E7 Interaction océan - atmosphère

Topique

L'interaction océan-atmosphère désigne le couplage thermique, mécanique et chimique entre ces deux fluides partageant une interface commune. Les flux de chaleur – latente, sensible et radiatif – transfèrent de l'énergie entre l'océan et l'atmosphère à des taux qui dépendent des différences de température et d'humidité entre l'air et la mer. En moyenne, l'océan reçoit environ 168 watts par mètre carré de rayonnement solaire net et perd la même quantité par trois voies : environ 88 watts par mètre carré sous forme de chaleur latente, environ 10 watts par mètre carré sous forme de chaleur sensible et environ 66 watts par mètre carré sous forme de rayonnement infrarouge net. Cependant, cet équilibre varie considérablement d'une région à l'autre et d'une saison à l'autre, ce qui signifie qu'aucun point de l'océan ne subit exactement le même échange de chaleur avec l'atmosphère.

La quantité de mouvement que le vent transmet à l'océan, appelée tension du vent, est la force motrice de la circulation de surface et des vagues. Cette tension dépend de la densité de l'air, d'un coefficient de traînée spécifique à la surface de la mer et du carré de la vitesse du vent mesurée à dix mètres de hauteur. Doubler la vitesse du vent quadruple la tension qu'il exerce sur l'eau.

La rétroaction entre la température de surface de la mer et le vent constitue un mécanisme de couplage bidirectionnel auto-entretenu : des températures de surface de la mer plus élevées induisent une convection atmosphérique accrue, ce qui modifie le champ de vent. Ce champ de vent modifié, à son tour, modifie la circulation océanique et la température de surface de la mer, à l'origine de toute la boucle. Ce couplage se perpétue indéfiniment tant que les conditions ambiantes continuent de l'alimenter. Cette rétroaction est essentielle à la fois pour l'oscillation El Niño-oscillation australe (ENSO) et l'oscillation de Madden-Julian (MAJO). Sur des échelles de temps beaucoup plus lentes, de l'ordre de la décennie au siècle, ce même couplage implique la chaleur que les profondeurs océaniques stockent comme une mémoire à long terme de l'ensemble du système couplé.

L'évaporation océanique est de loin la plus grande source de vapeur d'eau entrant dans l'atmosphère, représentant environ 85 % du total. Cela dépend de la densité de l'air, du coefficient de transfert thermique, de la vitesse du vent à 10 mètres au-dessus du niveau de la mer et de la différence entre l'humidité de saturation à la température de surface de la mer et l'humidité réelle déjà présente dans l'air. Cette évaporation varie entre un et trois millimètres par jour sous les tropiques et dans les zones de courants chauds. C'est précisément cette différence d'humidité qui explique pourquoi l'air plus sec au-dessus d'une mer chaude évapore beaucoup plus d'eau que l'air déjà presque saturé.

Le comportement attendu de cette interaction océan-atmosphère varie également avec la latitude : sous les tropiques, la température de surface de la mer et le vent de surface sont inversement corrélés, ce qui signifie que le vent est plus faible là où la mer est la plus chaude, car la convection active y consomme l'énergie cinétique du vent. De ce fait, les tropiques et les latitudes moyennes réagissent de manière opposée à une même température de surface de la mer ; aux latitudes moyennes, en revanche, cette corrélation devient positive. Ainsi, des flux de chaleur qui ouvrent ce document à la corrélation entre la température de surface de la mer et le vent qui le conclut, l'interaction océan-atmosphère révèle le même couplage sous-jacent opérant à des échelles allant du watt par mètre carré dans le bilan énergétique quotidien jusqu'aux siècles que dure la mémoire de la chaleur stockée dans les profondeurs.

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