impacto masivo dio lugar a un arrastre aerodinámico sobre los gases más pesados. [20] Tanto el arrastre aerodinámico como el efecto gravitacional descendente conducen a una pérdida dependiente de la masa de los gases Xe. Pero las investigaciones posteriores sugirieron que el fraccionamiento de la masa de los isótopos Xe no debería ser un evento rápido y único. [21]
Las investigaciones publicadas desde 2018 sobre los gases nobles conservados en muestras del Arcaico (de 3,5 a 3,0 Ga de antigüedad) pueden proporcionar una solución a la paradoja del Xe. [21] [22] El Xe fraccionado en masa isotópicamente se encuentra en pequeñas inclusiones de agua de mar antigua en la barita del Arcaico [23] y el cuarzo hidrotermal. [24] La distribución de los isótopos de Xe se encuentra entre los patrones isotópicos solares primordiales y los atmosféricos modernos de Xe. El fraccionamiento isotópico aumenta gradualmente en relación con la distribución solar a medida que la Tierra evoluciona durante sus primeros 2 mil millones de años. [21] Esta historia de dos mil millones de años de evolución del fraccionamiento del Xe coincide con las condiciones del sistema solar temprano, incluida la alta radiación ultravioleta extrema ( EUV ) solar [15] [25] [26] y grandes impactos que podrían energizar grandes tasas de escape de hidrógeno al espacio que son lo suficientemente grandes como para arrastrar al xenón. Sin embargo, los modelos de átomos de xenón neutros que escapan no pueden resolver el problema de que otros elementos de gases nobles más ligeros no muestran la señal de agotamiento o fraccionamiento dependiente de la masa . Por ejemplo, debido a que Kr es más ligero que Xe, Kr también debería haber escapado en un viento neutro. Sin embargo, la distribución isotópica de Kr atmosférico en la Tierra está significativamente menos fraccionado que Xe atmosférico. [16]
Una explicación actual [28] [29] es que el escape hidrodinámico puede eliminar preferentemente especies atmosféricas más ligeras e isótopos más ligeros de Xe en forma de iones cargados en lugar de átomos neutros. El hidrógeno se libera de los gases que contienen hidrógeno (H 2 o CH 4 ) por fotólisis en la atmósfera de la Tierra primitiva. El hidrógeno es ligero y puede ser abundante en la parte superior de la atmósfera y escapar. En las regiones polares donde hay líneas de campo magnético abiertas, los iones de hidrógeno pueden arrastrar Xe ionizado fuera de la atmósfera hacia el espacio, aunque el Xe neutro no puede escapar. [27]
El mecanismo se resume a continuación.
El Xe puede fotoionizarse directamente mediante radiación UV en un rango de [28]
O bien, el Xe puede ionizarse mediante intercambio con H2 y CO2 a través de
donde H + y CO2 + pueden provenir de la disociación EUV. Xe + es químicamente inerte en atmósferas de H, H2 o CO2. [ 30 ] Como resultado, Xe + tiende a persistir. Estos iones interactúan fuertemente entre sí a través de la fuerza de Coulomb y finalmente son arrastrados por un fuerte viento polar antiguo . El fraccionamiento de masa de isótopos se acumula a medida que los isótopos más ligeros de Xe + escapan preferentemente de la Tierra. Un modelo preliminar sugiere que Xe puede escapar en el Arcaico si la atmósfera contiene >1% de H2 o >0,5% de metano. [28]
Cuando los niveles de O 2 aumentaron en la atmósfera, Xe + pudo intercambiar carga positiva con O 2 aunque [30]
A partir de esta reacción, el escape de Xe se detuvo cuando la atmósfera se enriqueció en O 2 . Como resultado, el fraccionamiento de isótopos de Xe puede proporcionar información sobre la larga historia de escape de hidrógeno que terminó con el Gran Evento de Oxidación (GOE) . [28] Comprender los isótopos de Xe es prometedor para reconstruir la historia de escape de hidrógeno o metano que oxidaron irreversiblemente la Tierra e impulsaron la evolución biológica hacia sistemas ecológicos aeróbicos. [21] [31] [32] Otros factores, como la concentración de hidrógeno (o metano) que se vuelve demasiado baja o la radiación EUV del Sol envejecido que se vuelve demasiado débil, también pueden detener el escape hidrodinámico de Xe, [28] pero no son mutuamente excluyentes.
Las neblinas orgánicas en la Tierra Arcaica también podrían absorber Xe isotópicamente pesado. [25] El Xe ionizado puede incorporarse químicamente a materiales orgánicos, [33] pasando por el ciclo de erosión terrestre en la superficie. El Xe atrapado se fracciona en masa en aproximadamente un 1% por uma en isótopos más pesados [28] pero pueden liberarse nuevamente y recuperar la composición original no fraccionada, lo que los hace insuficientes para resolver totalmente la paradoja del Xe.
El Xe atmosférico observado se agota en relación con los meteoritos condríticos en un factor de 4 a 20 en comparación con el Kr. [27] En contraste, los isótopos estables de Kr apenas se fraccionan. Este mecanismo es exclusivo del Xe ya que los iones Kr + se neutralizan rápidamente a través de [34]
Por lo tanto, el Kr puede volver rápidamente a su estado neutro y no sería arrastrado por el viento de iones cargados en la región polar, por lo que queda retenido en la atmósfera.
La señal de fraccionamiento independiente de la masa de los isótopos de azufre, conocida como MIF-S, se correlaciona con el final del fraccionamiento del isótopo Xe. Durante el Gran Evento de Oxidación (GOE), la capa de ozono se formó cuando el O2 aumentó , lo que explica el final de la señal MIF-S. La desaparición de la señal MIF-S se ha considerado como un cambio en la relación redox de los reservorios de la superficie de la Tierra. [35] [36] Sin embargo, los posibles efectos de memoria de MIF-S debido a la meteorización oxidativa pueden conducir a una gran incertidumbre sobre el proceso y la cronología del GOE. [37] En comparación con las señales MIF-S, el escape hidrodinámico de Xe no se ve afectado por la formación de ozono y puede ser incluso más sensible a la disponibilidad de O2 , [ 32] lo que promete proporcionar más detalles sobre la historia de oxidación de la Tierra. [32]
Los isótopos de Xe también son prometedores para rastrear la dinámica del manto en la evolución de la Tierra. El primer reconocimiento explícito de Xe no atmosférico en muestras terrestres provino del análisis de gas de pozo de CO2 en Nuevo México, que mostró un exceso de 129 Xe derivado de 129 I o fuente primitiva y un alto contenido en 131-136 Xe debido a la desintegración de 238 U. [38] En la actualidad, el exceso de 129 Xe y 131-136 Xe se ha observado ampliamente en basalto de dorsales oceánicas (MORB) [39] [40] [41] y basalto de islas oceánicas (OIB). [42] Debido a que el 136 Xe recibe una contribución fisiogénica mayor que otros isótopos pesados del Xe, el 129 Xe (desintegración del 129 I) y el 136 Xe suelen normalizarse a 130 Xe cuando se analizan las tendencias de los isótopos del Xe de diferentes fuentes del manto. [11] Las proporciones 129 Xe/ 130 Xe y 136 Xe/ 130 Xe de las MORB tienden a valores más altos que las proporciones atmosféricas [39] y aparentemente están contaminadas por el aire. Los datos de basalto de islas oceánicas (OIB) son más bajos que los de las MORB, lo que implica diferentes fuentes de Xe para las OIB y las MORB. [42]
Las desviaciones en la relación 129 Xe/ 130 Xe entre el aire y las MORB muestran que la desgasificación del manto ocurrió antes de que se extinguiera el 129 I, de lo contrario, la relación 129 Xe/ 130 Xe en el aire sería la misma que en el manto. [45] [46] Las diferencias en la relación 129 Xe/ 130 Xe entre las MORB y las OIB pueden indicar que los reservorios del manto aún no están completamente mezclados. Las diferencias químicas entre las OIB y las MORB aún esperan ser descubiertas. [11]
Para obtener las proporciones isotópicas del Xe del manto, es necesario eliminar la contaminación por Xe atmosférico, que podría haber comenzado hace antes de 2.500 millones de años. [47] [48] En teoría, las muchas proporciones isotópicas no radiogénicas ( 124 Xe/ 130 Xe, 126 Xe/ 130 Xe y 128 Xe/ 130 Xe) se pueden utilizar para corregir con precisión la contaminación atmosférica si se pueden medir con precisión las ligeras diferencias entre el aire y el manto. Sin embargo, no podemos alcanzar tal precisión con las técnicas actuales. [11]
En Marte, los isótopos de Xe en la atmósfera actual están fraccionados en masa en relación con su composición primordial a partir de la medición in situ del Curiosity Rover en el cráter Gale , Marte. [49] El Xe paleoatmosférico atrapado en la brecha de regolito marciano NWA 11220 está fraccionado de forma dependiente de la masa en relación con el Xe solar en ~16,2‰. [29] El grado de fraccionamiento es comparable para Marte y la Tierra, lo que puede ser una evidencia convincente de que el escape hidrodinámico también ocurrió en la historia de Marte. La brecha de regolito NWA7084 y los meteoritos marcianos de ortopiroxeno >4 Ga ALH84001 atrapan antiguos gases atmosféricos marcianos con poco o ningún fraccionamiento isotópico de Xe en relación con el Xe atmosférico marciano moderno. [50] Los modelos alternativos para Marte consideran que el fraccionamiento isotópico y el escape del Xe atmosférico de Marte ocurrieron muy temprano en la historia del planeta y cesaron alrededor de unos cientos de millones de años después de la formación planetaria en lugar de continuar durante su historia evolutiva [21] [51]
No se ha detectado Xe en la atmósfera de Venus. 132 Xe tiene un límite superior de 10 partes por mil millones en volumen. [51] [52] La ausencia de datos sobre la abundancia de Xe nos impide evaluar si la abundancia de Xe es cercana a los valores solares o si existe una paradoja de Xe en Venus. La falta también nos impide verificar si la composición isotópica ha sido fraccionada en función de la masa, como en el caso de la Tierra y Marte.
La atmósfera de Júpiter tiene valores de abundancia de xenón 2,5 ± 0,5 veces superiores a los de la atmósfera solar, y valores de argón y criptón igualmente elevados (2,1 ± 0,5 y 2,7 ± 0,5 veces superiores a los valores solares por separado). Estas señales de enriquecimiento se deben a que estos elementos llegan a Júpiter en planetesimales helados muy fríos (T<30 K) . [53]
{{cite book}}
: Mantenimiento de CS1: falta la ubicación del editor ( enlace )