Réchauffement inattendu des océans : que dit la thermodynamique (suite) ?

Par : Arthur Corentin

1. Introduction

Dans un article publié le 21 mars, je vous faisais part de l’article publié par Rainer Feistel, théoricien en thermodynamique, dans la revue Ocean Science de l’European Geophysical Union (EGU), intitulé : Le TEOS-10 et la pertinence climatique des interactions océan-atmosphère. Il s’avère qu’en mars 2024 il a publié un autre article dans la revue Ocean de l’éditeur MDPI, intitulé : « Les équations du TEOS-10 pour déterminer le niveau de condensation par ascension (LCL) et la rétroaction climatique des nuages marins ». Pour rappel, le TEOS-10 est un recueil de formules basées sur les fonctions de Gibbs, qui sont la base de la thermodynamique. Il permet de calculer les propriétés thermodynamiques de l’air et de l’eau de mer. Ces formules sont ensuite utilisées pour modéliser l’océan et les échanges océan-atmosphère. Le LCL ou Lifted Condensation Level, représente le niveau à partir duquel une parcelle d’air qui s’élève en altitude, devient saturée à la suite d’une expansion adiabatique, c’est-à-dire sans échange de chaleur avec l’extérieur, ce qui cause son refroidissement.

Dans ce nouvel article, un peu plus technique, il tente de décrire et de quantifier un peu mieux les phénomènes observés. Son but est de démontrer les capacités et la rigueur des équations du TEOS-10 en développant et discutant un modèle conceptuel dans le contexte de sélection de problèmes courants en recherche sur le climat. Il ajoute en toute modestie (ce que d’autres feraient bien d’appliquer) que comme les autres modèles, ceux-ci ne sont également qu’une description imparfaite et simplifiée d’une réalité complexe.

En fait, cet article nous permet de faire de point sur l’état des connaissances dans la modélisation des échanges d’énergie entre l’océan et l’atmosphère.

2. Le constat : attribuer une cause au réchauffement des océans, n’est pas si simple.

En 1508, Léonard de Vinci s’était déjà intéressé aux phénomènes d’évaporation et de convection. Il écrivait : « La partie de l’air qui reçoit la chaleur s’élève plus haut. Ainsi, l’eau évaporée est soulevée au-dessus de l’air inférieur ».

Typiquement, dans un modèle global d’échange, l’énergie échangée à l’interface océan-atmosphère inclus l’estimation quantitative de cinq contributions majeures : l’irradiance solaire descendante (» 165 W/m²), le rayonnement thermique montant de la surface de la mer (» – 400 W/m²), le rayonnement thermique descendant des nuages et des gaz à effet de serre (» 343 W/m²), la chaleur latente d’évaporation de l’eau (» – 95 W/m²) et l’échange de chaleur par conduction moléculaire à travers l’interface (» – 12 W/m²). Ces estimations grossières du flux d’enthalpie par unité de surface océanique aboutissent à un déséquilibre de 1 W/m², qui réchauffe l’océan.

Il faut noter que Reiner Feistel préfère parler d’enthalpie, qui est la somme de l’énergie interne d’un système (liée à sa température et à sa quantité de matière) et du produit de la pression requise au système pour occuper son volume. L’enthalpie s’exprime en Joule, comme l’énergie, est c’est donc une grandeur extensive, c’est-à-dire que l’on peut additionner ou soustraire, contrairement à la température qui est une grandeur intensive dont l’addition ou la moyenne n’ont pas forcément de signification physique.

Ces 1 W/m² sont similaires au déséquilibre énergétique global que l’on trouve au sommet de l’atmosphère sur le long terme. C’est pour cela que l’on dit que l’océan contribue à 89 ou 90 % du total de l’énergie globale cumulée du réchauffement climatique, alors que l’atmosphère n’y participe de que d’une façon mineure 1 %, le reste étant attribué aux sols (6 %) et à la fonte des glaces (4 %).

Dans une certaine mesure, chacun des flux d’énergie cités précédemment peut être responsable du réchauffement océanique observé, et identifier les causes et le processus qui sont derrière ce déséquilibre est un vrai challenge scientifique. L’amplitude du déséquilibre air-océan est inférieur d’au moins 10 W/m² au seuil d’incertitude typique des modèles climatiques.

Feistel n’est pas le seul à réaliser ce constat. En 2023, Von Schukmann et al. écrivaient : « Les moteurs d’un plus grand déséquilibre dans les années 2000 que dans la longue période depuis 1970, ne sont pas encore clairs et plusieurs mécanismes sont discutés dans la littérature. Par exemple, en 2021 Loeb et al. penchaient pour une décroissance de la réflexion par les nuages et les glaces de mer, de l’énergie vers l’espace, et pour un accroissement de l’effet du mélange des gaz à effet de serre et de la vapeur d’eau… ». En 2021 encore, Yang et al. Ecrivaient : « Les nuages de basse altitude avec des températures au somment proches de celles du sol, ont généralement un faible effet de serre. En outre, le refroidissement radiatif au sommet des nuages et le réchauffement à la base des nuages peuvent accroître le gradient vertical de température et, par conséquent, intensifier la turbulence ». Dans Qu et al, 2014, on trouve aussi : « Développer un modèle climatique des nuages marins de basse altitude et de leur sensibilité aux variations des températures de surface est encore un challenge ».

Feistel essaye d’apporter une réponse à ces questions en disant : « Ces phénomènes méritent d’être modélisés à l’aide des équations du TEOS-10 ». En contribuant au bilan thermique marin, les nuages de basse altitude affectent le rayonnement thermique ascendant de la fraction de surface qu’ils couvrent. En raison de leur altitude et de la température de leur base qui leur est associée, les nuages de basse altitude dirigent le rayonnement de grande longueur d’onde vers le bas. En fonction de la température de surface et de l’humidité relative (HR), une parcelle d’air en ascension adiabatique atteint son point de rosée (température et pression à partir desquelles la vapeur d’eau contenue dans l’air se condense sur les surfaces) par effet de saturation au niveau dit de condensation ascendante (LCL, qui peut être calculé rigoureusement avec les équations du TEOS-10). En tant qu’effet de rétroaction du rayonnement de grande longueur d’onde, les écarts dans le rayonnement descendant de ces nuages, assimilés à corps noir, peuvent être estimés à partir des tendances observées liées au réchauffement global de la surface des océans.

3. Discussion sur le budget énergétique.

Durant les 70 dernières années, les températures moyennes de surface des océans (SST) sont passées de 17,8 °C en 1955 à 18,8 °C en 2023, avec une tendance linéaire de 0,015 °C/an. De la même façon, selon le jeu de données utilisé pour cette analyse, le contenu thermique des 2000 premiers mètres a augmenté de 0,9 à 1,3 W/m² de surface océanique. Ces valeurs sont compatibles avec un déséquilibre énergétique de la Terre excédant 1 W/m² et avec le fait que l’océan emmagasine 90 % de la chaleur accumulée globalement.

Le réchauffement récent est plus important le long des ceintures globales de vents d’ouest et il est spatialement corrélé avec les régions où la couverture nuageuse est la plus élevée. Comme preuve, la publication de Reiner feistel montre une image sous copyright du WMO (Organisation météorologique Mondiale) où l’on voit les parties du Globe où l’océan s’est réchauffé le plus, et une autre avec la répartition de la nébulosité.

Concernant les entrées du budget énergétique des océans, la réduction de la nébulosité suit une tendance linéaire de – 0,006 m²/an, en fraction de surface couverte par les nuages. En accord avec cette diminution, entre 1998 et 2017, l’albédo de la Terre ou part des rayonnements solaires qui sont renvoyés vers l’atmosphère, a diminué et 0,5 W/m² (la Terre a absorbé plus de rayonnement). Cette décroissance de la nébulosité a augmenté la quantité moyenne de rayonnement solaire (ou irradiance en anglais) qui illumine la Terre, de 0,74 W/m² durant les 20 dernières années (tendance linéaire de + 0,037 W/m²/an). Ce phénomène est connu sous le terme de « réchauffement par effet radiatif des longueurs d’onde courtes des nuages » (SW CRE en anglais). Cette valeur pourrait expliquer le réchauffement océanique observé, si les pertes de chaleur océaniques restaient en dessous du gain de chaleur par SW CRE.

Concernant les sorties du budget énergétique, l’échange d’environ 10 à 12 W/m² entre l’océan et l’atmosphère, est relativement petit et il est plus faible que l’incertitude sur l’estimation de ce flux. La capacité thermique de l’océan excède celle de l’atmosphère d’un facteur 1000, ce qui fait que 1 % d’augmentation du contenu thermique des océans, correspond à une augmentation thermique de l’atmosphère 10 fois supérieure (relation de Carnot et application du 2sd principe de la thermodynamique). Ce flux de chaleur pourrait diminuer en raison de l’augmentation plus rapide des températures troposphériques par rapport à celles de la mer. On ne dispose cependant pas d’estimations pour cette tendance, et sa contribution quantitative au réchauffement des océans reste un problème en suspens.

Dans les sorties du budget énergétique, comme nous l’avons vu dans mon premier article, l’effet SW CRE est compensé par l’effet des grandes longueurs d’onde des nuages ou LW CRE qui refroidit les océans en laissant passer plus de rayonnement thermique dans l’espace et en émettant moins de rayonnement vers l’océans au fur et à mesure que la nébulosité diminue. Cette tendance est de – 0,038 W/m²/an (à comparer aux + 0,037 W/m²/an). L’effet global des nuages est donc mineur. Au niveau régional il peut cependant être discuté, car la nébulosité est plus prononcée au niveau des tropiques et des ceintures de vents d’Ouest comme mentionné précédemment. De plus, le SW CRE est plus important aux basses latitudes alors que le LW CRE agit sur tout le globe. Or, la réduction de la nébulosité n’est pas clairement comptabilisée selon la latitude.

Par contre, l’échange de chaleur latente par évaporation entre l’océan et l’atmosphère, est une composante majeure des pertes de chaleur océaniques et de l’apport en énergie de l’atmosphère (95 à 100 W/m²). Le taux d’évaporation dépend de l’humidité relative (HR) et de la vitesse du vent. Or, comme mentionné dans mon article précédent, ces deux paramètres ont peu évolué avec le changement climatique. Il n’y a donc pas de tendance majeure dans le taux d’évaporation. Cependant, le flux de chaleur latente est très sensible au taux de HR (5 W/m² par % de HR). Une petite augmentation de 0,2 % d’HR pourrait donc, à elle seule, expliquer la vitesse du réchauffement océanique. Or, ce paramètre ne se mesure qu’avec une incertitude de 1 à 5 % ! La contribution de la chaleur latente au réchauffement océanique demeure donc obscure.

4. Où le niveau de condensation par ascension intervient.

L’accroissement de la température de surface des océans (ou SST pour Sea Surface Temperature), a un effet sur l’altitude de la formation des nuages, à travers le niveau de condensation par ascension (LCL). Une parcelle d’air peut être en ascendance suite au passage d’un obstacle ou à un mouvement dans la masse d’air. Quand on monte, la pression baisse et cette baisse de pression produit une expansion de la parcelle d’air et son refroidissement (principe du réfrigérateur). Un changement de SST a donc de l’effet sur la température de la base des nuages et, en retour, sur leur rayonnement thermique descendant. 

Mais, à travers le LCL, une petite augmentation de l’humidité relative de surface peut aussi avoir un effet sur l’altitude de la formation des nuages et la température de leur base. Le rayonnement thermique descendant peut alors être dans une tendance opposée à celle les SST. C’est une contreréaction négative.

Dans sa publication, Reiner Feistel réalise une analyse thermodynamique de ces rétroactions. Elle conduit à dire que la tendance au réchauffement du climat entraine le LCL vers des altitudes plus hautes, ou la différence de température entre les océans et la base des nuages devient plus grande, ce qui réduit le flux radiatif vers le bas. Cet effet de refroidissement stabilise la couverture nuageuse, qui ralentit le réchauffement des océans. Cependant, la diminution observée de la nébulosité réduit probablement l’influence refroidissante des nuages à l’échelle mondiale.

La SST moyenne mondiale de 2023 est d’environ 292 K (18,85 °C). À cette température, le flux de rayonnement thermique ascendant provenant de la surface de la mer est de 412 W/m², tandis que le flux descendant provenant de la base des nuages LCL est de 388 W/m². Sous la couverture nuageuse liée au LCL, le rayonnement ascendant net restant de 24 W/m² augmente de 0,45 W/m² par degré de réchauffement supplémentaire de l’océan. Cet effet de rétroaction du LCL est important par rapport au gain de 1,3 W/m² du contenu thermique des océans (OHC) en 2023 et ne peut être ignoré dans les études d’équilibre. Mais, en tant que rétroaction négative de refroidissement, cet effet du LCL ne contribue pas à expliquer le réchauffement océanique observé. Il permet plutôt d’expliquer le taux de réchauffement problématique par d’autres effets contribuant à l’équilibre de l’OHC, tels qu’un changement mineur supposé dans l’évaporation en lien avec le changement climatique.

5. Conclusion.

En 2023, le contenu thermique des océans (OHC) a augmenté de 1,5.10²² J, une valeur 25 fois plus importante que la consommation totale d’énergie humaine dans le monde, et il a dépassé d’au moins 100 fois le gain de chaleur atmosphérique. Cette augmentation reste largement inexpliquée et soulève des questions quant à l’exactitude, l’exhaustivité et la cohérence interne des modèles climatiques.

Les processus énergétiques d’entrée et de sortie représentent un total de 500 W/m², et le déséquilibre observé résulte d’un décalage d’à peine 0,2 % entre ces deux flux. Pour pouvoir expliquer la petite différence de 1 W/m², il faudrait pouvoir évaluer ces deux flux de 500 W/m² avec une incertitude bien plus faible que 1 W/m². La question clé est, à quelle contribution pourrait-on affecter cette petite augmentation. Avec leur incertitude plus grande que 10 W/m², les modèles ne peuvent pas répondre à cette question.

Les modèles climatiques numériques actuels ont tendance à sous-estimer le réchauffement des océans. Ils mettent généralement en œuvre les équations de Dalton pour estimer les taux d’évaporation sous une forme historique, ce qui implique l’augmentation de l’évaporation comme une conséquence de l’augmentation de la température et, à son tour, de la pression de vapeur de l’eau de mer. Quantitativement étayée par le TEOS-10, la thermodynamique suggère toutefois que l’humidité relative marine constante est la force motrice de l’évaporation, plutôt que l’augmentation de la pression de vapeur.

Une minuscule augmentation supposée de l’humidité relative moyenne mondiale, en dessous de la résolution de mesure instrumentale, peut suffire à expliquer le taux de réchauffement des océans. Cela fait de la chaleur latente le candidat privilégié pour expliquer le déséquilibre d’OHC observé.

Le second candidat est le déséquilibre radiatif dépendant des nuages et des gaz à effet de serre. La nébulosité a diminué ainsi que le rayonnement thermique descendant des nuages car leur niveau de condensation s’est élevé. La publication de Reiner Feistel donne les bases théoriques pour mieux modéliser ce phénomène. Mais, cet effet du LCL ne contribue pas à expliquer le réchauffement océanique observé.

L’humidité relative de l’atmosphère peut être observée avec une incertitude de l’ordre de 1 % à 5 %. On estime qu’une augmentation de l’humidité relative à la surface de l’océan de 1 % réduit le flux de chaleur latente lié à l’évaporation d’environ 5 W/m², ce qui réchauffe l’océan à ce rythme. En outre, une augmentation de 1 % d’HR peut abaisser la LCL d’environ 25 m, ce qui intensifie le flux de rayonnement thermique descendant provenant de la base des nuages de plus de 1 W/m². La hauteur de la LCL peut servir d’estimation, mesurée à distance, de la fugacité relative de la surface de la mer ou de l’humidité relative conventionnelle. Une hypothèse de travail plausible semble être que le réchauffement excessif des océans de 1,3 W/m² en 2023, peut être causé dans une large mesure par une légère augmentation de l’humidité relative à la surface des océans, ne dépassant pas l’incertitude de l’observation.

6. Références :

Feistel, R.; Hellmuth, O. TEOS-10 Equations for Determining the Lifted Condensation Level (LCL) and Climatic Feedback of Marine Clouds. Oceans 2024, 5, 312–351. https://doi.org/10.3390/oceans5020020

Von Schuckmann, K.; Minère, A.; Gues, F.; Cuesta-Valero, F.J.; Kirchengast, G.; Adusumilli, S.; Straneo, F.; Ablain, M.; Allan, R.P.; Barker, P.; et al. Heat stored in the Earth system 1960–2020: Where does the energy go? Earth Syst. Sci. Data 2023, 15, 1675–1709.

Loeb, N.G.; Johnson, G.C.; Thorsen, T.J.; Lyman, J.M.; Rose, F.G.; Kato, S. Satellite and Ocean Data Reveal Marked Increase in Earth’s Heating Rate. Geophys. Res. Lett. 2021, 48, e2021GL093047.

Yang, X.; Ge, J.; Hu, X.; Wang, M.; Han, Z. Cloud-Top Height Comparison from Multi-Satellite Sensors and Ground-Based Cloud Radar over SACOL Site. Remote Sens. 2021, 13, 2715.

Qu, X.; Hall, A.; Klein, S.A.; Caldwell, P.M. On the spread of changes in marine low cloud cover in climate model simulations of the 21st century. Clim. Dyn. 2014, 42, 2603–2626.