δ¹³C

δ¹³C est la variation relative du rapport ¹³C/¹²C entre une référence (un standard) et l'échantillon considéré, exprimée généralement en millièmes :

δ¹³C = ${\displaystyle 1\,000\left[{\frac {\left(^{13}\!\mathrm {C} /^{12}\!\mathrm {C} \right)_{\text{échantillon}}}{\left(^{13}\!\mathrm {C} /^{12}\!\mathrm {C} \right)_{\text{référence}}}}-1\right]}$

Remarque : une expression telle que δ¹³C = −25 est conforme à la définition ci-dessus, mais on trouve aussi écrit δ¹³C = −25 ‰. Les deux expressions sont en pratique équivalentes (vu la faible amplitude des variations observées, une erreur d'ordre de grandeur d'un facteur 1 000 est tout à fait improbable), mais en toute rigueur la seconde signifie que δ¹³C a été défini sans le facteur 1 000 (car −25 ‰ = −0,025).

La référence classique est la Pee Dee Belemnite (PDB), la coquille d'une belemnite fossile du Crétacé, provenant de la formation de Peedee en Caroline du Sud. En fait cet échantillon présente un rapport ¹³C/¹²C anormalement élevé (0,0112372), si bien que la plupart des matériaux naturels ont un δ¹³C négatif[3]. Un échantillon de rapport ¹³C/¹²C = 0,010743 aura ainsi un δ¹³C de (0.010743/0.0112372 − 1)*1000 = −44. D'autres références, notamment la Vienna PDB (VPDB), ont aujourd'hui remplacé l'originale[4]. Les références sont également utilisées pour vérifier la justesse des spectromètres de masse.

δ¹³C évolue dans le temps comme une fonction de la productivité primaire, de l'enfouissement du carbone et du type de végétation. Les processus biologiques absorbent préférentiellement l'isotope le plus léger au travers du processus de fractionnement cinétique. Certains processus abiotiques fonctionnent de la même manière, ainsi le méthane provenant des évents hydrothermaux[5].

Le méthane a une valeur très basse en ce qui concerne δ¹³C : méthane d'origine biologique −60 ‰, méthane d'origine thermique −40 ‰. L'émission de grandes quantités d'hydrate de méthane est susceptible d'influencer le δ¹³C, comme à l'occasion du maximum thermique du passage Paléocène-Éocène[6].

Plus communément, le ratio est influencé par les variations de la productivité primaire et de l'enfouissement des matières organiques. Les organismes captent préférentiellement le carbone ¹²C, plus léger, et présentent un δ¹³C de −25‰, dépendant cependant de leur voie métabolique. Par conséquent, une élévation du δ¹³C dans les fossiles marins indique une augmentation de la quantité de végétation. Les plantes utilisant la voie métabolique de fixation du carbone en C₃ et celles utilisant la voie C₄ ont des signatures différentes, permettant de détecter l'abondance des plantes C₄ au travers du temps grâce aux valeurs du δ¹³C[7]. Alors que les plantes C₄ ont une valeur de δ¹³C comprise entre -16 et -10 ‰, les plantes C₃ ont un indice variant entre -33 et -24 ‰[8].

Une augmentation de la productivité primaire entraîne une croissance proportionnelle du δ¹³C, car les plantes captent plus de ¹²C.

Les extinctions massives sont souvent corrélées avec une anomalie négative du δ¹³C, liée à une diminution de la productivité primaire et de la libération de carbone d'origine végétale.

L'évolution des grandes plantes terrestres durant le Dévonien tardif a conduit à une augmentation de l'enfouissement de carbone organique et par conséquent à une augmentation du δ¹³C[9].

• δ¹⁸O
• Composition isotopique
• Rapport isotopique
• Géochimie isotopique
• Traceur isotopique

• (en) Cet article est partiellement ou en totalité issu de l’article de Wikipédia en anglais intitulé « Δ13C » (voir la liste des auteurs).

• (en) Charles B. Miller et Patricia A. Miller, Biological Oceanography, Oxford, John Wiley & Sons, 2012, 2^e éd. (1^re éd. 2003), 464 p. (ISBN 978-1-4443-3301-5, lire en ligne)
• (en) Wim Mook et F. C. Tan, « Stable carbon isotopes in rivers and estuaries », dans Biogeochemistry of major world rivers, John Wiley and Sons, coll. « Scope report » (n^o 42), 1991, p. 245–264