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C'est dans les sédiments marins que l'on a d'abord cherché des renseignements isotopiques pour les études paléoclimatologiques. Le rapport O18/O16 dans les carbonates dont est faite la capsule des foraminifères (protozoaires marins présents dans les carottes de sédiments) est fonction de celui de l'eau de mer et de sa température.

L’indicateur paléoclimatique δ18O est une mesure de la quantité d’oxygène 18 par rapport à la quantité d’oxygène 16. Ce standard fait office de référent universel et est calculé à partir de la formule :

Les deux isotopes n’ont pas la même masse (2 neutrons supplémentaires pour O18) et s’évaporent donc à différentes températures. L’eau contenant l’isotope 16 (plus léger) s’évapore plus vite et ainsi l’eau atmosphérique, l’eau des précipitations et enfin la glace sont appauvries en isotope 18 (plus lourd). Ainsi, le rapport isotopique δ18O des glaces renseignent sur la température qu’il fait aux pôles : lorsque la température augmente, le δ18O augmente. De même, le ratio d’oxygène des foraminifères benthiques renseigne sur la quantité de glace stockée aux pôles : lorsque le ratio δ18O augmente, cela signifie qu’il y a plus de glace aux pôles (car elle stocke l’isotope léger) et donc qu’il fait plus froid. Et au contraire, en période chaude, la glace fond et restitue l’O16 aux océans : l’eau de mer s’appauvrit relativement en O18. On retrouve cette variation de la teneur en O18 dans les tests de foraminifères.