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δでるた13C

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δでるた13C (prononcé « delta treize C » ou plus souvent « delta C treize ») est une notation commode du rapport 13C/12C des nombres d'atomes de carbone 13 et de carbone 12 dans un échantillon. δでるた13C est très utilisé en géochimie, en paléoclimatologie et en paléocéanographie[1],[2].

Définition

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

δでるた13C =

Remarque : une expression telle que δでるた13C = −25 est conforme à la définition ci-dessus, mais on trouve aussi écrit δでるた13C = −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 δでるた13C 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 δでるた13C négatif[3]. Un échantillon de rapport 13C/12C = 0,010743 aura ainsi un δでるた13C 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.

Causes des variations de δでるた13C

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δでるた13C 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 δでるた13C : méthane d'origine biologique −60 ‰, méthane d'origine thermique −40 ‰. L'émission de grandes quantités d'hydrate de méthane est susceptible d'influencer le δでるた13C, 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 δでるた13C de −25‰, dépendant cependant de leur voie métabolique. Par conséquent, une élévation du δでるた13C 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 δでるた13C[7]. Alors que les plantes C4 ont une valeur de δでるた13C 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 δでるた13C, car les plantes captent plus de 12C.

Les extinctions massives sont souvent corrélées avec une anomalie négative du δでるた13C, 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 δでるた13C[9].

Articles connexes

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Références

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  1. ↑ (en) Susan M. Libes, Introduction to Marine Biogeochemistry, New York, Wiley, , 1re éd.
  2. ↑ « Cycle du carbone et effet de serre. Delta 13 C », sur Institut français de l'éducation, Ministère de l'éducation (France) (consulté le ).
  3. ↑ (en) « Overview of Stable Isotope Research », University of Georgia, Stable Isotope Ecology Laboratoty, (consulté le )
  4. ↑ Miller et Miller 2012, p. 186.
  5. ↑ (en) J.M. McDermott, J.S. Seewald, C.R. German et S.P. Sylva, « Pathways for abiotic organic synthesis at submarine hydrothermal fields », Proceedings of the National Academy of Sciences, vol. 112, no 25,‎ , p. 7668-7672 (lire en ligne).
  6. ↑ (en) K. Panchuk, A. Ridgwell et L.R. Kump, « Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison », Geology, vol. 36, no 4,‎ , p. 315–318 (DOI 10.1130/G24474A.1).
  7. ↑ (en) G.J. Retallack, « Cenozoic Expansion of Grasslands and Climatic Cooling », The Journal of Geology, vol. 109, no 4,‎ , p. 407–426 (DOI 10.1086/320791)
  8. ↑ (en) M. H. O'Leary, « Carbon Isotopes in Photosynthesis », BioScience, vol. 38, no 5,‎ , p. 328–336 (DOI 10.2307/1310735)
  9. ↑ (en) M.M. Joachimski et W. Buggisch, « The late Devonian mass extinction. Impact or earth-bound event? », Catastrophic Events Conference, Lunar and Planetary Institute,

Bibliographie

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  • (en) Charles B. Miller et Patricia A. Miller, Biological Oceanography, Oxford, John Wiley & Sons, , 2e éd. (1re 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 » (no 42), , p. 245–264
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