“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 99 — #122
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3. L’évolution des climats à l’échelle des temps géologiques
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des côtes vers le centre d’un continent, mais également des basses vers les
hautes altitudes. Il reflète un processus de distillation. C’est cette dépendance
qui est exploitée pour calculer des paléo-altitudes (Quade et al., 2007). Une
masse d’air humide ascendante le long d’un relief se détend adiabatiquement,
se refroidit, et la vapeur d’eau condense puis précipite sous forme de pluies
orographiques. Ces processus entraînent une baisse du δ
18 O de l’eau météoritique de cette masse d’air (Fig. 3.5). L’anomalie isotopique varie avec le
dénivelé parcouru par la masse d’air entre la source d’humidité (l’océan) et le
lieu de précipitation où les carbonates lacustres ou pédogéniques se forment
en enregistrant cette anomalie.
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1000
2000
3000
4000
5000
Altitude (m)
δ18O(vsmow)
δ18O
δ18O
δ18O
Fig. 3.5 – Évolution du rapport isotopique de l’oxygène (δ
18 O) en fonction de
l’altitude.
En pratique, il existe plusieurs processus susceptibles d’entraîner des biais
dans les résultats. Le fractionnement isotopique de l’oxygène (ou de l’hydrogène) dépend de la température, de la saison et de processus physiques
comme la condensation. Cela signifie que l’anomalie isotopique des eaux météoritiques orographiques peut varier en fonction de la source d’humidité de la
masse d’air (en fait des variations de la température), de sa trajectoire dans
l’atmosphère, qui peut varier selon la saison, et des processus physiques associés (par exemple, à la production des eaux météoritiques au sein des nuages).
Enfin, l’anomalie isotopique enregistrée par les carbonates pédogéniques n’est
pas celle des eaux de pluie, mais celle des eaux de ruissellement. Dans le cas de
l’Himalaya par exemple, les mesures du δ
18 O réalisées sur différentes rivières
actuelles diffèrent sensiblement des eaux météoritiques. Le δ
18 O des carbonates pédogéniques reflète davantage le δ
18 O moyen du bassin drainant que
celui des eaux météoritiques. Pour les carbonates lacustres, le δ
18 O est affecté
par les effets de l’évaporation à la surface du lac. Tous ces biais engendrent
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3. L’évolution des climats à l’échelle des temps géologiques
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des côtes vers le centre d’un continent, mais également des basses vers les
hautes altitudes. Il reflète un processus de distillation. C’est cette dépendance
qui est exploitée pour calculer des paléo-altitudes (Quade et al., 2007). Une
masse d’air humide ascendante le long d’un relief se détend adiabatiquement,
se refroidit, et la vapeur d’eau condense puis précipite sous forme de pluies
orographiques. Ces processus entraînent une baisse du δ
18 O de l’eau météoritique de cette masse d’air (Fig. 3.5). L’anomalie isotopique varie avec le
dénivelé parcouru par la masse d’air entre la source d’humidité (l’océan) et le
lieu de précipitation où les carbonates lacustres ou pédogéniques se forment
en enregistrant cette anomalie.
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Altitude (m)
δ18O(vsmow)
δ18O
δ18O
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Fig. 3.5 – Évolution du rapport isotopique de l’oxygène (δ
18 O) en fonction de
l’altitude.
En pratique, il existe plusieurs processus susceptibles d’entraîner des biais
dans les résultats. Le fractionnement isotopique de l’oxygène (ou de l’hydrogène) dépend de la température, de la saison et de processus physiques
comme la condensation. Cela signifie que l’anomalie isotopique des eaux météoritiques orographiques peut varier en fonction de la source d’humidité de la
masse d’air (en fait des variations de la température), de sa trajectoire dans
l’atmosphère, qui peut varier selon la saison, et des processus physiques associés (par exemple, à la production des eaux météoritiques au sein des nuages).
Enfin, l’anomalie isotopique enregistrée par les carbonates pédogéniques n’est
pas celle des eaux de pluie, mais celle des eaux de ruissellement. Dans le cas de
l’Himalaya par exemple, les mesures du δ
18 O réalisées sur différentes rivières
actuelles diffèrent sensiblement des eaux météoritiques. Le δ
18 O des carbonates pédogéniques reflète davantage le δ
18 O moyen du bassin drainant que
celui des eaux météoritiques. Pour les carbonates lacustres, le δ
18 O est affecté
par les effets de l’évaporation à la surface du lac. Tous ces biais engendrent