ในธรณีเคมีภูมิอากาศวิทยาโบราณโบราณคดีและสมุทรศาสตร์โบราณδ ¹³ C (อ่านว่า "เดลต้าคาร์บอนสิบสาม") คืออัตราส่วนมาตรฐานของไอโซโทปเสถียร สองชนิด ของคาร์บอน — ¹³ Cและ¹² C — รายงานเป็นส่วนต่อพัน (ต่อพันส่วน, ‰) ^{[ 1 ]}

นิยามคือ ในหน่วยต่อพัน (per mille) :

${\displaystyle \delta {\ce {^{13}C}}=\left({\frac {({\ce {^{13}C}}/{\ce {^{12}C}})_{\mathrm {sample} }}{({\ce {^{13}C}}/{\ce {^{12}C}})_{\mathrm {standard} }}}-1\right)\times 1,000}$

โดยที่มาตรฐานดังกล่าวเป็นเอกสารอ้างอิงที่ได้รับการยอมรับ แล้ว

ค่าδ ¹³ C ของสารประกอบใดๆ สามารถแตกต่างกันไปตามแหล่งที่มาของสารตั้งต้นและกระบวนการทางชีวธรณีเคมีที่เกิดขึ้น ตัวอย่างเช่นคาร์บอนไดออกไซด์ที่ได้จากการหายใจของระบบนิเวศสามารถแยกแยะได้จากคาร์บอนไดออกไซด์ที่เกิดจากการเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิลโดยใช้ ค่า δ ¹³ C เนื่องจากสารตั้งต้น (สารอินทรีย์สมัยใหม่และปิโตรเลียมตามลำดับ) มีค่าไอโซโทปที่แตกต่างกัน ซึ่งเป็นพื้นฐานของ " ปรากฏการณ์ซูสส์ " ในกรณีของการสังเคราะห์แสง พืชสองต้นที่ปลูกอยู่ใกล้กันโดยใช้แหล่งคาร์บอนไดออกไซด์เดียวกัน อาจมีความแตกต่างกันทางไอโซโทปเนื่องจากกลไกทางชีวเคมีและสรีรวิทยาที่แตกต่างกัน ซึ่งเลือกไอโซโทปใดไอโซโทปหนึ่งเป็นพิเศษ กระบวนการนี้เรียกว่า " การแยกส่วนไอโซโทป "

สารมาตรฐานอ้างอิงใช้สำหรับตรวจสอบความถูกต้องของการวัดอัตราส่วนไอโซโทป ซึ่งโดยทั่วไปจะดำเนินการโดยใช้สเปกโทรเมตรีมวลอัตราส่วนไอโซโทป , สเปกโทรสโกปี แบบ Cavity Ring Down , สเปกโทรสโกปีแบบ Tunable Laser Absorptionหรือนิวเคลียร์แมกเนติกเรโซแนนซ์

วัสดุอ้างอิงเริ่มต้นที่ใช้ในการกำหนดมาตรฐานอัตราส่วนไอโซโทปคาร์บอน "Pee Dee Belemnite" (PDB) — ฟอสซิลทางทะเลใน ยุค ครีเทเชียส Belemnitella americanaซึ่งมีต้นกำเนิดจากPeedee Formationในเซาท์แคโรไลนา วัสดุนี้มีอัตราส่วน ¹³ C/ ¹² C ที่สูงผิดปกติ(0.0112372 ^{[ 2 ]} ) และถูกกำหนดให้มี ค่า δ ¹³ C เป็นศูนย์

เนื่องจากความต้องการมาตรฐาน PDB สูง ทำให้ปริมาณสินค้าหมดลงในที่สุด มาตรฐานอื่นๆ ที่ปรับเทียบให้มีอัตราส่วนเดียวกัน รวมถึงมาตรฐานที่รู้จักกันในชื่อ VPDB (สำหรับ "Vienna PDB") ได้เข้ามาแทนที่มาตรฐานเดิม^{[ 3 ]} อัตราส่วน¹³ C/ ¹² C สำหรับ VPDB ซึ่งองค์การพลังงานปรมาณูระหว่างประเทศ (IAEA) กำหนดให้มี ค่า δ ¹³ C เป็นศูนย์ คือ 0.011113 ^{[ 4 ]} การใช้มาตรฐานอ้างอิงหลักที่แตกต่างกันจะส่งผลให้อัตราส่วนไอโซโทปไม่สามารถเปรียบเทียบกันได้เนื่องจากความแตกต่างของมาตราส่วน เพื่อหลีกเลี่ยงความสับสน การวัดอัตราส่วนไอโซโทปโดยทั่วไปจะมีตัวห้อยที่แสดงถึงวัสดุอ้างอิงที่ ใช้ ในการแก้ไข เช่นδ ¹³ C _PDBหรือδ ¹³ C _VPDB

เพื่อป้องกันการหมดไปของปริมาณ VPDB วัสดุอ้างอิงรองที่มีอัตราส่วนไอโซโทปที่กำหนดโดยการเปรียบเทียบโดยตรงกับ VPDB เช่น NBS-19 (มีจำหน่ายจาก^{สถาบัน}มาตรฐานและเทคโนโลยีแห่งชาติ δ 13 C _VPDB = 1.95‰) ^{[ 5 ]}มักใช้ในห้องปฏิบัติการเพื่อกำหนดมาตรฐานการวัด

มีเทนมีค่า δ ¹³ C ที่เบามาก: มีเทนชีวภาพมีค่า −60‰ และมีเทนเทอร์โมเจนิคมีค่า −40‰ การปล่อยมีเทนแคลทเรต ในปริมาณมาก สามารถส่งผลกระทบต่อ ค่า δ ¹³ C ทั่วโลกได้ เช่นเดียวกับในช่วงPaleocene–Eocene Thermal Maximum ^{[ 6 ]}

โดยทั่วไป อัตราส่วนนี้มักได้รับผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงของผลผลิตขั้นต้นและการฝังตัวของสารอินทรีย์ สิ่งมีชีวิตจะดูด ซับ ^12C ที่มีน้ำหนักเบาได้ดีกว่า และมี ค่า δ ^13Cประมาณ −25‰ ขึ้นอยู่กับวิถีเมตาบอลิซึม ของพวกมัน ดังนั้น การเพิ่มขึ้นของδ ^13Cในฟอสซิลทางทะเลจึงบ่งชี้ถึงการเพิ่มขึ้นของปริมาณพืชพรรณ

การเพิ่มขึ้นของผลผลิตขั้นต้นทำให้ค่า δ ¹³ C เพิ่มขึ้นตามไปด้วยเนื่องจาก¹² C ถูกกักเก็บไว้ในพืชมากขึ้น สัญญาณนี้ยังขึ้นอยู่กับปริมาณการฝังกลบของคาร์บอนด้วย เมื่อคาร์บอนอินทรีย์ถูกฝังกลบ¹² C จะถูกกักเก็บไว้ในตะกอนมากกว่าอัตราส่วนพื้นฐาน

ระดับออกซิเจนยังสามารถส่งผลกระทบต่ออัตราส่วน δ ^{13 C ได้เช่นกัน เนื่องจากมีการคาดการณ์ว่าอัตราส่วน δ 13} C ที่เป็นบวกผิดปกติในยุคมีโซโซอิกอาจเป็นผลมาจากความแตกต่างในการแยกส่วนไอโซโทปคาร์บอนในพืชที่สร้างเรซินภายใต้ระดับออกซิเจนที่ต่ำกว่าในยุคมีโซโซอิก^{[ 7 ]}

พืชC3 _และ C4 มีลักษณะเฉพาะที่แตกต่างกัน ทำให้ สามารถตรวจจับความอุดมสมบูรณ์ของหญ้า C4 ได้ตลอดเวลาใน_{บันทึก} δ13C ^[ ₈ ] ใน^{ขณะที่พืช} C4 มีค่า_δ13C อยู่ที่ −16 ถึง −10‰ พืช C3 _มีค่าδ13C ^{อยู่ ที่ −33}ถึง −24‰ ^{[ 9 ]}

การเปลี่ยนแปลง δ ¹³ C ในเชิงบวกถูกตีความว่าเป็นการเพิ่มขึ้นของการฝังคาร์บอนอินทรีย์ในหินตะกอนอันเนื่องมาจากการเพิ่มขึ้นของผลผลิตขั้นต้น การลดลงของการย่อยสลายภายใต้สภาวะมหาสมุทรที่ปราศจากออกซิเจน หรือทั้งสองอย่าง^{[ 10 ]}ตัวอย่างเช่นวิวัฒนาการของพืชบกขนาดใหญ่ในช่วงปลายยุคดีโวเนียน นำไปสู่การฝังคาร์บอนอินทรีย์ที่เพิ่มขึ้น และส่งผลให้ δ ¹³ C เพิ่มขึ้น^{[ 11 ]}

• เหตุการณ์โลมากุนดี-จาตูลิ (2,300–2,080 ล้านปีก่อน) ยุคพาลีโอโปรเทโรโซอิก - การเปลี่ยนแปลงไปในทิศทางบวก

• เหตุการณ์ชุงกะ-ฟรานเซวิลเลียน (2,080 ล้านปีก่อน) ยุคพาลีโอโปรเทโรโซอิก - การเปลี่ยนแปลงในทิศทางลบ

• ทัศนศึกษา Shuram-Wonoka (570–551 Ma) Neoproterozoic - ทัศนศึกษาเชิงลบ

• การเปลี่ยนแปลงไอโซโทปคาร์บอนเชิงบวกในยุคสเตปโต (494.6-492 ล้านปี) ยุคพาลีโอโซอิก - การเปลี่ยนแปลงเชิงบวก

• เหตุการณ์ไอเรวิเคน (433.4 ล้านปีก่อน) ยุคพาลีโอโซอิก - การเปลี่ยนแปลงในทิศทางบวก

• เหตุการณ์ Mulde (427 ล้านปีก่อน) ยุคพาลีโอโซอิก - การเปลี่ยนแปลงไปในทิศทางบวก

• เหตุการณ์เลา (424 ล้านปีก่อน) ยุคพาลีโอโซอิก - การเปลี่ยนแปลงไปในทิศทางบวก

• เหตุการณ์รอยต่อยุคซีโนมาเนียน-ทูโรเนียน (93.9 ล้านปีก่อน) ยุคมีโซโซอิก - การเปลี่ยนแปลงในเชิงบวก

• ช่วงอุณหภูมิสูงสุดในยุคพาลีโอซีน-อีโอซีน (55.5 ล้านปีก่อน) ยุคซีโนโซอิก - การเปลี่ยนแปลงในทิศทางลบ

• δ ¹⁸ O
• δ ¹⁵ N
• δ ³⁴ S
• ลายเซ็นไอโซโทป
• การวิเคราะห์ไอโซโทป
• ธรณีเคมีไอโซโทป
• การติดฉลากไอโซโทป

• มิลเลอร์, ชาร์ลส์ บี.; แพทริเซีย เอ. มิลเลอร์ (2012) [2003]. สมุทรศาสตร์ชีวภาพ (ฉบับที่ 2). อ็อกซ์ฟอร์ด: จอห์น ไวลีย์ แอนด์ ซันส์. ISBN 978-1-4443-3301-5.
• Mook, WG , & Tan, FC (1991). ไอโซโทปคาร์บอนเสถียรในแม่น้ำและปากแม่น้ำ ชีวธรณีเคมีของแม่น้ำสายหลักของโลก 42, 245–264.