ISOTOPE O EAU MARQUEUR

LA COMPOSITION ISOTOPIQUE DE L’EAU : UN MARQUEUR GEOLOGIQUE
Dans l'eau de mer standard (SMOW), les abondances isotopiques de l'oxygène sont les suivantes :
16
O = 99,763 %
17
O = 0,0372 %
18
O = 0,1995 %
1) Quel est le δ
18
O d'une eau pour laquelle une mesure spectrométrique donne
18
O/
16
O = 1,96.10
-3
On rappelle que :
Le δ
18
O dans les glaces polaires accumulées au dernier maximum glaciaire était de - 40
°
/
°°
.
2) a- L'eau de mer était-elle enrichie ou appauvrie en
18
O à cette époque ? Justifier.
2) b- Quelle est la conséquence de la fonte des glaces sur le niveau des océans, leur teneur en H
218
O et leur δ
18
O ?
2) c- Etablir la relation entre la variation ∆
∆∆
∆ h du niveau de la mer et la variation ∆δ
∆δ∆δ
∆δ du δ
18
O des océans :
∆
∆∆
∆h = H. ∆δ
∆δ∆δ
∆δ / δ
δδ
δ
g
Où H est la profondeur moyenne des océans avant la fonte et δ
g
le δ
18
O de la glace.
On utilisera :
• C
1
la concentration en
18
O de l'océan
V
1
son volume initial
• C
g
la concentration en
18
O de la glace
V
g
le volume de glace fondu
• C
2
la concentration en
18
O de l'océan après fonte d'une certain volume de glace V
g
V
2
son nouveau volume
N.B.
- La relation entre les δ
18
O et les concentrations étant linéaire, on pourra remplacer les concentrations par les deltas.
- A la suite de la fonte de V
g
, on supposera la variation de surface de l'océan comme négligeable par rapport à S, la
surface totale des océans.
- On pourra considérer que /δ
δδ
δ
g
/ >>>> /δ
δδ
δ
2
/ (δ
2
étant le δ
18
O de l'océan après fonte d'une certain volume de glace V
g
Actuellement, la profondeur moyenne des océans est de 3810m. L'étude de récifs tropicaux montre qu'au dernier
maximum glaciaire le niveau marin était plus bas de 120m.
2) d- Calculer le δ
18
O de l'eau de mer à cette époque.

Les organiques à tests calcaires tel que les foraminifères marins élaborent leur test (CaCO
3
) à partir des molécules
en solution dans l'eau de mer ( HCO
3-
).
L'analyse par spectrométrie de masse des carbonates de ces tests permet donc de calculer un δ
18
O défini ainsi :
3) a- De quoi dépend le rapport isotopique mesuré dans les tests de foraminifères ?
Une relation entre a été établie expérimentalement sur des coquilles de gastropodes élevés en laboratoire
T(°C)= 16,9-4,2x(δ
δδ
δc-δ
δδ
δe) + 0,13x(δ
δδ
δc-δ
δδ
δe)
2
Où T est la température de l’eau, δ
δδ
δc représente le δ
18
O des carbonates et δ
δδ
δe le δ
18
O de l'eau de mer au moment de la
précipitation.
3) b- Pourquoi utilise-t-on les des foraminifères benthiques qui vivent près du fond pour les mesures isotopiques
des carbonates permettant de reconstituer le δ
18
O de l'eau de mer au moment de leur précipitation.
3) c- Connaissant les variations du δ
δδ
δ c de foraminifères benthiques qu’indiqueront les variations du δ
δδ
δ c de
foraminifères planctoniques (qui vivent près de la surface) ?
3) d- Une augmentation de δ
δδ
δ c de +1‰ va avoir approximativement quelle conséquence sur la température de
l’eau de mer.
Le δ
18
O de foraminifères benthiques sédimentés au cours du dernier maximum glaciaire est de -0,84
°
/
°°
. L'écart
entre cette valeur et celle calculée dans le 2)d est attribué à une modification de la température des eaux océaniques
profondes.
Chaque degré de refroidissement de l'eau de mer augmente le coefficient de fractionnement de
18
O par
cristallisation de la calcite biologique de 0,23
°
/
°°
, il en est donc de même pour le δ
18
O.
4) Calculer en degrés le refroidissement des eaux profondes de l'océan lors du dernier maximum glaciaire.

CORRECTION : 1- ([1,96.10
-3
/(0,1995/99,763)]-1) x 1000 = -20
°
/
°°
2a- δ
18
O très bas, donc
18
O/
16
O très faible dans les glaces, donc élevé dans l’océan qui est enrichi en
18
O.
2b- La fonte de glaces très pauvres en
18
O aux pôles a pour conséquence une élévation du niveau marin, un
appauvrissement corrélatif de l'eau de mer en H
218
O et donc une baisse du δ
18
O des océans.
2c- conservation de la quantité de
18
O entre les deux états : C
2
.V
2
= C
1
.V
1
+ C
g
.V
g
(1)
La relation entre les δ
18
O et les concentrations étant linéaire, on peut remplacer les concentrations par les deltas. (1)
devient : δ
δδ
δ
2
. V
2
= δ
δδ
δ
1
. V
1
+ δ
δδ
δ
g
. V
g
(2)
La variation de surface de l'océan étant négligeable par rapport à S à la suite de la fonte de V
g
. Si ∆
∆∆
∆h correspond à
la variation du niveau de la mer. On peut écrire V
1
= S.H ; V
g
= S.∆
∆∆
∆h et V
2
= S.(H +∆
∆∆
∆h)
(2) devient : δ
δδ
δ
2
. (H +∆
∆∆
∆h) = δ
δδ
δ
1
. H + δ
δδ
δ
g
. ∆
∆∆
∆ h (3) soit (δ
δδ
δ
2
- δ
δδ
δ
1
). H = (δ
δδ
δ
g
- δ
δδ
δ
2
) .∆
∆∆
∆h (4)
Comme /δ
δδ
δ
g
/ >>>> /δ
δδ
δ
2
/, (4) devient ∆δ
∆δ∆δ
∆δ . H = δ
δδ
δ
g
.∆
∆∆
∆h soit : ∆
∆∆
∆h = H . ∆δ
∆δ∆δ
∆δ / δ
δδ
δ
g
.
2d- H avant fonte 3810 – 120 = 3690 En utilisant la relation du 2c : ∆δ
∆δ∆δ
∆δ (120/3690) x (-40)= -1,3
°
/
°°
3a- La composition isotopique des carbonates dépend à la fois de la température de l'eau et de la composition
isotopique de l'eau de mer au moment de leur précipitation.
3b- Au fond de l’océan, la température est peu variable (en première approximation). Dans la relation fournie, si la
température T reste constante (Température du fond), alors la différence dc-de doit l'être aussi.
Les variations de δ
δδ
δc que l'on mesure dans les carbonates sont alors égales à celles de δ
δδ
δe (différence δ
δδ
δc-δ
δδ
δe
constante). Les variations du δ
18
O de ces foraminifères le long d'une carotte de sédiment (δ
δδ
δc) sont égales aux
variations de la composition isotopique de l'eau de mer (δ
δδ
δe), dues aux variations de volume des calottes glaciaires
(et donc reliées au niveau de la mer).
3c- les variations du δc des foraminifères planctoniques sont dues à la fois à celles de la température T et celles du
δe de l'eau de mer. Les variations de δe étant connues par l'analyse des variations de δ
18
O des foraminifères
benthiques, on peut alors estimer grâce aux variations du δc des foraminifères planctoniques les variations de la
température T de la surface de la mer.
3d- Environ – 4,2 °C (cf. formule établie) 4- (-0,84) - (-1,3) = 0,46 soit (0,46/0,23) = 2 °C