δ¹⁸O

δ¹⁸O est la variation relative du rapport ¹⁸O/¹⁶O entre une référence (un standard) et l'échantillon considéré, exprimée généralement en millièmes[4] :

δ¹⁸O = ${\displaystyle 1\,000\left[{\frac {\left(^{18}\!\mathrm {O} /^{16}\!\mathrm {O} \right)_{\text{échantillon}}}{\left(^{18}\!\mathrm {O} /^{16}\!\mathrm {O} \right)_{\text{référence}}}}-1\right]}$

Remarque : une expression telle que δ¹⁸O = 13 est conforme à la définition ci-dessus, mais on trouve aussi écrit δ¹⁸O = 13 ‰. Les deux expressions sont en pratique équivalentes (vu la faible amplitude des variations observées, une erreur d'ordre de grandeur d'un facteur 1 000 est tout à fait improbable), mais en toute rigueur la seconde signifie que δ¹⁸O a été défini sans le facteur 1 000 (car 13 ‰ = 0,013).

La référence généralement utilisée est l'eau océanique moyenne normalisée de Vienne (VSMOW, pour Vienna Standard Mean Ocean Water), dont le rapport ¹⁸O/¹⁶O vaut[5] :

${\displaystyle \left(^{18}\!\mathrm {O} /^{16}\!\mathrm {O} \right)_{\text{VSMOW}}=(2005{,}20\pm 0{,}43)\times 10^{-6}}$.

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

Les variations du rapport isotopique ¹⁸O/¹⁶O dans les échantillons sont dues au fractionnement isotopique[6], qui résulte de la différence de masse entre les deux isotopes. Les différentes énergies caractéristiques (énergies de vibration, énergies d'activation, etc.) sont plus grandes pour l'oxygène 18 que pour l'oxygène 16. Il en résulte de petites différences dans les constantes d'équilibre et surtout des 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 ¹⁸O/¹⁶O (donc de δ¹⁸O) des échantillons prélevés peut alors être interprétée en termes d'intensité des phénomènes d'évaporation et condensation.

Les valeurs de δ¹⁸O dépendent notamment de la latitude. Les nuages opèrent une circulation, en général, de l'équateur vers les pôles. Ce déplacement entraîne une perte en oxygène 18 qui a une condensation plus facile quand les températures sont moins élevées[7]. Les hautes latitudes présentant globalement des températures moins élevées que les basses, l'oxygène 18 y est moins présent.

La mesure de δ¹⁸O 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 (δ¹⁸O 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 absolue ou relative indiquent de quelle période géologique il s'agit.