δ13C (произносится как де́льта цэ трина́дцать) — в геохимии, палеоклиматологии и палеоокеанографии означает отклонение изотопной сигнатуры 13C/12C от сигнатуры стандартного образца, выраженное в промилле[1]:
![{\displaystyle \mathrm {\delta ^{13}C} ={\Biggl [}\mathrm {\frac {(^{13}C/^{12}C)_{sample}}{(^{13}C/^{12}C)_{standard}}} -1{\Biggr ]}\times 1000\ ^{o}\!/\!_{oo},}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/e4f9f6462aa1a7b2e7685a5b97398bc46ca244f8)
где индексом «standard» обозначается сигнатура стандартного образца.
δ13C изменяется во времени как функция продуктивности биосферы, уровня захоронения органического углерода и типа растительности.
Для большинства природных материалов сигнатура 13C/12C с большой точностью равна 0,0112, различия проявляются только в следующем знаке этого числа. Таким образом, различия в сигнатуре, с которыми имеют дело исследователи, исчисляется в промилле. Точность современных масс-спектроскопов составляет 0,02 ‰, погрешности при подготовке образцов могут увеличить ошибку до 0,2 ‰. Статистически значимыми могут считаться отличия 1 ‰ и более. Для современной атмосферной углекислоты в отсутствие индустриальной деятельности δ13C составляет −8 ‰ и медленно увеличивается в сторону более отрицательных значений из-за широкого использования ископаемого органического топлива, для которого этот показатель составляет −30 ‰[2].
Стандартные образцы
Стандартным образцом для оценки δ13C является «Pee Dee Belemnite» (PDB) из морских окаменелостей мелового периода Belemnitella americana формации Pee Dee в Южной Каролине. Эти образцы имеют аномально высокое отношение 13C/12C (0,0112372) и приняты в качестве эталона нулевого значения δ13C. Использование этого стандарта приводит к отрицательным значениям δ13C для обычных материалов[3]. Стандартные образцы используются для верификации точности методов масс-спектроскопии. Из-за того, что масс-спектроскопия получает всё большее распространение, ощущается недостаток стандартных образцов, поэтому часто применяются другие стандарты, например VPDB («Vienna PDB»)[4].
Что влияет на δ13C?
Метан имеет очень низкий показатель δ13C: биогенный метан порядка −60 ‰, термогенный — около −40 ‰. Высвобождение больших количеств гидрата метана может влиять на глобальный показатель δ13C, как, например, во время позднепалеоценового термического максимума[5].
В общем случае, на величину δ13C влияют изменения первичной продуктивности и захоронения органики. Живые организмы потребляют преимущественно лёгкий изотоп 12C и имеют показатель δ13C порядка −25 ‰ в зависимости от типа метаболизма.
Увеличение первичной продуктивности вызывает соответствующее увеличение δ13C, поскольку больший процент изотопа 12C оказывается связанным в растениях. На величину δ13C влияет также захоронение органического углерода; когда органический углерод захоронен, большое количество изотопа 12C выходит из оборота и накапливается в отложениях, что увеличивает относительное содержание 13C.
Геологически важные проявления δ13C
Растения, фиксирующие углерод по типу C3 и по типу C4, имеют различные сигнатуры, что позволяет отслеживать распространённость трав C4 во времени[6]. В то время как растения C4 имеют δ13C в пределах от −16 до −10 ‰, у C3 этот показатель составляет от −33 до −24 ‰[2].
Массовые вымирания часто отмечаются отрицательными аномалиями δ13C, так как сопровождаются падением первичной продуктивности и высвобождением связанного в растениях углерода.
Эволюция крупных сухопутных растений в конце девонского периода привела к увеличению захоронения углерода и повышению показателя δ13C[7].
См. также
Примечания
- ↑ Libes, Susan M. Introduction to Marine Biogeochemistry, 1st edition (англ.). — New York: Wiley, 1992.
- ↑ 1 2 Marion H. O’Leary Carbon Isotopes in Photosynthesis. BioScience Vol. 38, No. 5 (May, 1988), pp. 328—336 (JSTOR).
- ↑ http://www.uga.edu/sisbl/stable.html#calib Архивная копия от 1 ноября 2011 на Wayback Machine Overview of Stable Isotope Research — The Stable Isotope/Soil Biology Laboratory of the University of Georgia Institute of Ecology
- ↑ Miller & Wheeler, Biological Oceanography, p. 186.
- ↑ Panchuk, K.; Ridgwell, A.; Kump, L.R. Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison (англ.) // Geology : journal. — 2008. — Vol. 36, no. 4. — P. 315—318. — doi:10.1130/G24474A.1.
- ↑ Retallack, G.J. Cenozoic Expansion of Grasslands and Climatic Cooling (англ.) // The Journal of Geology : journal. — 2001. — Vol. 109, no. 4. — P. 407—426. — doi:10.1086/320791. — .
- ↑ Архивированная копия. Дата обращения: 20 апреля 2014. Архивировано 13 сентября 2014 года.
Ссылки
- Miller, Charles B.; Patricia A. Miller. Biological Oceanography (неопр.). — 2nd. — Oxford: John Wiley & Sons, 2012. — ISBN 978-1-4443-3301-5.
 |
|---|
Эта страница в последний раз была отредактирована 13 октября 2022 в 18:18.
Обычно почти сразу, изредка в течении часа.