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 18O d'une eau pour laquelle une mesure spectrométrique donne 18O/16O = 1,96.10-3
On rappelle que :
Le δ 18O dans les glaces polaires accumulées au dernier maximum glaciaire était de - 40 °/°°.
2) a- L'eau de mer était-elle enrichie ou appauvrie en 18O à cette époque ? Justifier.
2) b- Quelle est la conséquence de la fonte des glaces sur le niveau des océans, leur teneur en H218O et leur δ 18O ?
2) c- Etablir la relation entre la variation ∆h du niveau de la mer et la variation ∆δ du δ18O des océans :
∆h = H. ∆δ / δg
Où H est la profondeur moyenne des océans avant la fonte et δg le δ18O de la glace.
On utilisera :
18
• C1 la concentration en O de l'océan
V1 son volume initial
18
• Cg la concentration en O de la glace
Vg le volume de glace fondu
18
• C2 la concentration en O de l'océan après fonte d'une certain volume de glace Vg
V2 son nouveau volume
N.B.
- La relation entre les δ18O et les concentrations étant linéaire, on pourra remplacer les concentrations par les deltas.
- A la suite de la fonte de Vg, 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
δg/ >>>> /δ
δ2/ (δ2 étant le δ18O de l'océan après fonte d'une certain volume de glace Vg
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 18O de l'eau de mer à cette époque.
Les organiques à tests calcaires tel que les foraminifères marins élaborent leur test (CaCO3) à partir des molécules
en solution dans l'eau de mer ( HCO3-).
L'analyse par spectrométrie de masse des carbonates de ces tests permet donc de calculer un δ18O 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
δc-δ
δe) + 0,13x(δ
δc-δ
δe)2
Où T est la température de l’eau, δc représente le δ18O des carbonates et δe le δ18O 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 δ18O de l'eau de mer au moment de leur précipitation.
3) c- Connaissant les variations du δc de foraminifères benthiques qu’indiqueront les variations du δc de
foraminifères planctoniques (qui vivent près de la surface) ?
3) d- Une augmentation de δc de +1‰ va avoir approximativement quelle conséquence sur la température de
l’eau de mer.
Le δ 18O 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 18O par
cristallisation de la calcite biologique de 0,23 °/°°, il en est donc de même pour le δ 18O.
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 18O très bas, donc 18O/16O très faible dans les glaces, donc élevé dans l’océan qui est enrichi en 18O.
2b- La fonte de glaces très pauvres en 18O aux pôles a pour conséquence une élévation du niveau marin, un
appauvrissement corrélatif de l'eau de mer en H218O et donc une baisse du δ 18O des océans.
2c- conservation de la quantité de 18O entre les deux états : C2.V2 = C1.V1 + Cg.Vg (1)
La relation entre les δ18O et les concentrations étant linéaire, on peut remplacer les concentrations par les deltas. (1)
devient : δ2 . V2 = δ1 . V1 + δg . Vg (2)
La variation de surface de l'océan étant négligeable par rapport à S à la suite de la fonte de Vg . Si ∆h correspond à
la variation du niveau de la mer. On peut écrire V1= S.H ; Vg= S.∆
∆h et V2 = S.(H +∆
∆h)
(2) devient : δ2 . (H +∆
∆h) = δ1 . H + δg . ∆ h (3) soit (δ
δ2 - δ1). H = (δ
δg - δ2) .∆
∆h (4)
Comme /δ
δg/ >>>> /δ
δ2/, (4) devient ∆δ . H = δg .∆
∆h soit : ∆h = H . ∆δ / δg .
2d- H avant fonte 3810 – 120 = 3690 En utilisant la relation du 2c : ∆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 δc que l'on mesure dans les carbonates sont alors égales à celles de δe (différence δc-δ
δe
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constante). Les variations du δ O de ces foraminifères le long d'une carotte de sédiment (δ
δc) sont égales aux
variations de la composition isotopique de l'eau de mer (δ
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 δ18O 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