Annexes

13985

COUR INTERNATIONALE DE JUSTICE

OBLIGATIONS RELATIVES À DES NÉGOCIATIONS CONCERNANT LA CESSATION

DE LA COURSE AUX ARMES NUCLÉAIRES ET LE DÉSARMEMENT NUCLÉAIRE

(ÎLES MARSHALL c. PAKISTAN)

MÉMOIRE DES ÎLES MARSHALL

Annexes 1 à 5

12 JANVIER2015

[Traduction du Greffe] Page

Annexe 1 Rapport2014 sur les effets d’un conflit nucléaire régional entre l’Inde et le
Pakistan. rapport établi par MichaelJ.Mills, OwenB.Toon, JuliaLee- Taylor
et Alan Robock, intitulé «un conflit nucléaire régional provoquerait un

Refroidissement planétairepluridécennal et une perte d’ozone sans précédent» 1

Annexe 2 Série de cartes représentant lapropagation à travers le monde de la fumée
produite par un conflit nucléaire régional entre l’Inde et le Pakistan, et
sélection de cartes tirées du rapport de 2014 soumis en tant qu’annexe 1 20

Annexe 3 Note verbaleen date du 9 juillet 2014 adressée au greffier par le ministère des
affaires étrangères du Pakistan 24

Annexe 4 Déclaration faite par la République des Iles Marshall au titre du paragraphe2
de l’article 36 du Statut de la Cour 26

Annexe 5 Déclaration faite par la République is lamique du Pakistan au titre du
paragraphe 2 de l’article 36 du Statut de la Cour 29

___________ A NNEXE 1

R APPORT 2014 SUR LES EFFETS D UN CONFLIT NUCLÉAIRE RÉGIONAL ENTRE L ’INDE
ET LEP AKISTAN .RAPPORT ÉTABLI PAR M ICHAEL J. M ILLS,O WEN B. TOON ,
JULIA L EE-T AYLOR ET ALAN ROBOCK ,INTITULÉ «UN CONFLIT NUCLÉAIRE

RÉGIONAL PROVOQUERAIT UN R EFROIDISSEMENT PLANÉTAIRE
PLURIDÉCENNAL ET UNE PERTE D ’OZONE SANS PRÉCÉDENT »

Earth’s Future, Article scientifique, 10.1002/2013EF000205

Points clés

 Simulation d’un conflit nucléaire régional à l’aide d’un modèle de système terrestre

 Durée potentielle du refroidissement planétairedéclenché par un conflit nucléaire régional
supérieure à 25 ans

 Confirmation d’une perte mondiale d’ozone sans précédent dans l’histoire de l’humanité

Auteur principal

M. J. Mills, [email protected]

Mode de citation

M.J.Mills, O.B.Toon, J.Lee-Taylor et A.Robock (2014), «Multidecadal global cooling and

unprecedented ozone loss following a regional nuclear conflict», Earth’s Future, vol. 2, p. 161-176,
doi:10.1002/2013EF000205.

Reçu le 30 septembre 2013

Accepté le 31 janvier 2014

Article accepté pour publication en ligne le 7 février 2014

er
Publié en ligne le 1vril 2014

Le présent article est en accès libre aux conditions prévues par la Licence

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Un conflit nucléaire régional provoquerait un refroid issement planétaire pluridécennal et une perte
d’ozone sans précédent

Michael J. Mills Owen B. Toon , Julia Lee-Taylor1 et Alan Robock

1National Center for Atmospheric Research (NCAR), Boulder, Colorado (Etats-Unis).

2Department of Atmospheric and Oceanic Sciences, University of Colorado Boulder,Boulder (Etats-Unis).
3
Department of Environmental Sciences, Rutgers, State University of New Jersey, NewBrunswick, NewJersey
(Etats-Unis). - 2 -

R ÉSUMÉ

Nous présentons ici la première étude des répercussions planétaires d’un conflit nucléaire
régional qui soit basée sur un modèle de système terrestre intégrant la chimie atmosphérique, les
dynamiques océaniques et plusieurs composantes interactives comme la glace de mer et les
étendues terrestres. Un conflit nucléaire régional limité entre l’Inde et le Pakistan, au cours duquel
chacun de ces pays ferait exploser 50armes de 15kilotonnes, pourrait dégager environ 5Tg de
carbone noir, qui s’élèverait jusque dans la stratosphère avant de se propager à l’ensemble de la
planète, entraînant une chute soudaine des températures de surface et un intense réchauffement de

la stratosphère. En nous aidant du modèle de système terrestre communautaire Community Earth
System Model ( ou CESM) et du modèle climatique communautaire pour l’ensemble de
l’atmosphère Whole Atmosphere Community Climate Model (ou WACCM), nous avons calculé un
temps de réponse de 8,7 ans pour le carbone noir stratosphérique, contre les 4 à 6,5 ans qui avaient
été calculés dans des études antérieures. Selon nos calculs, des pertes d’ozone planétaires allant de
20 à 50% au-dessus des zones habitées, soit des niveaux sans précédent dans l’histoire de
l’humanité, seraient associées aux températures moyennes de surface les plus froides connues au

cours des 1000 dernières années. Nous calculons des augmentations estivales des indices UVallant
de 30 à 80 % pour les latitudes moyennes, ce qui laisse présager des dommages très importants à la
santé humaine, à l’agriculture et aux écosystèmes terrestres et aquatiques. En raison de gelées
meurtrières, les saisons de culture seraient raccou rcies de 10 à 40jours par an pendant cinqans.
Les températures de surface seraient réduites pendant plus de 25 ans en raison de l’inertie
thermique, des effets d’albédo des océans et de l’augmentation de la glace de mer. La conjugaison
du refroidissement et de l’augmentation du rayonnement ultraviolet mettrait en péril les ressources

alimentaires mondiales et pourrait entraîner une famine nucléaire planétaire. La connaissance des
répercussions potentielles de l’explosion de 100 armes nucléaires de faible puissance devrait
encourager l’élimination des plus de 17 000 armes nucléaires actuellement en circulation.

1. Introduction

Dans les années 1980, des études portant sur les conséquences d’un conflit nucléaire mondial
entre les Etats-Unis et l’Union soviétique annonçaient que des particules en suspension dans l’air,

issues des sols fins et des fumées dégagés par des explosions et des incendies, risquaient
d’encercler la planète, de produire un «crépuscule de midi» et de refroidir la surface de la terre
pendant plusieurs années d’ un «hiver nucléaire» , selon une expression inventée pour l’occasion
(Crutzen et Birks , 1982; Turco et al., 1983; Pittock et al., 1985). D’autres études se sont
intéressées aux perturbations de la chimie de l’atmosphère et ont pronostiqué que l’azote
radicalaire dégagé par les armes nucléaires les plus puissantes pourrait s’élever jusque dans la
stratosphère, entraînant une perte d’ozone impor tante, puis un «printemps ultraviolet» ( National

Research Council, 1985; Stephens et Birks, 1985). Aux Etats-Unis comme en Unionsoviétique,
les dirigeants prirent conscience des conséquences d’un conflit nucléaire sur l’environnement de la
planète, puis entreprirent de négocier des traités qui ont permis de réduire de façon
significative leurs stocks d’armes nucléaires, passés de 65 000 (leur maximum) en 1986 à moins de
20 000 armes aujourd’hui, la réduction s’étant accentuée ces dernières années dans le cadre de
nouvelles négociations (Robock et al., 2007a ; Toon et al., 2007 ; Toon et al., 2008). Néanmoins, il
reste un nombre important d’armes nucléaires et le nombre d’Etats qui en sont dotés continue

d’augmenter.

Depuis 2007, de nouvelles études se sont intéressées à la question d’un éventuel conflit
nucléaire mondial en lu i appliquant des modèles climatiques mondiaux modernes. Elles ont
confirmé la gravité des effets sur le climat pronostiqués dans les années 1980 à l’aide de modèles
climatiques simples ou de simulations effectuées à partir de modèles basse résolution de circulation
atmosphérique générale ( Robock et al. , 2007a) et soulevé de nouvelles inquiétudes quant aux

répercussions de conflits nucléaires régionaux sur le climat de la planète ( Robock et al. , 2007b;
Toon et al. , 2007; Mills et al. , 2008; Stenke et al. , 2013). L’explosion de l’arme nucléaire la - 3 -

moins puissante , telle celle d’environ 15 kilotonnes lancée sur Hiroshima, au- dessus d’une
mégalopole moderne produirait des incendies géné ralisés qui se propageraient pendant plusieurs

heures, consumeraient les bâtiments, la végétation, les routes, les dépôts de carburant et les autres
infrastructures et dégageraient une énergie plusieurs fois supérieure à la puissance de l’arme
utilisée (Toon et al. , 2007). Toon et al. (2007) ont estimé les dommages et les dégagements de
fumées potentiels à l’aide de différents scénarios d’échange nucléaire et conclu que les fumées
s’élèveraient initialement jusqu’à la troposphère supérieure par pyroconvection. Robock et al.
(2007b) ont étudié les répercussions sur le climat des fumées dégagées par un conflit régional en
zone subtropicale dans lequel deux pays feraient chacun exploser 50 armes nucléaires équivalentes

à celle d’Hiroshima (15 kilotonnes), déclenchant des incendies généralisés en zone urbaine. A
l’aide du modèle climatique plan étaire GISS ModelE (créé par le Goddard Institute for Space
Studies de NewYork), les auteurs ont calculé que la quasi-totalité des 5Tg de fumées dégagées
atteindrait la stratosphère avant de se propager à l’ensemble de la planète, faisant chuter la
température terrestre moyenne de 1,25degrésCelsius pendant 3 à 4ans et de plus de 0,5degrés
Celsius pendant dix ans. L’effet ainsi calculé était plus prolongé que celui obtenu dans des études
plus anciennes sur «l’hiver nucléaire», car les anciens modèles ne savaient pas représenter

l’élévation des fumées dans la stratosphère. A l’aide d’un modèle chimie-climat, Mills et al. (2008)
ont calculé que le réchauffement concomitant de la stratosphère , qui pourrait aller jusqu’à
100 degrés Celsius, entraînerait une perte mondiale d’ozone d’une ampleur sans précédent dans
l’histoire de l’humanité et susceptible de durer jusqu’à dix ans.

Récemment, Stenke et al. (2013) ont employé un troisième modèle indépendant pour
confirmer les principales conclusions des deux études précédentes. Fondée sur le modèle

chimie-climat SOCOL3, leur étude visait à évaluer les effets sur le climat et sur l’ozone
stratosphérique d’une série d’ intrants et de particules de différentes tailles. Cette étude associait
une couche de mélange océanique de 50mètres d’épaisseur et un module thermodynamique de
glace de mer à un modèle atmosphérique de haute altitude et a conclu à des effets chimiques
conformes aux résultats obtenus par Mills et al. (2007). Contrairement à celle de Robock et al.
(2007), cette étude ne s’est pas intéressée aux dynamiques océaniques actives et, partant, n’a pas pu
intégrer les effets sur le climat de la modification de la circulation océanique. Le choix d’une

épaisseur de seulement 50mètres permet de limiter les e ffets d’inertie thermique qui surviennent
dans les grandes profondeurs océaniques: les températures de surface réagissent trop rapidement,
l’enthalpie des profondeurs n’entrant pas dans l’équation.

Nous présentons ici la première étude portant sur un scénario de conflit nucléaire régional
basée sur un modèle de système terrestre associ ant un modèle chimie-climat à des composantes
interactives océaniques, terrestres et de glace de mer.

2. Description du modèle

2.1. CESM1(WACCM)

Nrosrsleariso d’un conflit nucléaire entre l’Inde et le Pakistan, au cours duquel
chaque pays ferait exploser 50 armes similaires à celle d’Hirosh ima au-dessus de mégalopoles du
sous-continent indien, en nous servant de la première version du modèle de système terrestre
communautaire CESM1 du National Center for Atmospheric Research (NCAR), qui est un modèle

climatique mondial de la dernière génération, intégralement couplé, et configuré avec des
composantes océaniques, terrestres, de glace de mer et atmosphériques entièrement interactives
(Hurrell etal. , 2013). Pour la composante atmosphérique, nous avons employé le modèle
climatique communautaire pour l’ensemble de l’atmosphère dans sa version 4 (WACCM4), qui est
un surensemble de la version4 du modèle atmosphérique communautaire (CAM4) et en intègre
tous les paramétrages physiques ( Neale etal. , 2013). Le WACCM est un modèle chimie-climat
«de haute altitude» qui va de la surface à 5,1x10 −6hPa (environ 140kilomètres). Il est doté de

66 niveaux verticaux et d’une résolution horizontale de 1,9 ° de latitude sur 2,5° de longitude. Le - 4 -

modèle WACCM inclut une chimie interactive pleinement intégrée à la dynamique et à la physique
du modèle. Ainsi, le réchauffement de la strato sphère se répercute sur les vitesses de réaction
chimique. Les taux de photolyse sont calculés sur la base de l’extinction du flux exoatmosphérique
issu de la colonne d’ozone et d’oxygène moléculaire et ne sont pas affectés par l’extinction des
aérosols. Le modèle WACCM s’appuie sur un modèle chimique fondé sur la version 3 du modèle

pour l’ozone et les traceurs chimiques associés (Model for Ozone and Related Chemical Tracers,
ou MOZART) ( Kinnison etal. , 2007), établi spécifiquement pour l’atmosphère moyenne et la
haute atmosphère. Ce modèle chimique inclut 59espèces contenues dans les familles chimiques
O x, NO x HO , xlO et xrO , ainsx que CH 4et ses produits de dégradation; 217réactions

chimiques de phase gazeuse; et une chimie hétérogène pouvant entraîner l’élargissement du trou
dans la couche d’ozone. Aux fins de nos simulations, le modèle CESM1 inclut les composantes
actives terrestres, océaniques et de glace de mer décrites respectivement par Lawrence etal.
(2011), Danabasoglu et al. (2012) et Holland et al. (2012). Le modèle océanique intégral s’étend
jusqu’à 5500 mètres de profondeur et intègre une circulation océanique interactive et pronostique.

La résolution nominale latitude-longitude des com posantes océanique et de glace de mer est de
1 degré, similaire à celle des simulations CESM1( WACCM) effectuées dans le cadre de la phase 5
du projet de comparaison réciproque de modèles couplés (Coupled Model Intercomparison Project)
(Marsh et al., 2013).

2.2. CARMA

Nous avons couplé le modèle WACCM à la version 3 du modèle communautaire d’aérosols
et de rayonnements pour les atmosphères (C ommunity Aerosol and Radiation Model for
Atmospheres, ou CARMA3), un «bin packing» flexible tridimensionnel microphysique que nous

avons adapté à la prise en charge des aérosols de carbone noir. Le carbone noir peut ainsi se
sédimenter par gravité, ce qui évite la survenue d’une diffusion moléculaire rencontrée par les
traceurs de phase gazeuse dans le modèle WACCM à haute altitude. Le modèle CARMA a été
créé à partir d’un code d’aérosol stratosphérique unidimensionnel développé par Turco et al. (1979)
et Toon et al. (1979), qui intégrait à la fois la ch imie du soufre en phase gazeuse et la

microphysique des aérosols. Le modèle a été amélioré et étendu à trois dimensions, comme
l’expliquent Toon et al. (1988). Les données numériques continuent d’être régulièrement mises à
jour. Aux fins de la présente étude, nous limitons le carbone noir à un bin de taille unique et de
rayon fixe.

Comme nous le précisons ci-après, nous avons effectué un ensemble de séquences en
prenant pour hypothèse un rayon microphysique de 50nm, dans un souci de cohérence avec les
propriétés optiques du carbone noir retenues par le code utilisé pour chiffrer le rayonnement,
propriétés qui sont dérivées du progiciel Optical Properties of Aerosols and Clouds (OPAC) (Hess
et al. , 1998). Nos précédentes études sur la présence de carbone noir dans la stratosphère

imputable à un conflit nucléaire ou au tourism e spatial s’appuyaient sur les mêmes propriétés
optiques, avec toutefois un rayon de sédimentation deux fois plus grand (Mills et al., 2008 ; Ross et
al., 2010). Nous avons également effectué une séquence de perturbation en nous fondant sur le
rayon de sédimentation de 100nm utilisé dans les précédentes études, à des fins de comparaison
avec le modèle couplé.

Nous n’autorisons les changements radiatifs ou micr ophysique des populations de particules
calculées que par lessivage (raining), sédimentation ou transport. Les particules sont présumées
être complètement hydrophiles dès le départ et, par conséquent, sujettes au lessivage dans la
troposphère. Nous supposons une densité de masse de 1 gcm −3pour chaque particule de carbone
noir, ce qui est conforme aux mesures des particul es de carbone noir atmosphérique recueillies sur

les filtres, qui se composent de particules plus petites et plus denses agrégées en formations
fractales présentant des écarts spatiaux ( Hess et al. , 1998). Ainsi que l’ont montré Toon et al.
(2007), la coagulation du carbone noir a tendance à former des chaînes ou des nappes, qui auraient
des coefficients d’absorption de masse identiques ou supérieurs à ceux de particules de carbone - 5 -

noir plus petites. Les forces de traînée réduiraient la sédimentation desdites chaînes ou nappes par

comparaison avec des aérosols se développant sous la forme de simples sphères. Notre décision
d’ignorer la coagulation, en supposant une diffusion monodispersée de sphères d’un rayon de
50nm, devrait permettre de prédire la durée de vie stratosphérique sous conditions avec des
fractales avec un degré de précision plus élev é que si nous avions admis un développement en
sphères plus larges et à sédi mentation plus rapide. Selon Toon et al. (2007), le carbone noir a

également tendance à se recouvrir de sulfates, de matières organiques et d’autres matières non
absorbantes, qui pourraient faire fonction de lentilles et réfracter la lumière sur le carbone noir.
Pareil effet pourrait augmenter l’absorption d’en viron 50%, ce qui entraînerait des répercussions
potentiellement plus lourdes que celles que nous avons modélisées.

2.3. Configuration du modèle

Nous avons effectué un ensemble de trois sé quences «expérimentales» initialisées avec 5 Tg
de carbone noir et un rayon de 50nm sur le sous-continent indien. Une quatrième séquence
expérimentale a été menée, avec la même masse et la même répartition spatiale de carbone noir,
mais un rayon de sédimentation de 100nm. Nous comparons ces séquences expérimentales à un
ensemble de trois séquences «de contrôle», sans le carbone noir supplémentaire. Chacune des sept
er er
séquences a simulé la période du 1 janvier2013 au 1 janvier2039, avec une évolution des
concentrations de gaz à effet de serre et d’autres composant s transitoires, conformément aux
spécifications du scénario RCP «émissions moyennes à faibles» (RCP4.5) ( Meinshausen etal. ,
2011), modèle de référence pour les projections climatiques. Nous avons également tenté de faire
débuter le conflit simulé le 15m ai, comme l’avaient fait Robock et al. (2007b) et Stenke et al.
(2013), et en avons conclu que la différence de saison n’avait pas d’incidence significative sur la

répartition stratosphérique du carbone noir ou sur l’effet produit sur le climat . En raison du
refroidissement prolongé de surface que nous avons calculé, nous avons étendu nos séquences sur
26 ans, au-delà de la période de 10 ans retenue par les études antérieures.

Dans les séquences expérimentales, 5Tg de carbone noir ont été ajoutés à l’état initial de
l’atmosphère dans un rapport de mélange constant de 1,38 x 10 −6kg/kg d’air entre 300 et 150 hPa,

dans une région horizontale s’étendant sur 50 colonnes modélisées adjacentes couvrant à peu près
l’Inde et le Pakistan. Le carbone noir réchauffe l’atmosphère jusqu’à des états extrêmes, ce qui
nécessite de réduire l’i ntervalle de temps standard du modèle en le faisant passer de 30 minutes à
10minutes. Pareille réduction entraînant une augmentation importante de la nébulosité dans le
modèle en raison des écarts de paramétrag e des nuages, nous avons réduit l’intervalle de temps de
façon identique dans les séquences expérimentales et dans les séquences de contrôle. Nous avons

également essayé une autre approche, en augmentant le sous-échantillonnage dans le modèle, mais
nous avons constaté que la multiplication par 16 du nombre de sous-étapes nécessaire pour obtenir
un résultat stable produisait une augmentation des nuages similaire à notre approche initiale. Nous
procédons à un diagnostic des conséquences de la réduction de l’intervalle de temps du modèle à la
section 2.4 ci-après.

Les trois éléments de chaque ensemble ont été configurés avec différentes conditions
initiales pour les composantes océanique, terrestre et de glace de mer, ces conditions étant dérivées
de l’ensemble de trois séquences RCP4.5 CESM1(WACCM) effectuées dans le cadre du CMIP5
(Marsh et al. , 2013). Lesdites composantes interagissen t avec l’atmosphère et produisent une
représentation de la variabilité climatique naturell e parmi les trois séquences de chaque ensemble.
Ainsi que nous le démontrerons, la variabilité que nous obtenons au sein de chaque ensemble est

faible comparée aux écarts entre les moyennes des ensembles expérimental d’une part et de
contrôle de l’autre, ce qui laisse penser que les effets que nous calculons ne sont pas imputables à
une variabilité interne du modèle. - 6 -

2.4. Validation du modèle

Afin de comprendre les effets de la modifica tion de l’intervalle de temps du modèle sur nos
conclusions, nous avons réalisé un diagnostic de l’une de nos séquences de contrôle pour les
années 2023 à 2038, soit une période de 16 ans débutant 10 ans après la modification de l’intervalle

de temps, en nous basant sur le climat de ces années issu de l’une des séquences
CESM1(WACCM) CMIP5 effectuées pour le RCP4.5, c’est -à-dire le même scénario de forçage
employé dans nos séquences. L’augmentation des nuages de basse altitude a pour effet de faire
passer le forçage global des nuages par ondes courtes de −55 à −62 W m −. Selon les observations
du produit Energy Balanced and Filled (EBAF) proposé par le s ystème d’étude du bilan radiatif de

la terre et des nuages Clouds−2nd Earth’s Radiant Energy System (CERES), ce forçage se situerait
aux alentours de −51 W m . Un tel changement produit une planète plus réfléchissante qu’à
l’observation (A. Gettelman, communication personnelle), ce qui risque d’entraîner une
sous-estimation de l’anomalie de refroidissement de surface dans nos calculs, l’effet d’extinction
dans la stratosphère étant réduit si un rayonnement par ondes courtes plus faible atteint la surface,

dans nos séquences de contrôle comme dans les séquences expérimentales. Parallèlement, le −2
forçage global des nuages par grandes longueurs d’onde augmente pour passer de 30 W m dans
notre séquence CMIP5 à 34Wm −. Selon les observations du CERES-EBAF, ce forçage se
situerait aux alentours de 26 –27 W m −2 : le changement va donc dans le sens d’un réchauffement
dû à l’effet de serre produit par les nuages en altitude plus impor tant qu’observé. Pareille
−2
augmentation de 4 W m du −2rçage des nuages compense en partie le refroidissement de surface
induit par la baisse de 7 W m du rayonnement à ondes courtes. Les modifications du forçage des
nuages s’observent majoritairement sous les tropiques.

Puisque nous sommes partis d’un scénario RCP4.5 en 2013, l’atmosphère de départ n’est pas

en équilibre radiatif, mais se ré chauffe en réaction aux gaz à effet de serre −2origine humaine. Le
déséquilibre radiatif dans la partie supérieure du modèle est de 0,977Wm dans notre séquence
CMIP5 pour les années 2023 à 2038. L’augmentation des nuages a pour effet de réduire pareil
déséquilibre par un facteur de 10 à 0,092Wm −2, amenant ainsi le modèle près de l’équilibre
radiatif qui serait observé dans un état stable, tel que les conditions statiques utilisées pour les

précédents calculs se rapportant à l’hiver nucléair e. Nous avons effectué une série supplémentaire
dans laquelle 5Tg de carbone noir sont ajoutés en année10 dans la séquence de contrôle. Ces
calculs confirment que la masse de carbone noir que nous avions obtenue, ainsi que les anomalies
de surface dans le flux d’ondes courtes, la température et les précipitations ne sont pas affectées de
façon significative par d’éventuels ajustements transitoires ap rès la modification initiale de

l’intervalle de temps.

Nous avons également diagnostiqué des effets sur la chimie stratosphérique en comparant la
colonne d’ozone moyenne de l’ensemble obtenue dans le cadre de nos séquences de contrôle à la
moyenne de l’en semble issue des séquences CESM1(WACCM) CMIP5 pour les 6premières

années suivant la modification de l’intervalle de temps. Nous n’avons pas observé de différences
significatives dans la moyenne globale ou dans la répartition latitudinale de la colonne d’ ozone
dues à la modification de l’intervalle de temps. Le s effets de la modification de l’intervalle de
temps du modèle sont relativement faibles comparés à ceux de la libération de 5 Tg de carbone noir
dans la stratosphère, scénario sur lequel porte notre étude.

3. Résultats

3.1. Elévation et transport du carbone noir le long des méridiens

Comme dans les études précédentes portant sur ce scénario ( Robock et al., 2007b; Mills et
al., 2008), l’aérosol de carbone noir absorbe les rayons d’ondes courtes, réchauffant l’air ambiant et
entraînant une élévation spontanée qui emporte le ca rbone noir bien au-delà de la tropopause. Le
CESM1(WACCM) possède 66 couches verticales et un sommet modélisé d’environ - 7 -

145kilomètres, contre 23 couches allant jusqu’à environ 80kilomètres pour le GISS ModelE
utilisé par Robock et al. (2007b) et 39 couches allant jusqu’à environ 80 kilomètres pour le

SOCOL3 utilisé par Stenke et al. (2013). Ainsi que le montre la figure1, nous calculons une
élévation nettement plus élevée que Robock et al. (2007b, voir la comparaison avec leur figure 1b),
qui pénètre de façon significative dans la méso sphère, avec des rapports de mélange de pointe
atteignant la stratopause (50-60 kilomètres) en un mois et se maintenant tout au long de la première
année.

Cette élévation plus importante, associée aux effets sur la circulation que nous abordons plus

loin, produit des temps de séjour du carbone noir nettement plus longs que dans les études
précédentes. Au bout de 10ans, selon nos calculs, les profondeurs optiques en bande visible du
carbone noir se maintiennent à un niveau de 0,02 à 0,03, ainsi que le montre la figure2. En
revanche, Robock et al. (2007b) calculent des profondeurs optiques de l’ordre de 0,01 uniquement
à des latitudes élevées au bout de 10 ans, niveau que nos calculs n’atteignent pas avant 15 ans.

3.2. Charge, lessivage et durée de vie du carbone noir

Pendant les 4premiers mois, 1,2 à 1,6 des 5Tg de carbone noir disparaissent dans notre
ensemble expérimental à 50 nm, et 1,6 Tg dans notre ensemble à 100 nm, principalement en raison
du lessivage dans les premières semaines, à me sure de l’élévation initiale du champignon dans la
troposphère (figure3a). Ce chiffre est plus élevé que le 1,0 Tg initialement perdu dans l’étude de
Mills et al. (2008), qui s’appuyait sur une version an térieure de WACCM. Il s’explique
probablement par l’écart entre notre répartition initiale du carbone noir et celle de l’étude
antérieure, dans laquelle 5 Tg étaient injectés da ns une colonne unique à une résolution quatre fois

plus importante que la nôtre. La concentrati on plus importante du carbone noir dans l’étude
antérieure a probablement entraîné un réchauffem ent et une élévation plus rapides dans la
stratosphère, atténuant ainsi le lessivage. Le lessivage que nous obtenons contraste avec l’absence
de lessivage significatif calculée par le GISS ModelE ( Robock et al. , 2007b), qui prend pour
hypothèse que le carbone noir est initialement hydrophobe et qu’il devient hydrophile avec une
échelle de temps de réponse e de 24heures. La charge de masse atteignant la stratosphère et les
conséquences sur le climat et la chimie de la planète seraient sans doute plus élevées dans nos

calculs si nous avions retenu une hypothèse similaire à celle du GISS ModelE. Stenke et al. (2013)
obtiennent un lessivage initial d’environ 2 Tg dans leurs simulations interactives à 5Tg, qui
posaient des rayons respectifs de carbone noir de 50 et de 100 nm dans deux séquences distinctes.
Après le lessivage initial, nous obtenons un temps de réponse de masse e pour le reste du carbone
noir de 8,7ans en moyenne dans notre ensemble expérimental à 50nm et de 8,4ans pour
l’ensemble à 100 nm, contre 6 ans pour Robock et al. (2007b), 6,5ans environ pour Mills et al.
(2008), 4 à 4,6ans pour Stenke et al. (2013), et un an pour un aérosol de sulfate stratosphérique

issu d’éruptions volcaniques normales ( Oman etal., 2006). En raison de cette durée de vie plus
longue, après environ 4,8ans, la charge de masse globale de carbone noir calculée dans notre
ensemble est plus importante que dans le GISS ModelE, malgré une perte initiale par lessivage de
28%. Au bout de 10ans, nous calculons que 1,1 Tg de carbone noir subsiste dans l’atmosphère
dans l’ensemble expérimental à 50 nm et 0,82 Tg dans l’ensemble à 100 nm, contre 0,54 Tg pour le
GISS ModelE et 0,07 à 0,14 Tg pour le SOCOL3. - 8 -

9
Figure 1. Evolution temporelle du rapport de mélange du carbone noir (kg de carbone noir/kg d’air) pour la moyenne
de l’ensemble expérimeeral à 50 nm. L’axe horizontal indique le temps en années depuis l’émission de 5 Tg de carbone
noir à 150-300 hPa le 1 janvier.

Figure2. Evolution temporelle de la profondeur optique de la colonne zonale de carbone noir moyenne totale dans la
partie visible du sp ectre pour la moyenne de l’ensemble expérimental à nm. L’axe vertical indique la latitude. La
moyenne horizontale indique le temps en années.

La longue durée de vie que nous obtenons s’explique par l’élévation initiale très importante
du carbone noir jusqu’à des altitudes où son élimination de la stra tosphère sera lente, ainsi que par
le ralentissement consécutif de la circulation stratosphérique résiduelle. La circulation de
Brewer-Dobson est entraînée par des ondes dont la propagation est filtrée par des vents zonaux,

eux-mêmes modulés par des gradients de température ( Garcia et Randel , 2008). Ainsi que
l’expliquent Mills et al. (2008), le carbone noir réchauffe la stratosphère tout en refroidissant la
surface, réduisant ainsi la force de l’inversion stratosphérique de circulation. La figure4 montre
les vents verticaux dans la stratosphère inféri eure, qui apportent de l’air nouveau depuis la

troposphère et stimulent la circulation vers les pôles, pour les séquences de contrôle et les
séquences expérimentales. Le réchauffement de l’atmo sphère moyenne et le refroidissement de
surface réduisent la vitesse moyenne des courants as cendants tropicaux de plus de 50 %. Cet effet
subsiste plus de deux fois plus longtemps que dans Mills et al. (2008), dont l’étude ne prévoyait pas

d’effets de refroidissement des océans. - 9 -

Figure3. Evolution temporelle mensuelle moyenne globale pour a)la charge de masse de carbone noir (en Tg),
b) l’anomalie de flux net d’ondes courtes à la surface (enmW2), c) l’anomalie de température de surface (enK) et
d) l’anomalie de précipitations (en mm/jour). La ligne pntillée bleue foncée et l’ombre bleue claire indiquent la
moyenne et l’amplitude de notre ensemble expérimental à 50nm. La ligne dorée présente notre simulation, pour un
aérosol d’un rayon de 100 nm. La ligne pointillée rouge foncé et l’ombre rose indiquent la moyenne et l’amplitude de
l’ensemble retenu par Robock et al. (2007a, 2007b) (données fournies par L. Oman). Les lignes grise et verte montrent
les résultats de deux simulations pour 5Tg de carbone noir issues de Stenke et al. (2013) (données fournies par
A. Stenke), qui posent respectivement des aérosols d’un rayon de 50 et de nm. Les anomalies d’ensembles sont
calculées par rapport à la moyenne des ensembles de simulations de contrôle respectifs. Le temps 0 correspond à la date
de l’injection de carbone noir (1vier dans la présente étude et 15 mai dans les autres).

3.3. Anomalies climatiques mondiales moyennes

Les anomalies climatiques mondiales présentées à la figure3 réagissent de façon très

similaire dans notre ensemble expérimental à 50 nm et dans celui à 100 nm ; il sera question ici de
nos calculs pour l’ensemble à 50 nm. Les 3,6 Tg de carbone noir qui atteignent l’atmosphère
moyenne et s’étendent à l’ensemble de la planète absorbent les rayons solaires à ondes courtes
2
entrants, réduisant le flux net d’ondes courtes à la surface d’environ 12 W/m au départ, soit
environ 8 % (figure 3b). Cette anomalie suit proportionnellement l’évolution de la charge de masse
globale de carbone noir, de façon similaire aux calculs du GISS ModelE et de SOCOL3. Le flux
d’ondes courtes dans SOCOL3 paraît plus sensible au carbone noir que dans CESM1(WACCM),

qui obtient des réductions initiales de flux co mparables à celles de charges de carbone noir
nettement inférieures. A l’inverse, le GISS ModelE et le CESM1(WACCM) présentent une
sensibilité similaire et produisent des anomalies de flux très comparables en année 4 et 5, lorsque
les charges globales de masse sont les plus proches pour les deux modèles. Au bout de 10ans,
2
l’anomalie de flux d’ondes courtes que nous obtenons subsiste à −3,8 W/m , ce qui est comparable
au forçage maximal de l’éruption volcanique du mont Pinatubo en 1991 (Kirchner et al., 1999). Ce
chiffre correspond à 2,7 fois l’anomalie de flux calculée par le GISS ModelE, avec une charge de

masse deux fois plus élevée. Dans SOCOL3, les flux retrouvent leur niveau normal au bout de
10 ans, période après laquelle les charges de masse de carbone noir deviennent négligeables. Il faut
à CESM1(WACCM) deux fois plus de temps (20 ans) pour arriver au même résultat. - 10 -

Figure 4. Evolution temporelle du vent vertical tropical dans la stratosphère inférieure (en millimètres/seconde) pour a) la
séquence de contrôle, b)la séquence expérimentale à 50nm et c)la séquence expérimentale moins le contrôle. Les
valeurs sont des moyennes d’ensemble pour les latitudesà 22°N. L’axe horizontal indique le temps en années.
L’axe vertical gauche indique la pression en hectopasc(hPa) et l’axe vertical droit indique l’altitude barique
approximative en kilomètres.

Les températures moyennes mondiales de surf ace que nous obtenons baissent d’environ
1,1 K la première année (figure 3c). Cette réaction est initialement plus lente que celle calculée par
GISS ModelE, en raison du fort lessivage initia l, mais comparable à celle de SOCOL3. Les
anomalies initiales de température pour les trois modèles sont proportionnelles à leurs anomalies

initiales d’ondes courtes. Les températures que nous obtenons continuent de baisser pendant 5 ans,
atteignant toutefois un refroidissement maximal de 1,6 K en année 5, soit 2 à 2,5 ans après le début
du réchauffement dans GISS ModelE et SOCOL3, suite à un pic de refroidisse ment d’ampleur
comparable. Au bout de 10 ans, le refroidissement mondial moyen que nous obtenons se maintient
à environ 1,1K, soit deux à quatre fois celu i calculé par GISS ModelE et SOCOL3. Pour
CESM1(WACCM) et GISS ModelE, pareil écart est à peu près proportionnel au ratio de charges de

masse calculé. Le refroidissement que nous obtenons retarde toutefois la charge de masse et le flux
d’ondes courtes. Les températures mondiales moyennes restent de 0,25 à 0,50K en-deçà de la
moyenne de l’ensemble de contrôle pendant les années 20 à 23, une fois que les flux d’ondes
courtes ont retrouvé leur amplitude de contrôle. L’inertie thermique des océans, qui ont subi plus
de dix ans de refroidissement prolongé, explique en grande partie ce retard.

aees précipitations chutent mondialement d’environ 0,18 mm/jour au cours de la
première année suivant le conflit. Pareille di minution de 6% de la moyenne mondiale subsiste
pendant 5 ans, période au cours de laquelle la réaction que nous obtenons n’est pas au ssi
importante que celle obtenue par le GISS ModelE ou SOCOL3. L’anomalie de précipitations
relativement constante que nous obtenons au cours des 5 premières années s’explique par les
tendances contradictoires des températures de surface et des flux d’ond es courtes sur la période

concernée, qui s’annulent mutuellement. Toutefois, en année 5, les précipitations chutent
davantage à mesure que les températures continuent de baisser, atteignant une baisse maximale de
9 % des précipitations mondiales, alors que dans les deux autres modèles, les précipitations en sont
à leur deuxième année de remontée. Au bout de dix ans, nous obtenons des précipitations
mondiales encore réduites de 4,5 %, soit plus de cinq fois la baisse obtenue à la même date dans le
GISS ModelE et SOCOL3. Au bout de 26ans, les températures et précipitations mondiales

moyennes restent légèrement en-deçà de la moyenne de l’ensemble de contrôle. - 11 -

3.4. Réponse des océans et de la glace de mer

Ainsi que le montre la figure 5, l’étendue de glace de mer augmente de façon significative au
cours des 5 premières années dans l’océan Arctique et au cours des 10premières années dans
l’Antarctique. L’étendue de glace de mer est défi nie par la superficie totale de l’ensemble des
points de surface de la grille dans le modèle océanique lorsque la couverture par la glace de mer est
supérieure à 15 %. Les deux hémisphères connaissent une apparition précoce de la formation de la

glace de mer à l’automne, comme en témoignent les maximales saisonnières, conform es aux
observations de Stenke et al. (2013). Dans l’Arctique, l’étendue de glace de mer augmente pour
atteindre un maximum de 10 à 25% au cours des années 4 à 7. Dans l’Antarctique, l’étendue de
glace de mer atteint une superficie maximale de 20 à 75 % plus importante que dans l’ensemble de
contrôle au cours des années 7 à 15 et reste de 5 à 10 % plus vaste tout au long des années 20 à 26.
Non seulement ces augmentations significatives des étendues de glace de mer ont des incidences

sur le transfert d’énergie entre l’atmosphère et le s océans, mais elles renforcent également l’albédo
de la Terre, accentuant le refroidissement de surface en réfléchissant davantage la lumière du Soleil
dans l’espace. L’augmentation des étendues de glace de mer aurait égale ment des conséquences
importantes sur la vie océanique, notamment sur l’ensemble des organismes qui sont en équilibre
dans les conditions climatiques actuelles (voir par exemple Harley et al., 2006).

Figure 5. Evolution de l’étendue de glace de mer (en %) pour l’ensemble expérimental à 50 nm par rapport à l’ensemble
de contrôle. L’étendue de glace de mer est définie par la superficie totale de l’ensemble des points de surface de la grille
situés en mer dont la proportion de glace est supérieure àLa ligne rouge indique l’anomalie de la moyenne de
l’ensemble pour l’hémisphère sud. La ligne bleue fait de même pour l’hémisphère nord. Les ombres autour de chaque
ligne indiquent l’amplitude des séquences de l’ensemble expérimental par rapport à la moyenne de l’ensemble de
contrôle. L’axe horizontal indique le temps en années. L’axe vertical indique l’évolution relative de la superficie de
l’étendue de glace, selon la formule 100 % × (expérimental-contrôle)/contrôle.

Noobsesdlarsît couche supérieure de l’océan subit un refroidissement
prolongé qui pénètre jusqu’à plusieurs centaines de mètres de profondeur. La figure 6 présente les

anomalies de températures océaniques moyennes mondiales par mois à différentes profondeurs
pour l’ens emble expérimental à 50 nm, incluant la variabilité de l’ensemble, par rapport à la
moyenne de l’ensemble de contrôle. Ainsi que le montre ce schéma, on constate un
refroidissement moyen supérieur à 0,5 K jusqu’à 100 mètres de profondeur jusqu’à l’année 12. Les
2,5 mètres supérieurs de l’océan ont la même capacité calorifique par unité de surface que la
profondeur totale de l’atmosphère ( Gill, 1982). En conséquence, pareil refroidissement jusqu’à

100mètres de profondeur crée un déficit thermi que durable qui maintient une température de
surface réduite pendant plusieurs décennies. La réaction du point de vue de la température prend
davantage de temps à se répercuter dans le s profondeurs océaniques, les températures à
1000 mètres continuant de baisser tout au long des 26 années de la simulation. - 12 -

3.5. Perte d’ozone stratosphérique

Le carbone noir ne se contente pas de refroidir la surface; il réchauffe considérablement
l’atmosphère moyenne (figure 7). Comme dans Mills et al. (2008), nous obtenons des

augmentations initiales des températures moyennes mondiales de plus de 80K à proximité de la
stratopause (50-60kilomètres). Comme dans Robock et al. (2007b), nous obtenons un
réchauffement stratosphérique mondial moyen s upérieur à 30K les 5premières années. La
figure 7 illustre le refroidissement de surface évoqué précédemment, ainsi qu’un refroidissement de
l’atmosphère au-dessus de la couche de carbone noir, conforme aux résultats obtenus par Robock et

al. (2007b).

Comd maes Mills et al. (2008), nos calculs révèlent une perte massive d’ozone,
conséquence de ces températures stratosphériques extrêmes (figure 8). Toujours comme dans Mills
et al. (2008), nous obtenons une perte planétaire moyenne de colonne d’ozone de 20 à 25 % qui

subsiste entre la deuxième et la cinquième année suivant le conflit nucléaire, suivie d’une remontée
à une perte de colonne de 8 % au bout de 10 ans. Tout au long des 5 premières années, la colonne
d’ozone est réduite de 30 à 40 % aux latitudes moyennes et de 50 à 60% aux latitudes
septentrionales élevées.

Figure 6. Evolution temporelle de l’anomalie mondiale de température océanique moyenne à différentes profondeurs.
Les lignes indiquent la moyenne mensuelle des températures de l’ensemble expérimental moins la moyenne mensuelle de
l’ensemble de contrôle. Les ombres autour de chaque ligne indiquent l’amplitude des séquences de l’ensemble
expérimental par rapport à la moyenne de l’ensemble de contrô le. L’axe horizontal indique le temps en années. L’axe
vertical indique les températures en K.

Selon Mills et al. (2008), pareille perte d’ozone s’explique en premier lieu par deux cycles de

perte catalytique sensibles à la température impliquant de l’oxygène radicalaire et de l’azote
radicalaire, potentialisés par les températ ures élevées. Au surplus, il ressort de l’analyse de nos
résultats actuels que le réchauffement de la tropopause tropicale envoie jusqu’à 4,3 fois plus de
vapeur d’eau dans la stratosphère inférieure. L’augmentation de la vapeur d’eau a deux types
d’effets sur la perte d’ozone. La photolyse de la vapeur d’eau produit de l’hydrogène radicalaire
1
tout en excitant les particules d’o1ygène atomique O( D), en fonction de la longueur d’onde de la
lumière naturelle dissociante. O( D) est responsable de la pro duction d’azote radicalaire dans la
stratosphère par réaction avec N O2 L’hydrogène radicalaire possède son propre cycle catalytique
destructeur d’ozone. Selon nos calculs, l’hydrogène radicalaire dans la stratosphère inférieure
tropicale est multiplié par 3 à 5,5 au cours des 2 prem ières années suivant le conflit nucléaire. De
1 1
même, O( D) est multiplié dans la même région par des facteurs allant de 4 à 7,6. O( D) n’est
cependant pas le principal mécanisme de perte de N O da2s la stratosphère et les niveaux de N O 2
sont initialement légèrement plus élevés dans la stratosphère tropicale, probablement sous l’effet de - 13 -

l’ascension initiale du champignon, comme le suggèrent Mills et al. (2008). Le ralentissement
subséquent de la circulation stratosphérique produit des niveaux réduits de N O, l’2ugmentation de
l’âge des masses d’air entraînant une perte chimique plus importante.

On trouve les plus forts taux de production d’ozone sous les tropiques, où les pertes sont
principalement liées au transport d’ozone vers des latitudes plus élevées. A mesure que l’air est
transporté vers les pôles, les pertes chimiques s’ac cumulent, entraînant des pertes plus importantes
de colonne d’ozone aux latitudes plus élevées. Aux hautes latitudes de l’hémisphère sud, les pertes
d’ozone sont atténuées par la disparition du trou saisonnier dans la couche d’ozone au-dessus de

l’Antarctique, qui est normalement produite par des réactions chimiques hétérogènes à l’intérieur
des nuages stratosphériques polaires uniquement au x basses températures extrêmes observées dans
la stratosphère antarctique. Nous ne tenons pa s compte des effets de ces réactions chimiques
hétérogènes sur l’aérosol de carbone noir, car elles sont moins bien connues que celles qui

impliquent les sulfates et les nuages stratosphériques polaires.

Figure 7. Evolution temporelle du profil vertical de l’anomalie mondiale de température océanique moyenne. Les valeurs
correspondent à la moyenne de l’ensemble expérimental à 50 nm, moins la moyenne de l’ensemble de contrôle. L’axe
horizontal indique le temps en années. L’axe vertical gauche in dique la pression en hectopascals (hPa) et l’axe vertical
droit indique l’altitude barique approximative en kiloes. Les courbes de niveau indiquent les anomalies de
température en K.

Figure 8. Evolution temporelle de l’ozone de colonne zonal moyen (en %). L’évolution dans l’ensemble expérimental à
50 nm est présentée par rapport à la moyenne de l’ensemble de contrôle, selon la formule 100 % ×
(expérimental-contrôle)/contrôle. L’axe horizontal indique le temps en années. L’axe vertical indique la latitude.

3.6. Evolution du rayonnement ultraviolet de surface

Nous avons utilisé le modèle TUV (troposphérique ultraviolet-visible) (Madronich et Flocke,
1997) pour calculer l’impact d’une perte aussi massive d’ozone sur les flux de rayonnement
ultraviolet nocif atteignant la surface de la Terre . Le modèle TUV simule l’atténuation de la - 14 -

lumière du Soleil lorsque celle- ci traverse l’atmosphère terrestre. Il a servi à l’étude d’ une grande
variété de sujets, parmi lesquelles la chimie de l’atmosphère éloignée ( Walega etal., 1992) et de

l’atmosphère urbaine ( Castro etal., 2001), la chimie des manteaux neigeux ( Fisher etal., 2005),
l’incidence des cancers de la peau (Thomas etal., 2007), les émissions de méthane par les plantes
(Bloom etal., 2010) et les modifications potentielles du rayonnement ultraviolet en cas d’impact
d’astéroïde (Pierazzo et al., 2010) ou résultant d’opérations de géo-ingénierie (Tilmes et al., 2012).
La méthode employée dans la présente étude est fondée sur celle décrite par Lee-Taylor etal.
(2010).

Nous avons utilisé le modèleTUV pour calcul er les flux de rayons ultraviolets par temps
clair, sur la base de la colonne d’ozone moyenne mensuelle et de la distribution de carbone noir
absorbant calculées pour les moyennes de nos ensembles expérimental et de contrôle de nos
séquences CESM1(WACCM). Afin de limiter la charge de calcul, nous avons précalculé des
tables de conversion des variations du rayonneme nt ultraviolet en fonction de l’ozone, de l’angle
solaire zénithal (θ) et de l’élévation de la surface, à l’aide de la colonne atmosphérique intégrale de
80 kilomètres retenue dans le modèle TUV. Nous avons ensuite établi les répartitions globales des

rayons ultraviolets à partir des répartitions d’ozone modélisées par WA CCM, en nous appuyant sur
la loi de Beer- Lambert pour tenir compte du trajet oblique d’absorption par le carbone noir
stratosphérique, en procédant à un calcul quotidien afin de tenir compte du θ variable. Nous avons
exprimé les résultats moyens mensuels des rayons ultraviolets conformément à l’indice UV
international (OMS, OMM, PNUE et CIPRNI, 2002), qui mesure les flux d’ultraviolets à midi au
moyen d’un «spectre d’action», afin de tenir compte du fait que la capacité des rayons solaires à
causer des lésions cutanées dépend des longueurs d’onde (McKinlay et Diffey, 1987).

fiLare 9 présente l’indice UV pour les mois d’été les plus ensoleillés, c’est -à-dire juin
pour l’hémisphère nord et décembre pour l’hémisphère sud. L’Organisation mondiale de la San té
recommande de prendre des mesures de protection solaire pour les indices supérieurs à 3 et qualifie
les indices UV de 8 à 10 de «très élevés», justifia nt des mesures de protection supplémentaires afin
d’éviter l’exposition au soleil en milieu de journée . Un indiceUV supérieur à 11 est qualifié
d’«extrême». Selon nos calculs, les indices UV augmenteraient de 3 à 6 points pour l’ensemble des
latitudes moyennes en été, portant les valeurs maximales au- delà des limites actuelles, jusqu’à des

indices allant de 12 à 21 dans les régions les plus peuplé es d’Amérique du Nord et dans le sud de
l’Europe au mois de juin. Nous obtenons des augmentations similaires pour l’Australie, la
Nouvelle-Zélande, l’Afrique australe et l’Amérique du Sud au mois de décembre. Les lésions
cutanées varient selon le type de peau, la durée d’exposition minimale pour subir une brûlure étant
inversement proportionnelle à l’indice UV. En conséquence, un habitant d’Amérique du Nord à la
peau relativement claire qui subit un coup de soleil douloureux et important au bout de 10 minutes
d’exposition au soleil à midi au mois de juin, avec un indice UV de 10, subirait des lésions

équivalentes après une exposition de 6,25 minutes à un indice UV de 16. - 15 -

Figure 9. Indice UV en juin (gauche) et en décembre (droite) pour l’ensemble de contrôle (a, b), l’ensemble expérimental
(c, d) et l’ensemble expérimental moins l’ensemble de contrôle ( e, f). Les valeurs sont des moyennes d’ensemble pour
l’année 3.

Stenke et al. (2013) obtiennent des augmentations tout aussi importantes du rayonnement

ultraviolet imputables à la perte d’ozone. Ils signalent également que l’atténuation des flux solaires
due à l’absorption par le carbone noir serait suffisamment importante pendant l’hiver aux latitudes
supérieures pour réduire de 30 % le niveau des rayons ultraviolets à l’époque de l’année où ils sont
le plus nécessaires pour faciliter la production de vitamineD. Contrairement à eux, cependant,
nous ne constatons pas une atténuation par le carbone noir suffisamment importante pour
compenser l’augmentation du rayonnement ultraviolet imputable à la perte d’ozone.

Les calculs présentés à la figure 9 incluent l’absorption des rayons ultraviolets par le carbone
noir, mais non leur diffusion, qui constitue une sour ce supplémentaire d’incertitude. Nous avons
effectué un test de sensibilité à 305 nm en utilisant un albédo nominal de diffusion unique de 0,31
pour une couche de suie d’un kilomètre de profondeur centrée sur 27 kilomètres et une colonne
totale d’ozone de 200DU. Selon nos calculs, la diffusion du carbone noir entraîne de faibles
réductions de l’irradiation par rayonnement ultraviolet au sol, allant de 4% pour un soleil à la

verticale et une profondeur optique de suie de 0,05 à 12 % pour un angle solaire zénithal θ de 88°
et une profondeur optique de suie de 0,1. La diffusion ne compenserait donc que de façon très
marginale les augmentations de 30 à 100 % de l’irradiation par rayonnement ultraviolet que nous
obtenons pour la saison d’été hors des tropiques.

3.7. Effets sur la végétation et l’agriculture

La forte augmentation des rayons ultraviolets faisant suite à un conflit nucléaire régional
serait accompagnée par les températures moyennes de surface les plus froides des 1000dernières
années (Mann etal., 1999). La baisse des températures moyennes mondiales de surface serait de
l’ordre de 1,5 K (figure 3c), mais de vastes régions habitées des masses terrestres continentales
subiraient un refroidissement nettement plus important, comme le montre la figure 10. En Afrique
australe et en Amérique du Sud, les hivers (juin, juillet et août) seraient jusqu’à 2,5 K plus froids en

moyenne pendant 5 ans que dans la séquence de contrôle pendant les mêmes années (années 2 à 6).
La majeure partie de l’Amérique du Nord, de l’Asie, de l’Europe et du Moyen -Orient subirait des
hivers (décembre, janvier et février) de 2,5 à 6 K plus froids et des étés (juin, juillet et août) de 1 à
4 K plus froids que l’ensemble de contrôle.

De même, la chute mondiale moyenne des précipitations, qui dure tout au long des années 2
à 6 (figure3d), se traduit par un assèchement régi onal plus marqué (figure 11). Elle se manifeste - 16 -

avec le plus de force dans les régions d’Asie concernées par les moussons, parmi lesquelles le

Moyen-Orient, le sous-co ntinent indien et l’Asie du Sud -Est. Une baisse généralisée des
précipitations de 0,5 à 1,5mm/jour conduirait à une chute de 20 à 80 % des précipitations
annuelles. De même, d’importantes baisses relatives des précipitations seraient observées dans la
région de l’Amazonie en Amérique du Sud, ainsi qu’en Afrique australe. Le Sud -ouest américain
et l’Australie occidentale seraient 20 à 60 % plus secs. Selon Robock et al. (2007b), la région du

Sahel devrait être globalement plus humide en raison d’une cir culation de Hadley plus faible.
Comme nous, Stenke et al. (2013) ne concluent pas à pareille hausse des précipitations, malgré une
certaine hausse à proximité du Maroc.

Sàuite Robock et al. (2007b), nous avons calculé les changements affectant la saison de
culture sans gel, définie par le nombre de jour s consécutifs sur une période d’une année pendant
lesquels les températures minimales sont supérieures à 0°C (figure 12).

Figure 10. Evolution des températures de surface (en K) pour les périodes de a) juin à août et b) décembre à février. Les
valeurs correspondent à des moyennes d’ensemble saisonnières ans pour les années2 à 6 (ensemble expérimental
moins ensemble de contrôle).

Les températures de surface moyennes mondiales continuant, selon nos calculs, de diminuer

jusqu’à l’année 6, nous présentons l’évolution moyenne pour la saison de culture sur la période des
années 2 à 6. La réduction de la durée moyenne de la saison de culture peut atteindre jusqu’à
40 jours dans l’ensemble des régions ag ricoles de la planète au cours des cinq années considérées.
Ces résultats sont similaires à ceux obtenus par Robock et al. (2007b) pour la première année de
leur étude, avec cependant des écarts importants dans certaines régions. Nous obtenons en effet

des baisses plus importantes qu’eux en Russie, en Afrique du Nord, au Moyen-Orient et dans
l’Himalaya, et que des effets plus limités dans le Midwest américain et en Amérique du Sud.

La composante terrestre du modèle CESM1(WACCM) est le CLM4CN, qui est un modèle
complet de cycle de carbone terrestre (Lawrence etal., 2011). CLM4CN a une fonction - 17 -

pronostique pour ce qui est des variables d’état du carbone et de l’azote dans la végétation, les
déchets et les matières organiques des sols. Le carbone présent dans la végétation est affecté par la
température, les précipitations, le rayonnement sola ire (et sa séparation en rayonnement direct et
diffus), l’humidité, l’humidité des sols et l’azote disponible, entre autres facteurs. Nous calculons
une perte moyenne de 11Pg de carbone issu de la végétation (2% du total), ce qui correspond à
−6
une augmentation du CO 2 atmosphérique d’environ 5 ppmv (5 x 10 molécules/molécules d’air).
Nous notons également une augmentation importante ( 42 à 46 %) de la perte de carbone en raison
d’incendies en Amazonie au cours des 8 premières années dans deux des trois séquences de notre
ensemble expérimental à 50nm. La troisième séquence montre une perte de carbone due aux

incendies en Amazonie 13 % plus élevée que la moyenne de l’ensemble de contrôle, mais encore
située dans les limites de variabilité dudit ensemble. Nos séquences ne tiennent pas compte des
effets atmosphériques des émissions de CO 2ou de fumées issues de la composante terrestre;
toutefois, les fumées dégagées par les incendie s en Amazonie seraient une conséquence positive
qui accentuerait le refroidissement que nous avons constaté.

4. Discussion

Pierazzo etal. (2010) ont analysé une série de travaux portant sur les effets que des
augmentations importantes et prolongées du rayonnement UV-B, similaires à celles que nous avons

calculées, produiraient sur des orga nismes vivants, et notamment sur l’agriculture et les
écosystèmes marins. On constate ainsi, parmi les effets d’ordre général sur les plantes terrestres,
une diminution de la hauteur, de la masse de pousses et du feuillage ( Caldwell etal. , 2007).
Walbot (1999) a conclu que les dommages causés à l’ADN des cultures de maïs par un
appauvrissement en ozone de 33 % s’accumulaient proportionnellement au temps d’exposition, se

transmettaient de génération en génération et perturbaient les lignées génétiques. En l’état actuel
de la recherche, il semble que l’exposition au rayonnement UVB risque d’accroître la vulnérabilité
des plantes aux attaques des insectes, de modifier le cycle des éléments nutritifs dans les sols (dont
la fixation de l’azote par les cyanobactéries) et de modifier les équilibres de compétition parmi les
espèces (Caldwell et al., 1998 ; Solheim et al., 2002 ; Mpoloka, 2008).

Figure11. Evolution des précipitations de surfaca) absolues (en mm/jour) et b) relatives (en %)Les valeurs
correspondent à des moyennes d’ensemble saiso nnières sur 5 ans pour les mois de juin à août des années 2 à 6 (ensemble
expérimental moins ensemble de contrôle). - 18 -

Figure12. Evolution de la saison de culture sans gel en nombre de joa) janvier à décembre dans l’hémisphère
nord et b) juillet à juin dans l’hémisphère sud. Les valeurs correspondent à des moyennes d’ensemble saisonnières sur
5 ans pour les années 2 à 6 (ensemble expérimental moins ensemble de contrôle).

L’appauvrissement en ozone que nous obtenons pourrait aussi endommager les é cosystèmes
aquatiques, qui fournissent plus de 30 % des protéines animales consommées par l’homme. Häder
et al. (1995) estiment qu’un appauvrissement en ozone de 16 % pourrait entraîner une réduction de

5% du phytoplancton, élément fondamental de la chaîne alimentaire marine et, partant, une perte
de 7millions de tonnes de poissons pêchés par an. Les auteurs précisent en outre que
l’augmentation du rayonnement ultraviolet est préjudiciable aux stades précoces de développement
des poissons, des crevettes , des crabes, des amphibiens et d’autres animaux. Les effets combinés
de cette seule augmentation sur l’agriculture terrestre et les écosystèmes marins pourraient mettre
sérieusement à mal la sécurité alimentaire mondiale.

La perte d’ozone subsisterait p endant une décennie, parallèlement à une réduction de la
durée des saisons de culture en raison de gelées meurtrières et à une modification des régimes
régionaux des précipitations. Plusieurs années de gelées meurtrières, une baisse de précipitations
pourtant nécessaires et une intensification prolongée du rayonnement ultraviolet, ajoutées aux
conséquences des modifications de températures et de salinité pour les pêches, pourraient

compromettre gravement l’approvisionnement alimentaire dans de nombreuses r égions du monde.
Ainsi que l’a démontré la crise du riz que le monde a connu e entre janvier et mai2008, une
pression même faible sur les prix alimentaires peut être amplifiée par des réactions politiques, telles
que les restrictions exceptionnelles d’exportations alimentaires mises en place par l’Inde et le
Vietnam, suivis par l’Egypte, le Pakistan et le Brésil, qui ont entraîné de graves pénuries aux
Philippines, en Afrique et en Amérique latine (Slayton, 2009). Il est donc concevable que les

tensions auxquelles serait soumis l’approvisionnement alimentaire mondial après un conflit
nucléaire régional puissent, directement ou suite à un effet de panique, compromettre de façon
significative la sécurité alimentaire, voire provoquer une famine nucléaire planétaire.

Remerciements

Nous tenons à remercier LukeOman et AndreaStenke de nous avoir fourni les données
issues de leurs simulations. Nous tenons également à remercier Jean-FrançoisLamarque,
Ryan Neely, Charles Bardeen, Andrew Gettelman, Anja Schmidt, un lecteur anonyme et le réviseur
associé pour leurs apports constructifs à la rédact ion du présent article. Les simulations réalisées
dans le cadre de ces travaux ont été effectuées au sein du pôle High End Computing Capability’s
Pleiades de la NASA, le temps machine ayant bénéficié de la subvention n oNNX09AK71G de la
o
NASA. AlanRobock est le lauréat d’une bourse NSF n AGS-1157525. Le National Center for
Atmospheric Research (NCAR), bénéficie du so utien de la National Science Foundation des
Etats-Unis. Le projet CESM bénéficie du soutien de la National Science Foundation et de l’Office
of Science (BER) du U.S. Department of Energy. Les ressources informatiques nécessaires aux
simulations CESM CMIP5 ont été fournies par le laboratoire de simulation du climat (Climate
Simulation Laboratory) au sein du laboratoire des systèmes computati onnels et d’information

(Computational and Information Systems Laboratory, ou CISL) du NCAR, avec le soutien de la
National Science Foundation et d’autres organismes. - 19 -

5. Résumé

Nous présentons ici les premières simulations des effets chimie-climat des fumées dégagées
par un conflit nucléaire, à l’aide d’un modèle de sy stème terrestre qui inclut à la fois la chimie
stratosphérique et les conséquences sur la circul ation de la glace de me r et sur la circulation
océanique profonde. Selon nos calculs, les effets sur le climat de surface dureraient beaucoup plus
longtemps que ne le supposaient les précédentes études, en raison de plusieurs mécanismes de
rétroaction. Premièrement, le carbone noir absorbe la lumière du Soleil, chauffant ainsi l’air
ambiant, et s’élève jusqu’à la stratosphère supérieure, traitée avec une plus grande résolution

verticale dans le modèle CESM1(WACCM) que dans le modèle utilisé par Robock et al. (2007b).
Deuxièmement, le carbone noir s’étend à la planète entière, absorbant la lumière du soleil, ce qui
réchauffe la stratosphère et refroidit la surface terrestre. Ceci a pour effet de réduire l’intensité de
la circulation stratosphérique et d’augmenter l a durée de vie du carbone noir dans la stratosphère.
Troisièmement, la baisse des températures de surface refroidit de plus de 0,5 K les océans jusqu’à
100mètres de profondeur pendant 12ans et entraîne une augmentation des surfaces gelées, sur
terre et en mer. Le refroidissement de surface subit donc une inertie, due à la fois à la masse

thermique et à l’augmentation de l’albédo, repoussant d’au moins dix ans la remontée des
températures de surface après celles du carbone noir. Selon nos calculs, les températures de
surface restent donc inférieures à la fourchette de valeurs obtenue par l’ensemble de contrôle, y
compris 26 ans après le conflit nucléaire.

L’augmentation moyenne mondiale de la température dans la stratosphère suite à l’injection
de carbone noir dépasse initialement 70K et se maintient au-dessus de 30K pendant 5ans, la
remontée complète des températures prenant 20 ans. Comme dans les études antérieures, une telle

hausse de la température entraîne une perte mondiale d’ozone à une échell e jamais observée,
attribuable à plusieurs mécanismes chimiques. L’intensification du rayonnement ultraviolet à la
surface qui en résulte serait directement préjudiciable à la santé humaine et endommagerait les
cultures agricoles, ainsi que les écosystèmes sur terre et dans les océans.

Nos résultats mettent en évidence certains des graves effets qui suivraient l’emploi de seule ment
100armes nucléaires de faible puissance contre de s mégalopoles modernes. Or les Etats-Unis, la

Russie, le Royaume-Uni, la Chine et la France possèdent chacun des stocks d’armes nucléaires bien
plus puissantes, à côté desquelles les 100armes envisagées ici font pâle figure ( Robock et al. ,
2007a ; Toon et al., 2007). Connaître le danger auquel un nombre même faible d’armes nucl éaires
expose l’humanité et les autres formes de vie sur Terre devrait permettre aux sociétés de mieux
comprendre l’impérieuse nécessité d’éliminer pareil danger dans le monde entier.

___________ - 20 -

A NNEXE 2

SÉRIE DE CARTES REPRÉSENTANT LA PROPAGATION À TRAVERS LE MONDE DE LA FUMÉE

PRODUITE PAR UN CONFLIT NUCLÉAIRE RÉGIONAL ENTRE L ’INDE ET LE P AKISTAN ,
ET SÉLECTION DE CARTES TIRÉES DU RAPPORT DE 2014 SOUMIS
EN TANT QU ’ANNEXE 1

Les figures 1 à 3 illustrent la propagation du carbone noir à travers le monde après l’emploi,

le 14 mai, de 50 armes nucléaires de 15 kilotonnes par l’Inde et autant par le Pakistan . Ces figures
sont tirées du site Internet du Pr. Alan Robock, de Rutgers University.

(http://climate.envsci.rutgers.edu/nuclear/BCabsoptdaily.gif)

Les figures 4 et 5 illustrent le changement de la température de l’air en surface et du nombre
de jours sans gel des saisons de croissance slon un scénario quasiment identique, basé sur un
conflit nucléaire survenu le 1janvier2013. Ces figures sont tirées du rapport soumis en tant
qu’annexe 1.

Figure 1

Absorption du carbone noir : épaisseur optique au 15 mai

La carte ci-dessus représente la fumée (5té ragrammes de carbone noir) au moment où elle
commence à s’élever dans l’atmosphère le 14 mai, après que l’Inde et le Pakistan ont fait exploser
chacun 50 armes nucléaires de 15 kilotonnes.

http://climate.envsci.rutgers.edu/nuclear/BCabsoptdaily.gi(consulté le décembre2014 à

12 h 38). - 21 -

Figure 2
Absorption du carbone noir : épaisseur optique au 24 mai

La carte ci-dessus illustre la montée spectaculaire du carbone noir dans l’atmosphère et sa
propagation à travers le monde. Elle fait apparaître que, moins de 10jours après les explosions,

les IlesMarshall subiront les effets délétères de la présence de cette épaisse fumée dans
l’atmosphère.
http://climate.envsci.rutgers.edu/nuclear/BCabsoptdaily.gif (consulté le 1décembre 2014 à

12 h 38).

Figure 3

Absorption du carbone noir : épaisseur optique au 7 juillet

La carte ci-dessus montre que, au bout de deux mois, le carbone noir s’est propagé dans le monde
entier.

http://climate.envsci.rutgers.edu/nuclear/BCabsoptdaily.gif [consulté le 1décembre 2014 à
12 h 38]. - 22 -

Figure 4

Changement de la température de l’air en surface

ccrtdsersursésentent le changement de la température de l’air en surface pour les
périodes de juin à août (carte du haut) et de décembre à février (carte du bas). Aux Iles Marshall, la
température tombe aux environs de moins un degré.

http://climate.envsci.rutgers.edu/pdf/MillsNWeft224.pdf [consulté le 11 décembre 2014 à 12 h 40]. - 23 -

Figure 5

Changement du nombre de jours sans gel des saisons de croissance

Les cartes ci-dessus représentent le changement du nombre de jours sans gel de la saison de

croissance pour les périodes de janvier à décembre dans l’hémisphère nord (carte du haut) et de
juillet à juin dans l’hémisphère sud (carte du bas). Elles font apparaître que les Etats-Unis
d’Amérique, d’où la République des IlesMarshall importe une grande partie des denrées
alimentaires dont elle a besoin, devraient voir la durée de leur saison de croissance réduite de 15 à
30 %.

http://climate.envsci.rutgers.edu/pdf/MillsNWeft224.pdf [consulté le 11 décembre 2014 à 12 h 40].

___________ - 24 -

A NNEXE 3

NOTE VERBALE EN DATE DU 9 JUILLET 2014 ADRESSÉE AU GREFFIER
PAR LE MINISTÈRE DES AFFAIRES ÉTRANGÈRES DU P AKISTAN

1. Le Gouvernement de la République islamique du Pakistan présente ses compliments à la
Cour internationale de Justice (CIJ) à la Haye (Pays- Bas) et a l’honneur de se référer à la lettre

datée du 28avril 2014 par laquelle le greffier de la Co ur l’avait informé de la tenue, le
11 juin 2014, d’une réunion avec le président de la Cour, réunion qui a été reportée au
9 juillet 2014.

2. Le Gouvernement de la République islamique du Pakistan a l’honneur de faire valoir que
laCIJ ne devrait pas connaître de la requête datée du 24avril2014 que le Gouvernement de la

République des Iles Marshall lui a présentée. Après mûre réflexion, le Gouvernement de la
République islamique du Pakistan est d’avis que la CIJ n’a pas compétence et considère ladite
requête comme irrecevable, notamment pour les motifs suivants :

I. La requête déposée par la République des Iles Marshall revêt un caractère purement politique
et implique des questions de sécurité nationale qui relèvent de la compétence interne du
Pakistan et pour lesquelles la CIJ ne constitue pas la juridiction compétente. Le demandeur

n’ayant pas d’intérêt pour agir, il n’y a pas lieu pour le Pakistan de réagir.

II. Etant donné que le programme nucléaire pakistanais n’a aucune incidence directe sur les
intérêts de la République des Iles Marshall, la requête introduite par celle-ci contre la
République islamique du Pakistan est dépourvue de fond ement. Il n’existe aucun différend
direct ou indirect entre la République des Iles Marshall et la République islamique du
Pakistan, et la requête ne renvoie à aucun traité ou convention en vigueur entre ces deux pays

conférant compétence à la Cour conform ément à l’article 36 de son Statut. De plus, la
République des Iles Marshall n’a pas tenu compte des réserves dont le Pakistan a assorti sa
déclaration d’acceptation en vertu de la clau se facultative et qui empêchent toute partie
d’invoquer la compétence de la Cour relativement à un quelconque différend qui s’élèverait à
propos de l’interprétation ou de l’application d’un traité multilatéral.

III. Par ailleurs, le Pakistan n’est pas partie au traité sur la non -prolifération des armes nucléaires

(TNP). Or, l’interprétation exagérée et infondée de l’article VI de cet instrument ne s’applique
ni aux Etats non parties au TNP ni erga omnes.

IV. Toute instance introduite devant la Cour cont re le Pakistan irait à l’encontre du principe
fondamental de non-discrimination tant qu’il n’aura pas été prescrit que l’ensemble des Etats
possédant des armes nucléaires participent à la présente instance et que ceux- ci n’auront pas

accepté la compétence de la Cour en l’espèce.

V. Si le Pakistan devait se voir réserver un traitement particulier pour un motif qui relèverait d’un
certain formalisme juridique, il y aurait manifestement abus de la procédure de la Cour, ce qui
pourrait le contraindre à revoir sa décision d’accepter la juridiction obligatoire de celle-ci.

VI. Larequ ête est indéfendable et ne saurait porter à conséquence. Il s’agit d’une question
liminaire et la Cour n’est nullement saisie de cette affaire.

VII. La République islamique du Pakistan n’a de cesse de soutenir, au sein des enceintes
multilatérales appropriées, un désarmement généra l, complet et vérifiable qui repose sur les
principes de l’universalité ainsi que de la non -discrimination et s’effectue sous un régime de
contrôle international effica ce. Ledit désarmement devrait se faire conformément aux - 25 -

principes fondamentaux de la souveraineté, du droit de légitime défense, ainsi que d’une
sécurité égale et non diminuée pour tous, y compri s la République islamique du Pakistan. En

outre, celle-ci adhère au maintien de la paix et de la sécurité internationales, qui constitue le
but premier de l’Organisation des Nations Unies.

VIII. Le Pakistan se réserve tous les droits de protéger ses intérêts nationaux vitaux.

3. Compte tenu de ce qui précède, le Gouvernement de la République islamique du Pakistan
prie la Cour de rejeter in limine la requête déposée par la République des Iles Marshall, pour

empêcher tout abus de procédure, de déclarer qu’elle n’a pas compétence pour connaître de la
présente affaire et de radier celle-ci du rôle général.

4. Le Gouvernement de la République islamique du Pakistan saisit cette occasion pour
renouveler à la Cour internationale de Justice les assurances de sa très haute considération.

___________ - 26 -

ANNEXE 4

DÉCLARATION FAITE PAR LR ÉPUBLIQUE DEILESM ARSHALL AU TITRE DU PARAGRAPH2
DE LARTICLE 36DU STATUT DE LC OUR - 27 -

Référence : C.N.261.2013.TREATIES-I.4 (Notification dépositaire)

DÉCLARATIONS RECONNAISSANT COMME OBLIGATOIRE LA

JURIDICTION DE LA COUR INTERNATIONALE DE JUSTICE EN
APPLICATION DU PARAGRAPHE 2 DE L'ARTICLE 36
DU STATUT DE LA COUR

ÎES M ARSHALL : ÉCLARATION EN VERTU DU PARAGRAPHE 2DE L'ARTICLE 36

DU STATUT

Le Secrétaire général de l'Organisation des Nations Unies, agissant en sa qualité de dépositaire,
communique :

L'action susmentionnée a été effectuée le 24 avril 2013.

Conformément au paragraphe 4 de l’article 36 du Statut de la Cour internationale de Justice, le

… texte authentique en anglais de la déclaration et la traduction en français se trouvent annexés.

Le 30 avril 2013

Attention : Les Services des traités des Ministères des affaires étrangères et des organisations
internationales concernés. Les notifications dépositaires sont publiées uniquement en format électronique.

Les notifications dépositaires sont mises à la disposition des missions permanentes auprès des Nations Unies
sur le site Internet de la Collection des traités des Nations Unies à l'adresse http://treaties.un.org, sous la
rubrique "Notifications dépositaires (CNs) ". En outre, les missions permanentes et toute autre personne
intéressée peuvent s’abonner pour recevoir les notifications dépositaires par email à travers le "Services

automatisés d'abonnement", qui est également disponible à l'adresse http://treaties.un.org. - 28 -

- 2 - (I.4)

Son Excellence Ban Ki-moon
Secrétaire général
760 United Nations Plaza

Organisation des Nations Unies
New York, NY 10017

Monsieur le Secrétaire général,

Déclaration d’acceptation de la juridiction de la Cour internationale de Justice

Au nom du Gouvernement de la République des Îles Marshall, j’ai l’honneur de faire la
déclaration suivante :

1) Le Gouvernement de la République des Îles Marshall déclare reconnaître comme obligatoire de

plein droit et sans convention spéciale, à l’égard de tout autre État acceptant la même obligation, la
juridiction de la Cour internationale de Justice, conformément au paragraphe 2 de l’article 36 du Statut
de la Cour, et jusqu’à ce qu’il soit donné notification au Secrétaire général de l’Organisation des
Nations Unies du retrait de cette déclaration, sur tous les différends nés après le 17 septembre 1991, au

sujet de situations ou de faits postérieurs à cette date, autres que :

i) Les différends au sujet desquels la République des Îles Marshall a convenu avec

l’autre ou les autres parties en cause d’avoir recours à un autre mode de règlement
pacifique;

ii) Les différends à l’égard desquels toute autre partie en cause a accepté la juridiction

obligatoire de la Cour internationale de Justice uniquement en ce qui concerne ledit
différend ou aux fins de celui-ci.

2) Le Gouvernement de la République des Îles Marshall se réserve également le droit de modifier,
compléter ou retirer à tout moment l’une quelconque des réserves formulées ci-dessus ou toute autre
réserve qu’il pourrait formuler par la suite, moyennant une notification adressée au Secrétaire général de
l’Organisation des Nations Unies, les modifications, ajouts ou retraits prenant effet à la date de la

notification.

Majuro (Îles Marshall), le 15 mars 2013.

PréMsintstré
iftérassetrtrees
deBrA u.Sinnyé)

Attention : Les Services des traités des Ministères des affaires étrangères et des organisations

internationales concernés. Les notifications dépositaires sont publiées uniquement en format électronique.
Les notifications dépositaires sont mises à la disposition des missions permanentes auprès des Nations Unies
sur le site Internet de la Collection des traités des Nations Unies à l'adresse http://treaties.un.org, sous la
rubrique "Notifications dépositaires (CNs) ". En outre, les missions permanentes et toute autre personne

intéressée peuvent s’abonner pour recevoir les notifications dépositaires par email à travers le "Services
automatisés d'abonnement", qui est également disponible à l'adresse http://treaties.un.org. - 29 -

A NNEXE 5

DÉCLARATION FAITE PAR LR ÉPUBLIQUE ISLAMIQUE DPAKISTAN AU TITRE DU

PARAGRAPHE 2DE LARTICLE 36DU STATUT DE LACOUR- 30 -- 31 -- 32 -