Le premier grand moteur est l'échange de chaleur. Le rayonnement solaire qui pénètre l'atmosphère n'est que partiellement absorbé par les nuages et les gaz; une large part atteint la surface marine et chauffe les premiers mètres d'eau. En retour, l'océan émet un rayonnement infrarouge, partiellement piégé par les gaz à effet de serre et les nuages, ce qui maintient la température de surface dans un équilibre dynamique. Mais le transfert de chaleur ne s'arrête pas au rayonnement. La mer cède aussi de l'énergie à l'air par conduction directe lorsque sa surface est plus chaude que l'atmosphère sus-jacente : c'est le flux de chaleur sensible, qui réchauffe l'air au contact de l'eau. Surtout, l'évaporation joue un rôle capital. En se transformant en vapeur, l'eau prélève à l'océan une énorme quantité de chaleur latente, qui sera restituée plus tard dans l'atmosphère lorsque cette vapeur se condensera en nuages. Ce pompage de chaleur latente depuis les mers tropicales alimente les ascendances et les systèmes nuageux, dont les orages et les cyclones, et constitue le principal carburant de la circulation atmosphérique globale.

En sens inverse, l'atmosphère impose sa marque à l'océan par la contrainte mécanique du vent. Le frottement du vent sur la surface de l'eau transfère de la quantité de mouvement, générant des vagues et mettant en marche les courants marins de surface. Une partie de cette énergie mécanique est dissipée en turbulence sous la forme de rouleaux et de déferlements, mais le vent est aussi le chef d'orchestre de la circulation océanique superficielle. Les alizés poussent les eaux équatoriales vers l'ouest, tandis que les vents d'ouest des moyennes latitudes entraînent les puissants courants de bord ouest comme le Gulf Stream ou le Kuroshio. Ce couplage mécanique a une conséquence géométrique importante : le transport d'Ekman, qui dévie les eaux de surface à droite du vent dans l'hémisphère nord et à gauche dans l'hémisphère sud, provoque des convergences et des divergences. Ainsi, le long des côtes où le vent écarte les eaux chaudes de surface, des remontées d'eaux profondes froides et riches en nutriments (les upwellings) voient le jour, fertilisant les écosystèmes marins et refroidissant localement l'atmosphère.

Au-delà de l'énergie et de la mécanique, l'interface air-mer est une membrane chimique active. L'océan absorbe chaque année un quart du dioxyde de carbone émis par les activités humaines. Le CO2 atmosphérique se dissout dans l'eau de mer où il réagit pour former de l'acide carbonique, des bicarbonates et des carbonates, modifiant lentement l'acidité des océans. La solubilité du gaz dépend de la température : les eaux froides des hautes latitudes, qui plongent en profondeur, capturent le carbone et l'entraînent dans les abysses pour des siècles. À l'inverse, les remontées tropicales peuvent restituer une partie de ce carbone à l'atmosphère. L'oxygène, quant à lui, transite dans l'autre sens : produit par le phytoplancton dans la couche éclairée ou dissous directement depuis l'air, il entretient la respiration des organismes marins. Ces échanges gazeux sont intimement liés aux brassages physiques et à l'activité biologique, formant une boucle complexe où la vie océanique influence la composition de l'atmosphère qui, à son tour, module le climat et donc la productivité des mers.

Cette interaction constante est à la source des grands modes de variabilité climatique, dont L'ENSO (El Niño-Oscillation Australe) est l'exemple le plus spectaculaire. Dans le Pacifique tropical, un affaiblissement des alizés laisse les eaux chaudes de l'ouest s'étaler vers l'est, interrompant l'upwelling côtier du Pérou. La recharge de chaleur et d'humidité dans l'atmosphère déplace les zones de convection profonde, bouleverse le régime des pluies à l'échelle planétaire et déclenche des sécheresses en Indonésie comme des inondations sur les côtes américaines. Ce cycle couplé repose entièrement sur les rétroactions entre la température de l'océan et la circulation des vents, preuve que l'océan et l'atmosphère ne peuvent se comprendre l'un sans l'autre. À plus longue échéance, la circulation thermohaline (ce grand tapis roulant océanique piloté par les différences de densité, elles-mêmes liées à la température et à la salinité) relie les tropiques aux pôles en transportant une quantité de chaleur comparable à celle de l'atmosphère. La formation d'eau profonde en Atlantique Nord, sensible à la dilution par les pluies ou la fonte des glaces, dépend directement du flux d'eau douce entre l'air et la mer, et peut à son tour modifier le climat de l'Europe en ralentissant la remontée de chaleur.

On ne saurait terminer cette explication sans évoquer les rétroactions nuageuses qui amplifient ou atténuent les perturbations. Un océan plus chaud s'évapore davantage, alimente des nuages plus épais, qui réfléchissent le rayonnement solaire (effet parasol) tout en piégeant le rayonnement infrarouge (effet de serre). Le bilan net dépend de la couverture, de l'altitude et de la microphysique des nuages, qui restent le principal facteur d'incertitude dans les projections climatiques. Les brouillards marins, les stratocumulus des façades orientales des océans subtropicaux ou les grands systèmes de mousson résultent tous d'un dialogue permanent entre la température de la mer, la stabilité de l'air et les flux d'humidité. À chaque instant, de la calotte glaciaire arctique aux tropiques saturés de sel, l'atmosphère et l'océan échangent, dans un chuchotement turbulent fait de milliards de gouttes d'embruns, de molécules de gaz et de quanta de chaleur, l'histoire intime du climat terrestre. Leur couplage, aussi subtil que puissant, fait de notre planète un système intégré unique, dont la compréhension fine est la clé pour anticiper les soubresauts d'un climat en mutation.