Histoire du climat africain récent d'après des études isotopiques sur des os et dents de momies égyptiennes des musées de Lyon

L'oxygène possède trois isotopes stables : l'oxygène 16 (¹⁶O), l'oxygène 17 (¹⁷O) et l'oxygène 18 (¹⁸O). Le plus abondant est l'oxygène 16 (8 protons et 8 neutrons), qui représente plus de 99% de l'oxygène présent à la surface de la Terre. On l'appelle aussi oxygène "léger", par opposition aux deux isotopes rares et "lourds" (¹⁸O et ¹⁷O) dont la masse atomique est plus élevée. L'oxygène 18 (8 protons et 10 neutrons) est le deuxième isotope le plus abondant. Le ratio entre oxygène 18 et oxygène 16 dans le milieu naturel est de l'ordre de 2.10^-3. Il varie très légèrement selon le matériau et le réservoir considéré.

Source - © 2014 Robert Simmon, NASA GSFC

Figure 10. Noyau des atomes d'oxygène 16 (8 protons, 8 neutrons) et d'oxygène 18 (8 protons, 10 neutrons)

Protons en bleu, neutrons en blanc.

Une référence internationale existe pour ce ratio : c'est la composition moyenne des eaux océaniques (Standard Mean Oceanic Water, noté SMOW - Craig, 1961 [8]). Dans ce standard international le ratio est de : ${\frac{O^{18}}{O^{16}}}_{\mathrm{SMOW}}=R_{\mathrm{SMOW}}=\mathrm{0,0020052}$. Pour les eaux douces de surface et les eaux de pluie, le ratio est légèrement plus faible, mais les variations ne touchent que la 5^ème ou 6^ème décimale. L'eau issue de l'évaporation des océans est appauvrie en isotopes lourds pour deux raisons : d'une part, l'équilibre entre phase condensée (liquide) et phase vapeur se fait avec un ratio plus faible dans la vapeur, car l'oxygène 18 est plus stable en phase condensée ; à ceci s'ajoutent des phénomènes hors équilibre, tels que la vitesse de diffusion plus rapide de l'oxygène 16 (plus léger) vers la vapeur.

L'eau issue de l'évaporation est transportée par les masses d'air au-dessus des continents, et va être à plusieurs reprises précipitée, évaporée, déplacée et stockée. Chaque changement d'état s'accompagne d'une modification des compositions isotopiques dans la vapeur et dans l'eau liquide.

Pour comparer plus facilement les ratios entre différents réservoirs de l'oxygène, on utilise la notation delta (δ) (cf. Craig, 1961 [8], et La notation des valeurs isotopiques : une mise au point), ${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_{\mathrm{éch}}=\frac{R_{\mathrm{éch}}-R_{\mathrm{SMOW}}}{R_{\mathrm{SMOW}}}$.

Par exemple, pour une eau de surface avec un ratio de 0,0019900, on a ${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_{\mathrm{eau\; surface}}=\frac{\mathrm{0,0019900}-\mathrm{0,0020052}}{\mathrm{0,0020052}}\approx \mathrm{-0,0076}=\mathrm{-7,6}‰$.

Le signe "-" indique que cette eau est appauvrie en isotopes lourds (ici ¹⁸O) par rapport au SMOW. On trouve ce type de valeurs par exemple au Nord de l'Europe (Angleterre, Allemagne). La distribution dans l'espace des valeurs de δ¹⁸O ne se fait pas au hasard : dans la région Europe-Méditerranée, des valeurs plus faibles sont observées au Nord et à l'Est de l'Europe, et des valeurs plus élevées autour de la Méditerranée, et en bordure de l'Atlantique. La valeur du δ¹⁸O de l'eau de pluie peut donc être un marqueur de localité.

Source - © 2006 D'après données IAEA/WMO [16]

Figure 11. Distribution du δ¹⁸O dans les eaux de pluie en Europe

Comme les plantes et les animaux obtiennent une large part de leur oxygène à partir de l'eau environnementale, les mesures des isotopes dans les tissus animaux ou végétaux permettent d'obtenir une information de provenance. De multiples applications existent, notamment dans la protection des AOC (origine contrôlée des jus de fruits, vins…). Par exemple, un jus d'orange pressé au Maroc aura un δ¹⁸O d'environ -5‰. Un jus fait à Marseille à base de jus concentré aura le δ¹⁸O de l'eau de la ville de Marseille (environ -10‰), parce que l'eau de Marseille vient de la Durance, qui prend sa source dans les Alpes.

En ce qui concerne les individus, la composition isotopique des cheveux reflète celle de l'eau de boisson (A). Lorsque la source d'eau de boisson change, ce changement est enregistré dans les cheveux (B). Il existe de nombreuses applications, dont la médecine légale (origine d'un corps non identifié - Parks, 2009 [19]), l'archéologie (déplacement d'un individu ou d'une population sur un territoire - Dupras et Schwarcz, 2001 [10]), ou encore la biologie (retrouver le trajet d'un oiseau migrateur avec la composition des ses plumes…).

Source - © 2008 D'après J.R. Ehleringer et al. [13]

Figure 12. Relation entre le rapport isotopique de l'oxygène dans les cheveux et dans l'eau de boisson

A) À gauche, la valeur du rapport isotopique de l'oxygène dans nos cheveux est directement contrôlée par la composition isotopique de l'oxygène dans notre eau de boisson (étude réalisée aux États-Unis).

B) À droite, un individu qui déménage a un ratio qui change le long d'une mèche de cheveux, puisque sa source d'eau est modifiée.

La variation de la composition isotopique des eaux de surface dans diverses régions est le résultat de l'histoire de la masse d'air (origine de la masse d'air, distance parcourue) et de paramètres locaux (température de l'air, sécheresse de l'air…) à l'endroit où se fait la précipitation, et éventuellement de modifications dues à l'évaporation des eaux de surface. Au-delà de l'information de localité le δ¹⁸O renferme donc une information climatique.

En zone subtropicale, le facteur majeur contrôlant la composition du δ¹⁸O est la quantité de précipitations (alors qu'aux moyennes et hautes latitudes, l'effet de la température est prépondérante). Cet effet de la quantité de précipitations est très net au-dessus des régions sources du Nil (stations d'Addis Abeba et d'Entebbe, figures suivantes).

Source - © 2014 Alexandra Touzeau Figure 13. Géographie du Nil actuel Le Nil possède une source équatoriale, le lac Victoria, qui donne naissance au Nil blanc, et 2 sources éthiopiennes, l'Atbara et le Nil Bleu, qui rejoignent le Nil Blanc au cœur du Soudan. Le Nil poursuit son chemin vers le Nord, à travers le Sahara, jusqu'à son delta en Méditerranée.

Source - © 2006 D'après données IAEA/WMO [16] Figure 14. Précipitations mensuelles (en bleu) et δ18O de l'eau de pluie (en rouge) à Entebbe, en Ouganda, et Addis Abeba, en Éthiopie Ces deux stations IAEA se situent respectivement auprès des sources du Nil Blanc et du Nil Bleu. À Addis Abeba, le δ18O chute en été, pendant la saison des pluies : c'est l'effet de « quantité de précipitations ». À Entebbe, 2 saisons des pluies sont observées et sont associées à deux baisses transitoires du δ18O selon le même mécanisme.

Source - © 2006 D'après données IAEA/WMO [16] Figure 15. Relation entre précipitations mensuelles et δ18O moyen mensuel La pente est la même pour les deux stations : une réduction des précipitations de 46 mm conduit à une augmentation du δ18O de 1‰.

En été, le pic de précipitations observé en Éthiopie a pour conséquence directe une augmentation du débit du Nil (figure ci-dessous). Le niveau de l'eau dans le fleuve va augmenter rapidement au cours des mois de juin et juillet, et, en l'absence de régulation, le fleuve va déborder et inonder la plaine alluviale. La décrue se fait progressivement entre septembre et octobre. Pendant l'Antiquité en Égypte, les grains étaient semés suite à la décrue et levaient au cours de l'hiver grâce à l'eau qui imbibait le sol. Cette inondation servait donc de système naturel d'irrigation. Aujourd'hui le flux est contrôlé par de nombreux barrages (dont notamment le Haut-Barrage d'Assouan) qui stockent l'eau de la crue et la redistribuent en fonction des besoins tout au long de l'année.

Source - © 1993 D'après R. Said [20], modifié

Figure 16. Contribution des différents affluents au débit du Nil au cours de l'année

Le Nil Blanc fournit de l'eau toute l'année en faible quantité ; le Nil Bleu et l'Atbara ont un comportement très saisonnier, avec une très forte contribution en été causée par les pluies de mousson.

Le δ¹⁸O mesuré dans les os et les dents des êtres humains dépend du δ¹⁸O de leur eau de boisson et de leur alimentation. Au premier ordre, on peut négliger l'alimentation et utiliser le δ¹⁸O mesuré dans les tissus minéralisés pour recalculer la composition de l'eau de boisson de l'individu. Pour ce faire, on peut utiliser l'équation de Valérie Daux et collaborateurs (2008) [9] corrélant les rapports isotopiques de l'oxygène dans l'eau de boisson (${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_w$) et dans l'apatite des dents (${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_p$) chez l'être humain : ${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_w=\mathrm{1,54\; (\pm 0,09)}x{\delta {}^{\mathrm{18}}0}_p-\mathrm{33,72\; (\pm 1,51)}$.

Dans le cas des Égyptiens, on peut également considérer que l'eau de boisson est l'eau du Nil, et ce pour deux raisons : d'une part les précipitations en Égypte sont très rares, d'autre part, même l'eau tirée des puits est issue indirectement du Nil, puisque le fleuve recharge la nappe phréatique.

Attention : selon ces hypothèses, le δ¹⁸O mesuré dans les os et dents des anciens Égyptiens reflète donc la composition isotopique de l'eau du Nil, eau qui est tombée sous forme de pluie au-dessus des régions sources du Nil. Elle fournira donc des informations sur le climat (quantité de précipitations) dans ces régions, et non pas en Égypte !

Pour les os et pour les dents le ${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_p$ du phosphate augmente au cours du temps. On peut recalculer la valeur du ${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_w$ de l'eau de boisson (w = water) en utilisant l'équation de fractionnement eau - apatite pour les humains de Daux et al. (2008) [9], vue précédemment : ${\delta {}^{\mathrm{18}}0}_w=\mathrm{1,54\; (\pm 0,09)}x{\delta {}^{\mathrm{18}}0}_p-\mathrm{33,72\; (\pm 1,51)}$.

À la période prédynastique, la valeur moyenne pour l'eau de boisson est de -1,6‰ (appauvrie en ¹⁸O par rapport au SMOW) et à la Basse Époque la valeur moyenne pour l'eau de boisson est de +1,3‰. L'augmentation totale entre ces deux périodes est donc de 2,9‰.

Source - © 2013 D'après A. Touzeau et al. [24], modifié

Figure 19. Variation du δ¹⁸O des os et dents des momies égyptiennes étudiées

À droite, valeurs du δ¹⁸O du phosphate mesuré dans des os et dents de momies égyptiennes. À gauche, valeurs correspondantes reconstituées pour de l'eau de boisson des Égyptiens.

L'augmentation du δ¹⁸O au cours du temps peut s'interpréter comme une transition vers un climat de plus en plus aride. En effet, aux basses latitudes, le δ¹⁸O de l'eau de pluie est principalement contrôlé par l'effet de « quantité de précipitations ». Cet effet peut se résumer ainsi : aux basses latitudes, plus il pleut, plus la valeur du δ¹⁸O dans la pluie est faible. Or ici la valeur du δ¹⁸O augmente, ce qui traduit une réduction des précipitations.

Pour estimer de manière quantitative cette réduction des précipitations, on peut utiliser des données actuelles publiées par l'IAEA (International Atomic Energy Agency, cf. caractéristiques géographique et isotopiques du Nil). Pour les stations d'Addis-Abeba et d'Entebbe, situées à proximité des sources du fleuve, on observe un abaissement transitoire du δ¹⁸O pendant la saison des pluies, caractéristique de l'effet de « quantité de précipitations » (et des climats de mousson).

La relation entre les deux paramètres est de -46 mm de précipitations pour une augmentation de 1‰ du δ¹⁸O. De ce fait, le changement observé entre période prédynastique et Basse-Époque (~3‰) pourrait correspondre à une réduction de l'ordre de 140 mm des précipitations mensuelles sur cette période.

Ce résultat est en accord avec des données sédimentaires, qui indiquent que les lacs africains avaient un niveau plus élevé à l'Holocène moyen autour de 6000BP (Butzer, 1976 [5], figure ci-dessous). Ces précipitations plus abondantes seraient liées à une intensification de la mousson africaine à cette époque, elle-même liée à une plus forte insolation estivale, comme le montre le travail de Fleitmann et al., 2003 [14].

Source - © 2014 D'après Oxford Lake-Level Data-Bank [7] Figure 20. Évolution dans le temps du nombre de lacs africains ayant un taux de remplissage élevé, intermédiaire ou faible Taux de remplissage élevé (bleu sombre : 70 à 100% du niveau le plus haut), intermédiaire (bleu pâle : 15-70%), faible (orange : 0-15%, avec zéro correspondant à un lac asséché). Les données proviennent de la base de données , mise à disposition par le COHMAP en 1994. Seules les valeurs postérieures à 9000BP sont représentées, pour la région comprise entre 30°W et 50°E en longitude et 10°S et 33°N en latitude (Afrique du Nord et Afrique centrale).

Source - © 2003 D. Fleitmann et al. [14] Figure 21. δ18O dans un spéléothème d'Oman (ligne brisée) corrélé à l'insolation en été (juin-juillet-août) à 30° de latitude

Des modèles numériques montrent également des précipitations plus abondantes à l'Holocène moyen, en Afrique du Nord. Pour Bosmans et al. (2012), les précipitations à l'Holocène moyen auraient été supérieures de 4,5 mm par jour aux précipitations actuelles, vers 15°N. Si on se ramène à 1 mois, on obtient 135 mm, ce qui est cohérent avec le signal déduit des données isotopiques.

Source - © 2012 Bosmans et al. [4]

Figure 22. Différence, d'après une simulation numérique, entre les précipitations journalières à l'Holocène moyen en Afrique et les précipitations journalières pré-industrielles

En Afrique, les précipitations étaient nettement plus abondantes à l'Holocène, en particulier dans la zone qui est actuellement le Sahel.

Les données isotopiques (δ¹⁸O) mesurées dans les tissus minéralisés des anciens égyptiens sont interprétables en termes de variation du climat récent. Ils donnent des résultats cohérents avec les résultats d'origine sédimentaire et ceux issus de simulations numériques.

Cette réduction des précipitations a probablement causé une réduction du débit du fleuve (le Nil). Ceci ouvre la voie à des interrogations sortant du strict domaine de la climatologie :