L’outil isotopique au service des sciences du climat et des océans

Définitions

Les isotopes

La molécule d’eau se compose de deux atomes d’hydrogène et d’un atome d’oxygène. Ces atomes peuvent exister sous différentes formes: on parle d’isotopes. Deux isotopes ont le même nombre de protons mais diffèrent par leur nombre de neutrons. L’oxygène possède trois isotopes stables (18O, 17O et 16O) tandis que l’hydrogène en possède deux (D et H). Sur Terre, l’eau est majoritairement composée de H2 16O, mais peut aussi exister sous d’autres formes H2 17O, H2 18O et HD16O, bien qu’en plus faible proportion. Dans le cadre de cette thèse, nous mesurons H2 16O, H2 18O et HD16O.

La composition isotopique, usuellement définie par le symbole δ, d’un échantillon d’eau mesure la proportion relative de molécules lourdes (H2 18O et HD16O) par rapport aux molécules légères (H2 16O). Les variations étant très faibles .

δ18O est la composition isotopique de l’oxygène (avec R=H2 18O/ H2 16O). δD est la composition isotopique de l’hydrogène (avec R=HD16O/ H2 16O). Le V-SMOW (ViennaSMOW) est la référence internationale fabriquée à l’IAEA (Viennes), dont la composition isotopique est identique à celle du SMOW, dans la limite des précisions de la mesure. Si δ > 0, l’eau est plus riche en isotopes lourds que le SMOW: on parle d’enrichissement. Si δ < 0, l’eau échantillonnée est plus pauvre en isotopes lourds que le SMOW: on parle d’appauvrissement.

Le fractionnement isotopique

Les différentes formes isotopiques de la molécule d’eau ont des masses et symétries différentes . Les molécules lourdes n’ont pas les mêmes propriétés physiques que les molécules légères (pression de vapeur saturante, diffusivité moléculaire). Ainsi, les molécules lourdes et légères n’évoluent pas de la même manière lors des changements de phase donnant lieu à une redistribution des molécules entre les phases. C’est le fractionnement isotopique. Le fractionnement isotopique peut se dissocier en deux composantes : le fractionnement thermodynamique (à l’équilibre) et le fractionnement cinétique (hors-équilibre) (Craig et Gordon, 1965, Criss, 1999).

Le fractionnement thermodynamique. A température égale, deux isotopes n’ont pas la même pression de vapeur saturante (pression de vapeur saturante plus forte pour les isotopes légers). Il en résulte que les molécules les plus lourdes se concentrent dans la phase la plus condensée (liquide ou solide). Par exemple, lors de la condensation, la précipitation sera enrichie par rapport à la vapeur résiduelle. Ce fractionnement est uniquement fonction de la température : plus la température est faible, plus le fractionnement est fort. Pour les températures atmosphériques positives, les amplitudes de variations du δD sont huit fois plus grandes que celles du δ 18O (Craig, 1961b). Les coefficients de fractionnement à l’équilibre entre le liquide et la vapeur ont été établis expérimentalement par Majoube en 1971. Ils ont été confirmés ultérieurement par d’autres études (Horita et Wesolowski, 1994, Barkan et Luz, 2005).

Le fractionnement cinétique est un processus hors-équilibre (uni-directionnel). Il résulte du fait que les molécules légères diffusent plus vite que les molécules lourdes. Ainsi, dans le cas de l’évaporation, la vapeur d’eau est appauvrie en isotopes lourds par rapport à l’eau résiduelle. Le fractionnement cinétique dépend principalement de l’humidité relative de l’air et des diffusivités turbulentes et moléculaires des isotopes de l’eau dans l’air. Le rapport des variations isotopiques en deutérium et en oxygène 18 est voisin de 1 (ex. Gat, 1996). Afin de mesurer l’intensité des processus cinétiques, Dansgaard (1964) définit un paramètre égal à D – 8 x δ 18O qu’il nomme l’excès en deutérium (d-excess). Les processus à l’équilibre (pour les températures positives de l’atmosphère) affectent peu le d-excess. Au contraire, le dexcess est fortement modifié lors des processus cinétiques, dans lesquels le facteur de variations entre D et δ 18O est largement inférieur à 8 (ex. Craig et Gordon., 1965, Gat, 1996). Pour cette raison, de forts processus cinétiques sont responsables de d-excess élevés.

Dans le cycle hydrologique, de nombreux changements de phase se produisent donnant lieu à des variations importantes de la composition isotopique de l’eau via l’effet combiné des fractionnements thermodynamique et cinétique. L’évolution des compositions isotopiques de l’eau lors de l’évaporation océanique, la formation des précipitations, leur réévaporation et la formation de glace de mer est présentée dans les sections 2 et 3. Bien que non-fractionnants, les processus de mélange (atmosphériques ou océaniques) sont aussi présentés puisqu’ils participent aux variations de la composition isotopique dans le cycle de l’eau.

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Table des matières

Chapitre I : Introduction Générale
1. Contexte général de l’étude
2. Application des isotopes stables de l’eau à l’étude du climat et questions ouvertes
3. Contexte spécifique et objectifs de la thèse
3.1 Les régions subtropicales de l’Atlantique
3.2 Le gyre subpolaire de l’Atlantique Nord
4. Organisation du manuscrit
Chapitre II : L’outil isotopique au service des sciences du climat et des océans
1. Définitions
1.1 Les isotopes
1.2 Le fractionnement isotopique
2. Evolution des compositions isotopiques dans le cycle de l’eau : L’atmosphère
2.1 Cas de l’évaporation océanique
2.2 Cas des précipitations
2.3 Cas du mélange de masses d’air
3. Evolution de la composition isotopique dans le cycle de l’eau : L’océan
4. Méthodes expérimentales
4.1 Principe de la mesure
4.2 Protocole expérimental de la mesure des compositions isotopiques de l’eau de mer
4.3 Inter-comparaison entre différents laboratoires
Chapitre III : Influence des processus évaporatifs et du mélange vertical sur la vapeur d’eau du gyre subtropical de l’Atlantique nord
1. Etude du fractionnement isotopique lors de l’évaporation
2. Influence du mélange vertical à la surface du GST
3. Conclusion
Chapitre IV : Influence de l’évaporation sur la relation -S à la surface des océans subtropicaux
1. Contexte de l’étude
2. La relation δ-S dans les subtropiques et l’estimation des flux atmosphériques
Chapitre V : Variabilité des flux d’eau douce au sein du gyre subpolaire de l’Atlantique Nord
1. Contexte général
1.1 Importance des flux d’eau douce entre l’arctique et la région subpolaire
1.2 La circulation de surface
1.3 Les différentes sources d’eau douce du gyre subpolaire
2. Influence des flux d’eau douce sur la relation -S du GSP et de l’archipel canadien
2.1 Vue d’ensemble
2.2 L’archipel Canadien
2.3 Le gyre subpolaire
3. Le courant du Labrador
Chapitre VI : Synthèse et perspectives
1. Synthèse
2. Perspectives
2.1 Expérimental : échelle d’activité vs échelle de concentration
2.2 Les régions subtropicales et équatoriales
2.3 Le gyre subpolaire
2.4 A l’échelle de l’Atlantique Nord
Références