δ¹³C — у геохімії, палеокліматології і палеоокеанографії означає відхилення ізотопної сигнатури ¹³ C/¹²C від сигнатури стандартного зразка, вираженої в проміле^[1]:

${\displaystyle \mathrm {\delta ^{13}C} ={\Biggl [}\mathrm {\frac {(^{13}C/^{12}C)_{sample)){(^{13}C/^{12}C)_{standard))} -1{\Biggr ]}\times 1000\ ^{o}\!/\!_{oo},}$

де індексом «standard» позначається сигнатура стандартного зразка.

δ ¹³C змінюється в часі як функція продуктивності біосфери, рівня поховання органічного вуглецю і типу рослинності.

Для більшості природних матеріалів сигнатура ¹³C/¹²C з великою точністю дорівнює 0,0112, відмінності виявляються тільки в наступному знаку цього числа. Таким чином, відмінності в сигнатурі, з якими мають справу дослідники, обчислюється в проміле. Точність сучасних мас-спектроскопів становить 0,02 ‰, похибки при підготовці зразків можуть збільшити помилку до 0,2 ‰. Статистично значущими можуть вважатися відмінності 1 ‰ і більше. Для сучасної атмосферної вуглекислоти у відсутності індустріальної діяльності δ¹³C становить −8 ‰ і повільно збільшується в бік більш негативних значень через широке використання викопного органічного палива, для якого цей показник становить −30 ‰^[2].

Стандартним зразком для оцінки δ¹³C є «Pee Dee Belemnite» (PDB) з морських скам'янілостей крейдяного періоду Belemnitella americana формації Pee Dee^[en] в Південній Кароліні. Ці зразки мають аномально високе відношення ¹³C/¹²C (0,0112372) і прийнято як еталон нульового значення δ¹³C. Використання цього стандарту призводить до від'ємних показників δ¹³C для звичайних матеріалів^[3]. Стандартні зразки використовуються для верифікації точності методів мас-спектроскопії. Через те, що мас-спектроскопія набуває все більшого поширення, відчувається брак стандартних зразків, тому часто застосовуються інші стандарти, наприклад VPDB («Vienna PDB»)^[4].

Метан має дуже низький показник δ¹³C: біогенний метан порядку — 60 ‰, термогенний — близько — 40 ‰. Вивільнення великих кількостей гідрату метану може впливати на глобальний показник δ¹³C, як, наприклад, під час пізньопалеоценового термічного максимуму^[5].

У загальному випадку, на величину δ¹³C впливають зміни первинної продуктивності і поховання органіки. Живі організми споживають переважно легкий ізотоп ¹²C і мають показник δ¹³C порядку −25 ‰ в залежності від типу метаболізму.

Збільшення первинної продуктивності викликає відповідне збільшення δ¹³C, оскільки більший відсоток ізотопу ¹²C виявляється пов'язаним в рослинах. На величину δ¹³C впливає також поховання органічного вуглецю; коли органічний вуглець похований, велика кількість ізотопу ¹²C виходить з обороту і накопичується у відкладеннях, що збільшує відносний вміст ¹³C.

Рослини, що фіксують вуглець по типу C ₃ і по типу C₄ мають різні сигнатури, що дозволяє відслідковувати поширеність трав C₄ у часі^[6]. У той час як рослини C₄ мають δ¹³C в межах −16 до −10 ‰, у C₃ цей показник становить від −33 до −24 ‰^[2].

Масові вимирання часто відзначаються негативними аномаліями δ¹³C, так як супроводжуються падінням первинної продуктивності і вивільненням пов'язаного в рослинах вуглецю.

Еволюція великих сухопутних рослин наприкінці девонського періоду призвела до збільшення поховання вуглецю і підвищенню показника δ¹³C^[7].

• δ¹⁸O^[en]
• δ¹⁵N^[en]
• Ізотопний підпис
• Ізотопний аналіз
• Ізотопна геохімія^[en]
• Ізотопне маркування^[en]

• Miller, Charles B.; Patricia A. Miller (2012) [2003]. Biological Oceanography (вид. 2nd). Oxford: John Wiley & Sons. ISBN 978-1-4443-3301-5.