Δ13C
La versión actual de la página aún no ha sido revisada por colaboradores experimentados y puede diferir significativamente de la versión revisada el 17 de octubre de 2021; las comprobaciones requieren 3 ediciones .δ 13 C (pronunciado como delta tse trece ) - en geoquímica , paleoclimatología y paleooceanografía significa la desviación de la firma del isótopo 13 C / 12 C de la firma de la muestra estándar, expresada en ppm [1] :
![{\displaystyle \mathrm {\delta ^{13}C} ={\Biggl [}\mathrm {\frac {(^{13}C/^{12}C)_{muestra)){(^{13} C/^{12}C)_{estándar}}} -1{\Biggr ]}\times 1000\ ^{o}\!/\!_{oo},}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/e4f9f6462aa1a7b2e7685a5b97398bc46ca244f8)
donde el índice "estándar" denota la firma de la muestra estándar.
δ 13 C varía con el tiempo en función de la productividad biosférica , el almacenamiento de carbono orgánico y el tipo de vegetación.
Para la mayoría de los materiales naturales, la firma 13 C/ 12 C es 0.0112 con alta precisión, las diferencias aparecen solo en el siguiente signo de este número. Por lo tanto, las diferencias en la firma con las que se enfrentan los investigadores se calculan en ppm. La precisión de los espectroscopios de masas modernos es de 0,02 ‰, los errores en la preparación de la muestra pueden aumentar el error a 0,2 ‰. Las diferencias de 1 ‰ o más pueden considerarse estadísticamente significativas. Para el dióxido de carbono atmosférico moderno en ausencia de actividad industrial, δ 13 C es −8 ‰ y aumenta lentamente hacia valores más negativos debido al uso generalizado de combustibles fósiles, para los cuales esta cifra es −30 ‰ [2] .
Muestras estándar
El espécimen estándar para estimar δ 13 C es "Pee Dee Belemnite" (PDB) de fósiles marinos del Cretácico Belemnitella americana de la Formación Pee Dee en Carolina del Sur . Estas muestras tienen una relación 13 C/ 12 C anormalmente alta (0,0112372) y se aceptan como una referencia de cero δ 13 C. El uso de este estándar da como resultado valores negativos de δ 13 C para materiales comunes [3] . Los estándares se utilizan para verificar la precisión de los métodos de espectroscopia de masas . Debido al uso cada vez mayor de la espectroscopia de masas, hay escasez de materiales de referencia, por lo que a menudo se utilizan otros estándares, como VPDB ("Vienna PDB") [4] .
¿Qué afecta a δ 13 C?
El metano tiene un δ 13 C muy bajo: el metano biogénico es de alrededor de -60 ‰, el termogénico - alrededor de -40 ‰. La liberación de grandes cantidades de hidrato de metano puede afectar el δ 13 C global, como, por ejemplo, durante el máximo térmico del Paleoceno tardío [5] .
En general, el δ 13 C se ve afectado por cambios en la productividad primaria y el entierro orgánico. Los organismos vivos consumen principalmente el isótopo ligero 12 C y tienen un índice δ 13 C del orden de −25 ‰, dependiendo del tipo de metabolismo .
Un aumento en la productividad primaria provoca un aumento correspondiente en δ 13 C, ya que un mayor porcentaje del isótopo 12 C se une a las plantas. El valor de δ 13 C también se ve afectado por el enterramiento de carbono orgánico; cuando se entierra el carbono orgánico, una gran cantidad del isótopo 12C sale de circulación y se acumula en los sedimentos, lo que aumenta la abundancia relativa de 13C .
Ocurrencias geológicamente significativas de δ 13 C
Las plantas fijadoras de carbono C 3 y C 4 tienen firmas diferentes, lo que hace posible rastrear la prevalencia de las gramíneas C 4 a lo largo del tiempo [6] . Mientras que las plantas C 4 tienen un δ 13 C que oscila entre -16 y -10 ‰, las plantas C 3 tienen esta cifra entre -33 y -24 ‰ [2] .
Las extinciones masivas suelen estar marcadas por anomalías negativas de δ 13 C, ya que van acompañadas de una caída en la productividad primaria y la liberación de carbono ligado en las plantas.
La evolución de las grandes plantas terrestres al final del Devónico condujo a un aumento en el almacenamiento de carbono y un aumento en δ 13 C [7] .
Véase también
- δ18O _ _
- δ 15 N
- Firma isotópica
- Análisis isotópico
- es:Geoquímica de isótopos
- es:Etiquetado isotópico
Notas
- ↑ Libes, Susan M. Introducción a la biogeoquímica marina, 1.ª edición . — Nueva York: Wiley, 1992.
- ↑ 1 2 Marion H. O'Leary Isótopos de carbono en la fotosíntesis . Biociencia vol. 38, núm. 5 (mayo de 1988), págs. 328-336 ( JSTOR ).
- ↑ http://www.uga.edu/sisbl/stable.html#calib Archivado el 1 de noviembre de 2011 en Wayback Machine Descripción general de la investigación de isótopos estables - Laboratorio de biología de suelos e isótopos estables del Instituto de Ecología de la Universidad de Georgia
- ↑ Miller & Wheeler, Oceanografía biológica , p. 186.
- ↑ Panchuk, K.; Ridgwell, A.; Kump, LR Respuesta sedimentaria a la liberación máxima de carbono térmico del Paleoceno-Eoceno : una comparación de datos modelo // Geología : diario. - 2008. - Vol. 36 , núm. 4 . - P. 315-318 . -doi : 10.1130/ G24474A.1 .
- ↑ Retallack, GJ Cenozoic Expansion of Grasslands and Climatic Cooling // The Journal of Geology : diario. - 2001. - vol. 109 , núm. 4 . - Pág. 407-426 . -doi : 10.1086/ 320791 . - .
- ↑ Copia archivada . Consultado el 20 de abril de 2014. Archivado desde el original el 13 de septiembre de 2014.
Enlaces
- Miller, Charles B.; Patricia A. Molinero. Oceanografía Biológica (neopr.) . — 2do. - Oxford: John Wiley & Sons , 2012. - ISBN 978-1-4443-3301-5 .
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