La composition isotopique de l eau

La composition isotopique de l eau La carte mondiale actuelle de la composition isotopique des précipitations est montrée sur la Figure 1. On constate qu il existe une zonation de la valeur du δ 18 O en fonction de la latitude : plus la latitude est élevée, plus l eau de pluie a un δ 18 O bas (c est-à-dire plus, il est «léger» encore autrement dit; plus il est pauvre en 18 O). Figure 1: Carte mondiale de répartition des δ 18 O des précipitations (Faure et Mensing, 2005) L idée générale pour expliquer cette répartition est de considérer un processus d évaporation dans les zones équatoriales, puis un processus de distillation par condensation continue de cette vapeur d eau tout au long de la migration des nuages vers les hautes latitudes. Ce processus est présenté de manière simple sur la Figure 2. Figure 2 : Schéma présentant le processus d évaporation, puis de condensation et le comportement des isotopes de l oxygène (http://planetterre.enslyon.fr/planetterre/xml/db/planetterr e/metadata/lom-deltatemperature.xml) 1/6

Processus d évaporation La première étape considère l évaporation à partir de l eau de mer à 20 C, c est-à-dire la formation de vapeur d eau (V) à partir de l eau de mer (L). Sachant que le δ 18 O de l eau de mer est de 0 (SMOW), nous pouvons calculer le δ 18 O de la vapeur d eau. On utilise la relation : " L V = 1000 + #18 O liquide 1000 + # 18 O vapeur où " L V est le coefficient de fractionnement isotopique de l oxygène entre l eau liquide et la vapeur d eau. Le " L V de l eau dépend de la température selon la relation : 1000 " ln # V L ( ) = -7,685 + 6,7123.103 ( ) T K - 1,6664.106 T K + 0,35041.10 ( ) 2 T( K) 3 On peut calculer que " L V vaut 1,0098 à 20. L application numérique permet d obtenir le résultat suivant : " 18 O vapeur = 1000 + "18 O liquide $1000 = 1000 + 0 $1000 = $9,7 L # V 1,0098 Dans la réalité, la composition isotopique mesurée de la vapeur d eau est -12. Cette différence est due au fait que le fractionnement isotopique dépend aussi de facteurs cinétiques qui ne sont pas pris en compte par la relation utilisée précédemment. Processus de condensation Au fur et à mesure du processus de condensation, le δ 18 O des précipitations suit une loi du type (distillation de Rayleigh) : 9 R L R V 0 = " L v ƒ " V L #1 0 expression dans laquelle R L est le rapport isotopique de la pluie, R V est le rapport isotopique de la vapeur initiale (-12 ), " VL est le coefficient de fractionnement isotopique entre liquide et vapeur à 10 C (nous considérerons dans une première approche que la condensation de l eau se fait à une température de 10 C; la valeur de " L V est alors de 1,0107) et ƒ est la fraction de vapeur d eau restant dans l air (de 1 au début du processus à 0 à la fin). Sachant que d une manière générale, on a la relation : % " 18 O =1000 # R $ R ( std ' * & R std ) avec R std est le rapport isotopique d un standard, cette formule permet de tirer R : $ R = R std " 1000 + #18 O' & ) % 1000 ( En utilisant cette relation, on peut reformuler l expression de la distillation de Rayleigh : 1000 + " 18 O L = 1000 + " 18 0 ( O V )# L v ƒ # V L $1 ou " 18 O L = 1000 + " 18 0 ( O V )# L v ƒ # V L $1 $1000 Le calcul du δ 18 O des précipitations en fonction de ƒ donne le résultat présenté sur la Figure 3. D une part, on constate que la loi de Rayleigh rend bien compte de la diminution du δ 18 O des pluies au cours de la condensation de la vapeur d eau. D autre part, les valeurs obtenues sont assez fidèles aux données mesurées, l eau de pluie ayant une valeur de -1,4 dans les zones équatoriales (à comparer -2 de la Figure 1) et des valeurs vers -35 pour des valeurs de ƒ basses. Dans les zones polaires, nous nous attendons donc à avoir des valeurs de δ 18 O très basses, ce qui est confirmé par les mesures (Figure 1). 2/6

Figure 3 : Evolution du δ 18 O des précipitations en fonction de la fraction de vapeur résiduelle pour une température de 10 C Evolution de la signature isotopique des glaces polaires Les variations du δ 18 O des glaces sont liées principalement aux variations de températures de l'air entre les périodes glaciaires et les périodes chaudes. Les causes sont deux natures : l'influence de la température sur le pourcentage de vapeur résiduelle ƒ et l'influence de la température sur le coefficient de fractionnement " VL. En ce qui concerne le premier point (l'influence de la température sur ƒ), on sent de manière intuitive que plus l'air est chaud, puis il pourra contenir de vapeur d'eau. Autrement dit, en période chaude, le pourcentage de vapeur d'eau dans l'air sera plus important. Ce sera bien évidemment le contraire en période froide, qui s'exprimera par un pourcentage de vapeur d'eau résiduel moins élevé. Cette différence est présentée de manière purement qualitative sur le diagramme de la distillation de Rayleigh (Figure 4). En période chaude (ƒ plus grand), le δ 18 O est plus élevé (moins négatif); en période froide, en revanche, le δ 18 O est plus bas (plus négatif). Période chaude : température de l'air plus élevée, ƒ plus grand (δ 18 O)~10 Période froide : température de l'air plus bassse, ƒ plus petit Figure 4 : Effet de la température sur le pourcentage de vapeur d'eau résiduelle et le δ 18 O des glaces (approche purement qualitative) 3/6

En ce qui concerne l'influence de la température sur " VL, elle peut être aisément quantifiée. " VL est en effet une fonction directe de la température. En période glaciaire, quand la température est plus basse, " VL est plus grand. Une simulation a été faite pour une température de 10 à -50 C (Figure 5). On constate que l influence de la température est d abaisser le δ 18 O dans les gammes de ƒ basses, les variations sont de l ordre d une vingtaine d'unités entre les différentes courbes à ƒ=0,04. (δ 18 O)~20 Figure 5 : Evolution du δ 18 O des précipitations en fonction de la fraction de vapeur résiduelle pour une température entre 10 et -50 C Les périodes glaciaires ont joué un rôle particulièrement important dans l hémisphère nord. Durant la dernière glaciation (appelée Würm, Wisconsin, Wisconsin ou Valdaï) (de 80000/70000 à 10000 ans B.P.), il y a alors sur Terre quatre inlandsis, c'est à dire quatre immenses calottes glaciaires : antarctique, groënlandaise, canadienne et scandinave, plus de nombreux glaciers de montagnes, comme le glacier alpin. Dans l'interglaciaire où nous vivons actuellement, les deux dernières calottes polaires canadienne et scandinave ont disparu. L'ensemble représentait alors environ 40.10 6 de km 3 de glace. Au Würm, Lyon, dans la était couvert par une épaisseur de 300 m de glace et le glacier alpinrhodanien descendait jusqu'à Valence dans la vallée du Rhône. L enregistrement du δ 18 O sur la calotte du Groenland (forage GISP2, Figure 6) est présenté sur la Figure 7. La courbe montre une succession de pics et de creux durant les 100000 dernières années, interprétés des alternances de périodes chaudes et de périodes froides. Les valeurs extrêmes mesurées dans le forage sont de -33 à -44. Figure 6 : localisation des forages dans les glaces de la calotte groenlandaise (Nature 431, 147-151, 2004) 4/6

Figure 7 : Enregistrement du δ 18 O de la glace du forage GISP2 (Grootes et Stuiver, 1997) en fonction de l âge. Les nombres de 1 à 23 indiquent les stades interglaciaires Relation entre volume des calottes et δ 18 O des océans «Le δ 18 O de l'eau de mer et le δ 18 O de la glace sont indirectement reliés en période glaciaire, à cause du refroidissement global qui [réduit les] précipitations et augmente le volume des calottes. La reconstruction de ces δ 18 O, à partir de la glace et des sédiments, montre une bonne anti-corrélation lors des cycles glaciaires-interglaciaires depuis environ 1 million d'années. La Erreur! Source du renvoi introuvable. illustre ce fait sur les derniers 400000 ans : la courbe du haut est une estimation du δ 18 O de l'eau de mer, la courbe du bas le δ 18 O de la glace à la station de Vostok, en Antarctique.» 1 Figure 8 : Evolution du δ 18 O de l eau de mer et de la glace en Antarctique au cours de 400000 dernières années (http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/xml/db/planetterre/metadata/lom-delta-temperature.xml) L'hydrosphère est composée de 3 grands réservoirs : les océans, les calottes polaires et banquises et les eaux de surface (fleuves, rivières, lacs). On supposera que le volume des rivières et lacs est négligeable par rapport aux océans et calottes. Nous avons δ 18 O océan = 0 (le SMOW par convention) et δ 18 O calotte = -33. Les données permettent de calculer le δ 18 O hydrosphère de l hydrosphère dans son ensemble : " hydrosphère = V océan # " 18 O océan + V calotte # " 18 O calotte V hydrosphère V hydrosphère Le paramètre V correspond au volume de chaque réservoir : 1350 km 3 pour les océans, 27,5 km 3 pour la calotte polaire, soit 1377,5 km 3 pour l hydrosphère. Avec ces valeurs, on obtient pour δ 18 O hydropsphère une valeur de -0,7. Pendant les différentes époques glaciaires/interglaciaires qui se sont succédées, le volume des calottes a varié mais le volume de global de l hydrosphère n a pas changé, de même que sa signature isotopique globale. 1 http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/xml/db/planetterre/metadata/lom-delta-temperature.xml 5/6

Durant la glaciation Würm, le volume de glace est supposé avoir été plus important de 42.10 6 km 3 par rapport à l actuel. Nous allons calculer la composition isotopique de l océan à cette époque. La valeur de δ 18 O océan est donnée par la relation : " 18 O océan = "18 O hydrosphère # V hydrosphère $ " 18 O banquise V océan # V banquise Avec les valeurs extrêmes mesurées à GISP2, nous avons recalculé le δ 18 O de l eau de mer pour cette période (valeur de -42 ), " 18 O océan dont la valeur était de 1,5. Les périodes froides se manifestent donc par une augmentation du δ 18 O des océans, les périodes chaudes par une diminution de δ 18 O (jusqu à -0,7, en cas de fonte complète des calottes polaires). Ce calcul confirme l anti-corrélation entre δ 18 O des océans et le δ 18 O des calottes observée sur la Erreur! Source du renvoi introuvable.figure 8. Complexité de la réalité par rapport aux modèles L'application du modèle de Rayleigh tel que l'on l'avons présenté est limitée. En effet, plusieurs simplifications ont été faites. D'abord, nous avons supposé que la condensation L (précipitation) se faisait à une température de 10 C, soit un " V de 1,0107. Or, les températures diminuent avec l'altitude, ce qui signifie que le coefficient de fractionnement augmente avec la latitude, donc avec la fraction de vapeur résiduelle diminuant. Cela accentue donc la tendance observée sur la figure précédente. Ensuite, le pur processus de distillation de Rayleigh est perturbé par le fait que la vapeur d'eau est mélangée avec l'eau de l'évaporation des zones tempérées (lacs, rivières, sols) et la transpiration des plantes. La vapeur d'eau est donc un mélange complexe de ces différentes sources. Références Faure, G. et Mansing, T.M. (2005) Isotopes : Principles and applications. John Wiley & Sons, 928 p. Grootes, P.M. et M. Stuiver. 1997. Oxygen 18/16 variability in Greenland snow and ice with 10 3 to 10 5 -year time resolution. J. Geophys. Res. 102, 26455-26470. 6/6