• Principe

Le système océan atmosphèreatmosphère est une énorme machine thermique fonctionnant à l'énergieénergie solaire. La chaleurchaleur est redistribuée à la surface de la planète par les mouvementsmouvements de l'atmosphère (les ventsvents) et des océans (circulation océanique). La température des océans varie dans l'espace et dans le temps mais nous supposerons qu'en moyenne, la température d'un lieu ne varie pas sur une grande échelle de temps (plusieurs années).

  • Les termes du bilan

Si on isole une massemasse d'eau, on peut considérer les flux de chaleur entrants (positifs) ou sortants (négatifs).

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Dans le tableau suivant sont indiquées les moyennes annuelles sur l'ensemble des océans des différents flux et leurs variations géographiques :

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Le rayonnement solaire absorbé par la surface des océans est la principale source d'énergie des océans. Près de 99% de cette énergie en contenue dans l'intervalle des courtes longueurs d'ondeslongueurs d'ondes de 0,3 à 3 µm.

Le flux d'énergie solaire atteignant le sommet de l'atmosphère varie de 1 320 à 1 410 wattswatts par mètre carré en fonction de l'excentricitéexcentricité de la terreterre. La moyenne annuelle appelé constante solaireconstante solaire vaut environ 1360 W/m2 (il s'agit là du flux à travers une surface perpendiculaire au rayon terre soleilsoleil, la moyenne globale s'obtient en divisant la surface de la terre par sa section diamétrale, soit 340 W/m2 ). Pour en déduire le flux d'énergie atteignant la surface des océans, il faut tenir compte de l'absorptionabsorption de l'atmosphère (on utilisera le coefficient de transmission de l'atmosphère), de la diffusiondiffusion et de la réflexion vers l'espace par l'atmosphère et les océans (le pourcentage d'énergie diffusée et réfléchie est l'albédoalbédo planétaire). On obtient ainsi :

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Ta : coefficient de transmission de l'atmosphère,
Fs : constante solaire,
A : albédo (5% en moyenne sur les océans),
Vs : incidenceincidence du soleil par rapport au zénithzénith.

Exemples :

  • Atmosphère sans nuage : Ta = 0,9, albédo de 4%, soleil au zénith Qs = 1150 W/m2
  • Brouillard et nuages : Ta = 0,1, albédo de 6%, soleil à 40° du zénith Qs = 98 W/m2.
  • (La nuit Qs = 0.

L'albédo sur les océans dépend de l'incidence du soleil (jusqu'à 15% quand le soleil est bas sur horizon) et diminue lorsque la mer est agité. La glace et la neige augmentent considérablement la réflexion (jusqu'à 85% sur de la neige fraîche).

<br />Figure 5.5 : rayonnement solaire au niveau de la mer en  W/m2, moyennes annuelles Da Silva (1994)

Figure 5.5 : rayonnement solaire au niveau de la mer en W/m2, moyennes annuelles Da Silva (1994)

La figure 5.5 représente la le flux de rayonnement solaire au niveau de la mer. L' écart entre cette répartition et une répartition zonale (comme on pourrait s'y attendre) est due la répartition inégale de la couverture nuageuse sous l'influence des climatsclimats continentaux et des courants océaniques.

  • Flux de chaleur de grande longueur d'onde Qb

Ce flux est la différence entre le flux de chaleur rayonné par la surface de la mer en direction de l'atmosphère et le flux de chaleur rayonné par l'atmosphère vers la mer.

Une partie de la chaleur emmagasinée par l'atmosphère et la mer est restituée sous forme de rayonnement. Les longueurs d'ondes de ces flux de chaleur radiatifs sont fonction de la température de chacun des corps rayonnant (loi de Wien). Pour une température de surface variant de 273 KelvinsKelvins (0°C) à 303 Kelvins (30°C) le maximum d'énergie est rayonné à une longueur d'onde variant de 10,6 µm à 9,56 µm (pour le soleil dont la température de surface est voisine de 6000 K le maximum d'énergie est rayonné à 0,48 µm).

<br />Figure 5.6 : rayonnement de grande longueur d'onde en W/m2, moyennes annuelles. Da Silva (1994)

Figure 5.6 : rayonnement de grande longueur d'onde en W/m2, moyennes annuelles. Da Silva (1994)

L'intensité de l'énergie rayonnée est proportionnelle à la température (en Kelvins) à la puissance quatre. Le coefficient de proportionnalité dépend de la nature du corps rayonnant et il est beaucoup plus grand pour les liquidesliquides que pour les gazgaz. L'intensité d'énergie rayonnée par l'atmosphère va dépendre fortement de sa composition, en particulier de son humidité et de la couverture nuageuse (gouttelettes d'eau). Par contre le flux de chaleur rayonné par les océans ne dépend que de la température dont les variations relatives (en Kelvin) sont faibles. De plus lorsque la température des océans est élevée, l'humidité et la couverture nuageuse de l'atmosphère sont en général importantes, les deux flux (rayonnés par l'atmosphère et par la mer) ont tendance à s'équilibrer ce qui explique les faibles variations (régionales et saisonnières) du flux radiatif de grande longueur d'onde (figure 5.6).

Globalement le flux radiatif de grande longueur d'onde entraîne un refroidissement des océans qui cèdent ainsi un tiers de l'énergie reçue par rayonnement solaire. Une faible part de cette énergie est absorbée par l'atmosphère (effet de serreeffet de serre), la plus grande part est rayonnée directement vers l'espace.

  • Flux de chaleur par conduction et convectionconvection Qh

La mer échange de la chaleur avec l'atmosphère par contact. La chaleur cédée (ou reçue) par la mer est fonction du gradientgradient vertical de température dans l'airair :

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K: coefficient de conductivité thermiqueconductivité thermique de l'air,
Cp : chaleur spécifique de l'air à pressionpression constante.

Si l'air est stationnaire, la conduction est due aux mouvements aléatoires des moléculesmolécules et K est la conductivité thermique moléculaire (caractéristique de l'air à une température donnée). Mais l'air est en mouvement ce qui accroît les échanges de chaleur, ce mouvement a un caractère turbulent et K est alors le coefficient de conductivité turbulente de la chaleur(caractéristique de l'écoulement)

Quand l'océan est plus chaud que l'air, l'air en contact avec l'océan se réchauffe et monte. On a un phénomène de convection naturelle qui entretient le renouvellement de l'air et donc les échanges de chaleur. Dans le cas contraire l'air refroidi reste à la surface les échanges de chaleur se font alors plus lentement à l'échelle moléculaire. Il y a donc une dissymétrie dans les échanges de chaleur : l'océan cède plus facilement de la chaleur par convection qu'il n'en gagne par conduction.

<br />Figure 5.7 : Différence de température mer - air à la surface en °C, moyennes annuelles. Da Silva (1994)

Figure 5.7 : Différence de température mer - air à la surface en °C, moyennes annuelles. Da Silva (1994)

En moyenne (annuelle) l'océan est plus chaud que l'air, les écarts de température étant généralement assez faibles (de l'ordre de 0,8°C aux tropiquestropiques) sauf près de certaines côtes et dans les régions glaciaires (figure 5.7).

  • Flux de chaleur latente Qe

C'est le flux de chaleur du à l'évaporation. Pour que l'évaporation se produise, il faut que l'océan fournisse une quantité de chaleur : c'est la chaleur latente de vaporisationvaporisation.

Le flux de chaleur Qe est lié au taux d'évaporation par la relation :

étant le taux d'évaporation et L la chaleur latente de vaporisation de l'eau.

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Figure 5.8 : Flux de chaleur latente (du à l'évaporation) en W/m2, moyennes annuelles. Da Silva (1994)

La valeur élevée de la chaleur latente (2474 kJ/kg à 20°C pour de l'eau pure) liée à la structure de la molécule d'eau, ainsi que les valeurs importantes du taux d'évaporation (environ 1,2 mètres par an sur l'ensemble des océans), font que le flux de chaleur du à l'évaporation est la première cause de refroidissement des océans. Ce flux est particulièrement important dans les zones subtropicales et au dessus des courants chauds comme le Gulf StreamGulf Stream (figure 5.8).

  • Bilan et flux de chaleur par transport d'eau

Il est possible d'estimer le flux total de chaleur reçue par une région de l'océan (figure 5.9) :

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Figure 5.9 : Flux de chaleur total reçu par l'océan en W/m2, moyennes annuelles. Da Silva (1994)

Qt = Qs + Qb + Qh + Qe

La tendance générale est que l'océan se réchauffe à l'équateuréquateur et perd de la chaleur aux grandes latitudeslatitudes. |La redistribution de chaleur se fait par transport d'eau sous forme d'un mouvement convectif (plongée des eaux les plus denses) et le bilan local est équilibré par le flux de chaleur par transport d'eau Qv.

Le même phénomène existe dans l'air, avec des cellules convectives qui créent des hautes et basses pressions, avec une distribution de pression particulière due à la rotation de la terre et une influence importante des masses continentales (qui ont des variations de températures beaucoup plus grandes que les océans). |Pour comprendre les mouvements d'eau dans les océans, il faut donc étudier le système couplé océan - atmosphère, avec des phénomènes thermiques qui sont à l'origine des vents, eux mêmes à l'origine des courants de surface. les mouvements d'eau en profondeur sont eux dus à des variations de densité (température ou salinitésalinité).

C'est dans les régions à fort courants que l'on observe les plus fortes pertes de chaleur, au niveau du Gulf stream (cote Est des Etats Unis) ou du Kuro Shivo (Sud du Japon), compensant ainsi un fort apport par transport d'eau.

Le rôle des transports d'eau en profondeur est fondamental dans le bilan thermique de la planète. Ainsi, si l'on considère l'AntarctiqueAntarctique, la première cause de refroidissement du continent est le rayonnement de grande longueur d'onde Qb, la première cause de réchauffement est le flux de chaleur par transport d'eau Qv du au mouvement en profondeur, d'eau en provenance de l'Atlantique Nord.