Voir la source de Δ18O

[[Fichier:Benthic foraminifera.jpg|vignette|La valeur de δ{{18}}O dans les coquilles carbonatées des [[Foraminifera|foraminifères]] [[fossile]]s (photographie en [[microscopie électronique à balayage]]) fournit des informations sur la température de la mer quand et là où ils vivaient.]]
{{titre mis en forme|δ{{18}}O}}
'''{{serif|δ}}{{18}}O''' (prononcé « delta dix-huit O » ou plus souvent « delta O dix-huit ») est une notation commode du [[rapport isotopique|rapport]] {{18}}O/{{16}}O des nombres d'atomes d'[[oxygène 18]] et d'[[oxygène 16]] dans un échantillon. {{serif|δ}}{{18}}O est très utilisé en [[paléoclimatologie]], en [[paléocéanographie]], en [[géochimie]] et en [[planétologie]]. On le mesure par exemple dans les [[Corail|coraux]], les [[foraminifères]]<ref>{{Lien web|langue=fr|titre=Diagenèse et variations du rapport isotopique des foraminifères|url=http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/diagenese-foram.xml|site=planet-terre.ens-lyon.fr|date=30 mars 2004|consulté le=2018-05-26}}.</ref> ou les [[Carotte de glace|carottes de glace]]<ref>{{Lien web|langue=fr|titre=Lien entre le δ18O des glaces et la température atmosphérique|url=http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/temperature-des-glaces.xml|site=planet-terre.ens-lyon.fr|date=16 mai 2000|consulté le=2018-05-26}}.</ref> afin de restituer le climat passé<ref>{{Lien web|langue=fr|titre=Climat du Quaternaire récent et analyse de séries temporelles : introduction à la reconstruction des climats anciens|url=http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/series-temporelles2.xml|site=planet-terre.ens-lyon.fr|date=1 septembre 2000|consulté le=2018-05-26}}.</ref>. 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 [[réaction chimique|réactions chimiques]].

== Définition ==
{{serif|δ}}{{18}}O est la variation relative du rapport {{18}}O/{{16}}O entre une référence (un [[étalon (métrologie)|standard]]) et l'échantillon considéré, exprimée généralement en [[millième]]s<ref>{{Lien web|langue=fr|titre=Fractionnement de l'oxygène dans les nuages|url=http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/fractionnement-oxygene.xml|site=planet-terre.ens-lyon.fr|date=6 mars 2009|consulté le=2018-05-26}}.</ref> :
:{{serif|δ}}{{18}}O = <math>1\,000\left[\frac{\left(^{18}\!\mathrm{O}/^{16}\!\mathrm{O}\right)_\text{échantillon}}{\left(^{18}\!\mathrm{O}/^{16}\!\mathrm{O}\right)_\text{référence}}-1\right]</math>

Remarque : une expression telle que {{serif|δ}}{{18}}O = 13 est conforme à la définition ci-dessus, mais on trouve aussi écrit {{serif|δ}}{{18}}O = 13 [[pour mille|‰]]. Les deux expressions sont en pratique équivalentes (vu la faible amplitude des variations observées, une erreur d'ordre de grandeur d'un facteur {{formatnum:1000}} est tout à fait improbable), mais en toute rigueur la seconde signifie que {{serif|δ}}{{18}}O a été défini sans le facteur {{formatnum:1000}} (car {{nobr|1={{unité|13 ‰}} =}} 0,013).

La référence généralement utilisée est l'[[eau océanique moyenne normalisée de Vienne]] (VSMOW, pour ''{{langue|en|Vienna Standard Mean Ocean Water}}''), dont le rapport {{18}}O/{{16}}O vaut<ref>{{lien web| url=https://www.bipm.org/utils/fr/pdf/CIPMOutcomes/CI-2005-Recommendation-2.pdf| titre=Recommandation 2 (CI-2005)| site=[[Bureau international des poids et mesures|BIPM]]| consulté le=25 juin 2018| format=pdf|brisé le = 2024-02-16}}.</ref> :
:<math>\left(^{18}\!\mathrm{O}/^{16}\!\mathrm{O}\right)_\text{VSMOW}=(2005{,}20\pm0{,}43)\times10^{-6}</math>.

Le standard VSMOW a été initié par le [[géochimie|géochimiste]] [[États-Unis|américain]] {{lien|Harmon Craig}} en 1967, et promulgué en 1968 par l'[[Agence internationale de l'énergie atomique]] (dont le siège est à [[Vienne (Autriche)|Vienne]]). Auparavant on employait un standard américain de composition très similaire (le SMOW, pour ''{{langue|en|Standard Mean Ocean Water}}''), ou bien l'eau issue de la fonte de neige naturelle, de composition également voisine.

== Variations ==

Les variations du [[rapport isotopique]] {{18}}O/{{16}}O dans les échantillons sont dues au [[fractionnement isotopique]]<ref>{{Lien web|langue=Français|titre=Ce qu’il faut comprendre et retenir du δ18O (delta 18 O) en tant qu’indicateur paléoclimatique|url=http://tristan.ferroir.fr/index.php/2012/01/18/ce-quil-faut-comprendre-et-retenir-du-delta-18-o-en-tant-quindicateur-paleoclimatique/|site=tristan.ferroir.fr|périodique=|date=2012|consulté le=}}.</ref>, qui résulte de la différence de masse entre les deux isotopes. Les différentes énergies caractéristiques ([[énergie de vibration|énergies de vibration]], [[énergie d'activation|énergies d'activation]]{{etc.}}) sont plus grandes pour l'oxygène 18 que pour l'oxygène 16. Il en résulte de petites différences dans les [[constante d'équilibre|constantes d'équilibre]] et surtout des [[Cinétique chimique#Vitesse de réaction|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 {{18}}O/{{16}}O (donc de {{serif|δ}}{{18}}O) des échantillons prélevés peut alors être interprétée en termes d'intensité des phénomènes d'évaporation et condensation.

Les valeurs de {{serif|δ}}{{18}}O dépendent notamment de la [[latitude]]. Les nuages opèrent une circulation, en général, de l'[[Équateur terrestre|équateur]] vers les pôles. Ce déplacement entraîne une perte en oxygène 18 qui a une condensation plus facile quand les températures sont moins élevées<ref>{{Lien web|langue=|titre=Lien entre le δ18O des glaces et la température atmosphérique|url=http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/temperature-des-glaces.xml|site=éduscol|périodique=|date=|consulté le=}}.</ref>. Les hautes latitudes présentant globalement des températures moins élevées que les basses, l'oxygène 18 y est moins présent.

== Paléoclimatologie ==

La mesure de {{serif|δ}}{{18}}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 ({{serif|δ}}{{18}}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]] [[datation absolue|absolue]] ou [[datation relative|relative]] indiquent de quelle [[période (géologie)|période géologique]] il s'agit.

== Notes et références ==

{{Références}}

== Voir aussi ==

=== Articles connexes ===

* [[δ13C|{{serif|δ}}{{13}}C]]
* [[Isotopes de l'oxygène]]

{{Portail|paléontologie|sciences de la Terre et de l'Univers|chimie|climat}}

[[Catégorie:Géochimie]]
[[Catégorie:Paléoclimatologie]]
[[Catégorie:Isotope de l'oxygène]]
[[Catégorie:Indicateur écologique]]