vignette|La valeur de δO dans les coquilles carbonatées des foraminifères fossiles (photographie en microscopie électronique à balayage) fournit des informations sur la température de la mer quand et là où ils vivaient.
O (prononcé « delta dix-huit O » ou plus souvent « delta O dix-huit ») est une notation commode du rapport O/O des nombres d'atomes d'oxygène 18 et d'oxygène 16 dans un échantillon. O est très utilisé en paléoclimatologie, en paléocéanographie, en géochimie et en planétologie. On le mesure par exemple dans les coraux, les foraminifères. ou les carottes de glace. afin de restituer le climat passé.. Il est aussi utilisé pour caractériser les interactions entre les eaux souterraines et les minéraux, ses variations étant alors dues au fractionnement isotopique accompagnant les réactions chimiques.
Définition O est la variation relative du rapport O/O entre une référence (un standard) et l'échantillon considéré, exprimée généralement en millièmes. : O =
Remarque : une expression telle que O = 13 est conforme à la définition ci-dessus, mais on trouve aussi écrit O = 13 ‰. Les deux expressions sont en pratique équivalentes (vu la faible amplitude des variations observées, une erreur d'ordre de grandeur d'un facteur est tout à fait improbable), mais en toute rigueur la seconde signifie que O a été défini sans le facteur (car 0,013).
La référence généralement utilisée est l'eau océanique moyenne normalisée de Vienne (VSMOW, pour ), dont le rapport O/O vaut. : .
Le standard VSMOW a été initié par le géochimiste américain en 1967, et promulgué en 1968 par l'Agence internationale de l'énergie atomique (dont le siège est à Vienne). Auparavant on employait un standard américain de composition très similaire (le SMOW, pour ), ou bien l'eau issue de la fonte de neige naturelle, de composition également voisine.
Variations
Les variations du rapport isotopique O/O dans les échantillons sont dues au fractionnement isotopique., qui résulte de la différence de masse entre les deux isotopes. Les différentes énergies caractéristiques (énergies de vibration, énergies d'activation) sont plus grandes pour l'oxygène 18 que pour l'oxygène 16. Il en résulte de petites différences dans les constantes d'équilibre et surtout des vitesses de réaction plus faibles pour l'oxygène 18. Cela se traduit notamment lors de l'évaporation de l'eau, puis lors de la condensation de la vapeur d'eau sous forme de pluie ou de neige. Les nuages sont ainsi plus riches en oxygène 16 qu'en oxygène 18. La mesure du rapport isotopique O/O (donc de O) des échantillons prélevés peut alors être interprétée en termes d'intensité des phénomènes d'évaporation et condensation.
Les valeurs de O dépendent notamment de la latitude. Les nuages opèrent une circulation, en général, de l'équateur vers les pôles. Ce déplacement entraîne une perte en oxygène 18 qui a une condensation plus facile quand les températures sont moins élevées.. Les hautes latitudes présentant globalement des températures moins élevées que les basses, l'oxygène 18 y est moins présent.
Paléoclimatologie
La mesure de O permet de caractériser les températures du passé (paléoclimatologie). Lorsque la température augmente, l'évaporation est plus intense et le déséquilibre en faveur de l'oxygène 16 joue moins (O est plus élevé). Lorsque la température baisse, c'est l'inverse. Ainsi, un échantillon de glace polaire relativement riche en oxygène 18 témoigne d'une période plutôt chaude tandis qu'un échantillon pauvre témoigne d'une période froide. En revanche, un échantillon de foraminifère benthique riche en oxygène 18 témoignera d'une période froide et inversement pour un échantillon pauvre en oxygène 18. Les méthodes de datation absolue ou relative indiquent de quelle période géologique il s'agit.
Notes et références
Voir aussi Articles connexes C N Isotopes de l'oxygène
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