Les indices isotopiques des paléoclimats

Imagine deux ballons de tailles identiques, mais l'un est légèrement plus lourd. Si tu les lances, le plus léger montera plus haut plus facilement. C'est ce qui se passe avec les molécules d'eau selon leur poids lors du cycle de l'eau.

L'oxygène possède des isotopes stables. Le plus courant est l'oxygène 16 (${}^{16}\text{O}$), léger. Il existe aussi l'oxygène 18 (${}^{18}\text{O}$), plus lourd et plus rare. L'eau (${\text{H}}_2\text{O}$) contient l'un ou l'autre, ce qui change très légèrement sa masse.

On mesure la proportion de ${}^{18}\text{O}$ par rapport à ${}^{16}\text{O}$. Cette valeur relative est notée ${\delta }^{18}\text{O}$. Ses variations nous servent de thermomètre naturel pour reconstituer les climats passés.

En Antarctique ou au Groenland, la neige s'accumule en couches successives sans fondre. En forant des carottes de glace, on récupère de l'eau fossile et on analyse son ${\delta }^{18}\text{O}$.

Lors du transport de l'humidité vers les pôles, l'eau lourde (${}^{18}\text{O}$) tombe en premier. Plus il fait froid sur le trajet, plus la vapeur résiduelle qui arrive au pôle est appauvrie en ${}^{18}\text{O}$. La neige polaire contient donc très peu de ${}^{18}\text{O}$.

Au fond des océans, on étudie les tests (coquilles) de foraminifères. Ces micro-organismes fabriquent leur coquille calcaire en équilibre avec l'oxygène de l'eau de mer de leur époque.

En période glaciaire, l'eau légère (${}^{16}\text{O}$) est piégée dans les immenses calottes continentales et ne retourne pas à l'océan. L'eau de mer restante devient donc proportionnellement plus riche en eau lourde (${}^{18}\text{O}$).

Par conséquent, les foraminifères d'une période glaciaire ont un ${\delta }^{18}\text{O}$ élevé. Ici, cet indice permet surtout de déduire le volume global des glaces sur les continents.