Geoneutrino

Um geoneutrino é um neutrino ou antineutrino emitido no decaimento de radionuclídeos que ocorrem naturalmente na Terra. Os neutrinos, a mais leve das partículas subatômicas conhecidas, carecem de propriedades eletromagnéticas mensuráveis e interagem apenas através da força nuclear fraca e da gravidade.[1] Os geoneutrinos são os únicos vestígios diretos dos decaimentos radioativos que ocorrem no interior da Terra e que produzem uma porção ainda desconhecida da energia que impulsiona toda a dinâmica do nosso planeta. Cinquenta e três eventos de neutrinos originários do interior da Terra foram medidos pelo detector Borexino.[2]

Previsão de geoneutrinos

Previsão de sinal de geoneutrinos na superfície da Terra em unidades de neutrinos terrestres (TNU)

O calor radiogênico da decomposição de ^232Th (violeta) é um dos principais contribuintes para o orçamento de calor interno da Terra.Os outros principais colaboradores são ^235U (vermelho), ^238U (verde) e ^40K (amarelo).

Os cálculos do sinal geoneutrino esperado previsto para vários modelos de referência da Terra são um aspecto essencial da geofísica dos neutrinos. Nesse contexto, "modelo de referência da Terra" significa a estimativa da abundância e suposições do elemento produtor de calor (U, Th, K) sobre sua distribuição espacial na Terra e um modelo da estrutura de densidade interna da Terra. De longe, a maior variação existe nos modelos de abundância, onde várias estimativas foram apresentadas. Eles prevêem uma produção total de calor radiogênico tão baixo quanto ~10 TW[3][4] e tão alto quanto ~30 TW,[5] o valor comumente empregado estar em torno de 20 TW.[6][7][8] Uma estrutura de densidade dependente apenas do raio (como o Modelo Terra de Referência Preliminar ou PREM) com um refinamento 3D para a emissão da crosta terrestre é geralmente suficiente para previsões de geoneutrinos.

As previsões de sinais de geoneutrinos são cruciais por duas razões principais:

1. são usadas para interpretar medições de geoneutrinos e testar os vários modelos de composição da Terra propostos;
2. podem motivar o projeto de novos detectores de geoneutrinos.

O fluxo típico de geoneutrinos na superfície da Terra é de apenas ${\displaystyle \scriptstyle \mathrm {\times 10^{6}cm^{-2}s^{-1}} }$.[9] Como consequência de i) alto enriquecimento da crosta continental em elementos produtores de calor (~ 7 TW de potência radiogênica) e ii) a dependência do fluxo em 1/(distância do ponto de emissão)^2, o padrão de sinal geoneutrino previsto se correlaciona bem com a distribuição dos continentes.[10] Em locais continentais, a maioria dos geoneutrinos é produzida localmente na crosta. Isso exige um modelo crostal preciso, tanto em termos de composição quanto de densidade, uma tarefa não trivial.

A emissão de antineutrinos a partir de um volume V é calculada para cada radionuclídeo a partir da seguinte equação:

${\displaystyle {\frac {\mathrm {d} \phi (E_{{\bar {\nu }}_{e}},{\vec {r}})}{\mathrm {d} E_{{\bar {\nu }}_{e}}}}=10{\frac {\lambda XN_{A}}{M}}{\frac {\mathrm {d} n(E_{{\bar {\nu }}_{e}})}{\mathrm {d} E_{{\bar {\nu }}_{e}}}}\int \limits _{V}\mathrm {d} ^{3}{\vec {r}}'{\frac {A({\vec {r}}')\rho ({\vec {r}}')P_{ee}(E_{{\bar {\nu }}_{e}},|{\vec {r}}-{\vec {r}}'|)}{4\pi |{\vec {r}}-{\vec {r}}'|^{2}}}}$

onde dφ(E_ν,r)/dE_ν é o espectro de energia do fluxo antineutrino totalmente oscilado (em cm^−2 s^−1 MeV^−1) na posição r (unidades de m) e E_ν é a energia antineutrina (em MeV). No lado direito, ρ é a densidade da rocha (em kg m^−3), A é a abundância elementar (kg de elemento por kg de rocha) e X é a fração isotópica natural do radionuclídeo (isótopo / elemento), M é a massa atômica (em g mol^−1), N_A é número de Avogadro (em mol^−1), λ é constante de decaimento (em s^−1), dn(E_ν)/dE_ν é o espectro de energia da intensidade dos antineutrinos (em MeV^−1, normalized to the number of antineutrinos n_ν produzido em uma cadeia de decaimento quando integrado sobre energia) e P_ee(E_ν,L) é a probabilidade de sobrevivência dos antineutrinos após percorrer uma distância L.

Para um domínio de emissão do tamanho da Terra, a probabilidade de sobrevivência dependente de energia totalmente oscilada P_eepode ser substituída por um fator simples ⟨P_ee⟩≈0.55,[11][12] a probabilidade média de sobrevivência. A integração sobre a energia produz o fluxo total de antineutrinos (em cm^−2 s^−1)de um determinado radionuclídeo:

${\displaystyle \phi ({\vec {r}})=10{\frac {n_{{\bar {\nu }}_{e}}\langle P_{ee}\rangle \lambda XN_{A}}{M}}\int \limits _{V}\mathrm {d} ^{3}{\vec {r}}'{\frac {A({\vec {r}}')\rho ({\vec {r}}')}{4\pi |{\vec {r}}-{\vec {r}}'|^{2}}}}$

O fluxo total de geoneutrinos é a soma das contribuições de todos os radionuclídeos produtores de antineutrinos. Os insumos geológicos - a densidade e particularmente as abundâncias elementares - carregam uma grande incerteza. A incerteza dos demais parâmetros da física nuclear e de partículas é insignificante em comparação com os insumos geológicos. Atualmente, presume-se que o urânio-238 e o tório-232 produzam aproximadamente a mesma quantidade de calor no manto terrestre, e esses são atualmente os principais contribuintes para o calor radiogênico. No entanto, o fluxo de neutrinos não rastreia perfeitamente o calor do decaimento radioativo de nuclídeos primordiais, porque os neutrinos não retêm uma fração constante da energia do radiogênico cadeias de decaimento desses radionuclídeos primordiais.

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Referências

1. Borexino Collaboration; Agostini, M.; Altenmüller, K.; Appel, S.; Atroshchenko, V.; Bagdasarian, Z.; Basilico, D.; Bellini, G.; Benziger, J. (21 de janeiro de 2020). «Comprehensive geoneutrino analysis with Borexino». Physical Review D. 101 (1). 012009 páginas. doi:10.1103/PhysRevD.101.012009 
2. «Signals from Inside the Earth». Tech Explorist (em inglês). 23 de janeiro de 2020. Consultado em 23 de janeiro de 2020 
3. Javoy, M.; et al. (2010). «The chemical composition of the Earth: Enstatite chondrite models». Earth Planet. Sci. Lett. 293 (3–4): 259–268. Bibcode:2010E&PSL.293..259J. doi:10.1016/j.epsl.2010.02.033 
4. O'Neill, H. St. C.; Palme, H. (2008). «Collisional erosion and the non-chondritic composition of the terrestrial planets». Phil. Trans. R. Soc. Lond. A. 366 (1883): 4205–4238. Bibcode:2008RSPTA.366.4205O. PMID 18826927. doi:10.1098/rsta.2008.0111 
5. Turcotte, D. L.; Schubert, G. (2002). Geodynamics, Applications of Continuum Physics to Geological Problems. [S.l.]: Cambridge University Press. ISBN 978-0521666244 
6. Palme, H.; O'Neill, H. St. C. (2003). «Cosmochemical estimates of mantle composition». Treatise on Geochemistry. 2 (ch. 2.01): 1–38. Bibcode:2003TrGeo...2....1P. doi:10.1016/B0-08-043751-6/02177-0 
7. Hart, S. R.; Zindler, A. (1986). «In search of a bulk-Earth composition». Chem. Geol. 57 (3–4): 247–267. Bibcode:1986ChGeo..57..247H. doi:10.1016/0009-2541(86)90053-7 
8. McDonough, W. F.; Sun, S.-s. (1995). «The composition of the Earth». Chem. Geol. 120 (3–4): 223–253. Bibcode:1995ChGeo.120..223M. doi:10.1016/0009-2541(94)00140-4 
9. Bellini, G.; Ianni, A.; Ludhova, L.; Mantovani, F.; McDonough, W. F. (1 de novembro de 2013). «Geo-neutrinos». Progress in Particle and Nuclear Physics. 73: 1–34. Bibcode:2013PrPNP..73....1B. arXiv:1310.3732. doi:10.1016/j.ppnp.2013.07.001 
10. Usman, S.; et al. (2015). «AGM2015: Antineutrino Global Map». Scientific Reports. 5. 13945 páginas. Bibcode:2015NatSR...513945U. PMC 4555106. PMID 26323507. arXiv:1509.03898. doi:10.1038/srep13945 
11. Dye, S. T. (2012). «Geoneutrinos and the radioactive power of the Earth». Rev. Geophys. 50 (3): RG3007. Bibcode:2012RvGeo..50.3007D. arXiv:1111.6099. doi:10.1029/2012RG000400 
12. Fiorentini, G; Fogli, G. L.; Lisi, E.; Mantovani, F.; Rotunno, A. M. (2012). «Mantle geoneutrinos in KamLAND and Borexino». Phys. Rev. D. 86 (3). 033004 páginas. Bibcode:2012PhRvD..86c3004F. arXiv:1204.1923. doi:10.1103/PhysRevD.86.033004 

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