A geokémiában, paleoklimatológiában és paleoceanográfiában a δ¹³C egy izotóp-jelzőérték, amelyet a ¹³C/¹²C izotópok arányából számolnak. A ¹²C és ¹³C felhasználható az óceánok cirkulációját megmagyarázó hőmérséklet követésére. A növények könnyebben hasznosítják a kisebb tömegszámú (¹²C) izotópot, miközben a napfényt és szén-dioxidot táplálékká alakítják, így a nagy plankton-telepek nagy mennyiségű ¹²C-őt juttatnak az óceánokba. Ha az óceánok rétegződnek (a felszínhez közel meleg, mélyebben hideg víz helyezkedik el), akkor a víz körforgása leáll, így ha a plankton elpusztul, a fenékre süllyed, és magával viszi a ¹²C-őt, ezáltal a felszíni réteg ¹³C-ban viszonylag gazdaggá válik. Ahol a hideg víz feltör a mélyből (például az észak-atlanti térségben), ott magával hozza a ¹²C-őt. Ezért amikor az óceán rétegzettsége a jelenleginél kisebb mértékű volt, akkor a felszín közelben élő fajok mészváza sok ¹²C-őt tartalmazott. A múlt éghajlatának további indikátorai közé tartozik a trópusi fajok jelenléte, a korallok növekedési gyűrűi stb.

A növényzet a kilégzési stádiumban ¹²C-dús CO₂-t juttat a levegőbe, míg a fotoszintetikus stádiumban a ¹²C-t elvonja a környezetből, amit a δ¹³C változása híven tükröz. A ¹²C-elvonás és -kibocsátás mértékét a fotoszintézis típusa is befolyásolja, hiszen az ún. C₃ növények (fák, bokrok, cserjék) több ¹²C-t vonnak el a környezetükből, mint a C₄ növények (pázsitfüvek). Ez a folyamat még pontosabban nyomon követhető, ha kombinált δ¹³C–δ¹⁸O elemzéseket végzünk (Demény, 2004). A C₃ és C₄ növényeknek különböző izotópértékei vannak, előrebocsátva a C₄ pázsitfüvek fontosságát (Ségalen & Lee-Thorp, 2009). Amíg a C₄ növényeknek a δ¹³C értéke -16 és -10‰ közt van, addig a C₃ növényeké -33 és -24‰ közt szór (156. ábra).

156. ábra. A δ13C értékek a különböző növényekben, és ennek beépülése a növényevő állatok fogaiba