Depuis plus d'un siècle, les rejets de gaz carbonique (CO₂) produits par l'activité industrielle et économique n'ont cessé de croı̂tre, et la concentration atmosphérique de ce gaz est passée d'une valeur préindustrielle d'environ 280 ppmv (parties par million en volume) à plus de 370 ppmv actuellement. Cette augmentation du gaz carbonique ainsi que d'autres gaz, comme le méthane et l'oxyde nitreux, produits par divers rejets d'origine anthropique est en train de renforcer l'effet de serre de l'atmosphère et, par conséquent, de modifier le climat [1]. De nombreuses études ont été menées, à l'aide de modèles de circulation générale de l'atmosphère en mode non couplé [11,24–26,32,39] et, plus récemment, de modèles couplés atmosphère–océan [16,17,36], pour évaluer les incidences climatiques de telles modifications de la composition de l'atmosphère et de son équilibre radiatif [3,4,15,21]. La conséquence la plus connue de l'accroissement de l'effet de serre est le réchauffement des températures de la troposphère. Le refroidissement stratosphérique qui accompagne l'effet de serre troposphérique et les conséquences de ce refroidissement sur la photochimie de l'ozone n'ont fait l'objet que de quelques études [2,24]. Nous présentons ici l'une des premières simulations de l'effet stratosphérique d'un scénario d'évolution transitoire de la composition de l'atmosphère, réalisé avec un modèle couplé océan–banquise–atmosphère ayant une résolution verticale fine dans la stratosphère. Ce modèle inclut une représentation du transport de l'ozone et tient compte de sa chimie homogène, ainsi que de la chimie hétérogène responsable de la formation du trou d'ozone sous l'influence de l'augmentation de la concentration de chlore [9].

Un système couplant l'atmosphère, l'océan et la banquise vient d'être mis en place au CNRM, en association avec le CERFACS, pour réaliser des scénarios climatiques partant de l'année 1950 et s'étendant jusqu'à la fin du XXI^e siècle. Le modèle atmosphérique utilisé est le modèle Arpege–Climat de Météo-France, dont les capacités à simuler de façon réaliste les variations géographiques et saisonnières de la circulation générale de l'atmosphère et des paramètres climatiques en surface ont été documentées dans plusieurs publications [5,10–12]. La version utilisée pour ces simulations est la version 3 (cycle 22-a) d'Arpege–Climat, avec une décomposition spectrale en harmoniques sphériques, selon une troncature triangulaire limitée au nombre d'onde 63 (T63), associée à une grille d'environ 2,8° (128×64 points) sur laquelle sont calculés les termes non linéaires de la dynamique et les paramétrisations physiques, telles que le transfert radiatif [27] et les nuages [31]. Cette version comporte 45 niveaux sur la verticale, de façon à pouvoir représenter de façon détaillée la circulation de la stratosphère dans laquelle se trouve le maximum de concentration d'ozone. Le rapport de mélange en ozone est une variable pronostique du modèle, transportée par la dynamique tridimensionnelle, interagissant dans les transferts radiatifs et pour laquelle les puits et les sources photochimiques de l'ozone sont représentés de façon paramétrique, selon une linéarisation de son taux de production en fonction du rapport du mélange d'ozone, de la quantité cumulée d'ozone au-dessus du point considéré et de la température [8,24]. Le modèle de circulation océanique est le modèle OPA version 8.0, qui a été réalisé par un laboratoire de l'IPSL, le laboratoire d'océanographie dynamique (LODYC) [23]. L'évolution de la banquise est calculée par le modèle Gelato de D. Salas y Melia [33]. Les échanges de chaleur, d'évaporation et de frottement du vent à la surface des océans sont effectués toutes les 24 h par le coupleur OASIS développé par le CERFACS [35,36]. Aucune correction de ces termes d'échange, destinée à limiter une éventuelle dérive climatique irréaliste, n'est ici appliquée.

Les conditions initiales ont été constituées en effectuant une simulation couplée de 20 ans, avec rappel en température et salinité vers la climatologie de Levitus [22] en profondeur, et vers la climatologie de Reynolds [30] des années 1950–1960 en surface, puis une simulation couplée sans rappel de 10 ans pour la mise en équilibre. Deux ensembles de simulations ont ensuite été réalisés, comprenant chacun une expérience de contrôle (notées C1 et C2), dans laquelle les concentrations des gaz à effet de serre restent fixées à leur concentration initiale observée de 1950, et une expérience de scénario (S1 et S2), dans laquelle les concentrations évoluent au cours du temps. Dans le premier ensemble de simulations (C1 et S1), seule la chimie homogène de l'ozone a été prise en compte. Dans le second ensemble, le modèle chimique a été amélioré pour prendre en compte également les réactions de destruction de l'ozone par le chlore par réactions hétérogènes à la surface des nuages stratosphériques polaires, selon une paramétrisation voisine de celle proposée par Cariolle et al. [9]. Un coefficient empirique représentant un effet d'albedo des stratus arctiques à la surface des mailles océaniques partiellement couvertes de banquise, fixé à 0,20 dans C1 et S1, a été augmenté à 0,25 dans C2 et S2 pour réduire la dérive des températures aux latitudes polaires.

Au cours des deux scénarios d'évolution du climat réalisés (S1 et S2) la concentration des principaux gaz à effet de serre (CO₂, CH₄, N₂O, ainsi que les chlorofluorocarbones CFC-11 et CFC-12) est prescrite annuellement, selon les valeurs observées jusqu'à la fin du XX^e siècle, et selon les valeurs prévues ensuite par le scénario SRES-B2 du GIEC [18,28] (Fig. 1). Les émissions de CFC sont conformes aux mesures de réduction décidées par le Protocole de Montréal, et la concentration de ces gaz passe par un maximum aux alentours de l'an 2000. Dans le deuxième scénario S2, la concentration du CFC-12 a été artificiellement augmentée pour les calculs de rayonnement, de façon à représenter de façon indirecte l'effet radiatif des autres espèces mineures de CFCs (CFC_113,114,115, HCFC₂₂, CCl₄, CH₃CCl₃). Cet effet radiatif a été évalué en utilisant les forçages radiatifs équivalents de Fisher et al. [13] et converti en concentration équivalente de CFC-12, qui donnerait le même effet radiatif. Les aérosols soufrés d'origine anthropique sont mis à jour tous les 10 ans à partir d'un scénario fourni par Penner [29], et leur effet direct et indirect est représenté dans le schéma radiatif [27] par une paramétrisation [19] dérivée des travaux de Boucher [6,7]. Les coefficients zonaux utilisés dans la paramétrisation des sources et des puits d'ozone dans Arpege–Climat sont également recalculés tous les 10 ans par un appel du modèle bidimensionnel de photochimie Mobidic [8,9,38], pour tenir compte des modifications de la composition chimique de l'atmosphère produites par l'activité industrielle et en utilisant les statistiques zonales du transport atmosphérique cumulées sur les dix années précédentes.

Les simulations de contrôle C1 et C2 montrent une légère dérive des températures en surface qui se réchauffent d'environ 1 K en 150 ans (Fig. 2). Ceci est une conséquence de l'excès de rayonnement solaire absorbé par l'océan aux hautes latitudes, qui peut être identifié dans les simulations avec rappel, et qui se traduit par une température moyenne en surface plus chaude d'environ 1 K par rapport aux observations de Jones [20]. La dérive a été un peu réduite, dans la deuxième expérience de contrôle C2 par rapport à C1, par l'augmentation introduite dans l'albedo (pouvoir réfléchissant) des nuages bas sur la banquise. Par rapport à la simulation de contrôle du CERFACS [3], réalisée à partir des versions plus anciennes des modèles [14] et avec les concentrations de GES correspondant à l'année 1990, le biais chaud a été un peu réduit, mais la dérive temporelle reste similaire. L'accroissement des gaz à effet de serre dans les deux scénarios a pour effet de modifier les échanges par rayonnement infrarouge sur la verticale, ce qui produit un réchauffement progressif des températures de surface, qui atteindra environ 3 degrés en moyenne globale en 2100 (Fig. 2). L'augmentation plus lente des GES dans le scénario B2 produit un réchauffement moins rapide que dans le scénario du CERFACS [3,4], qui utilisait un accroissement de 1 % par an.

La moyenne zonale du changement de température en moyenne annuelle présente un réchauffement de l'ensemble de la troposphère qui augmente au cours du temps (Fig. 3). Ce réchauffement présente un maximum en altitude entre 300 et 100 hPa entre les tropiques, où l'augmentation de la température dans la troposphère est renforcée par l'effet de serre de la vapeur d'eau provenant d'une évaporation de surface accrue et d'un développement plus intense de l'activité convective. En revanche, dans la stratosphère, l'augmentation du CO₂ produit un accroissement de l'émission infrarouge vers l'espace, et ces pertes radiatives conduisent à un refroidissement augmentant avec l'altitude, pour atteindre jusqu'à –12 K au niveau de la stratopause équatoriale, à la fin de la simulation.

Les scénarios réalisés prennent en compte le transport de l'ozone et une représentation simplifiée des réactions photochimiques qui conduisent à sa formation ou à sa destruction. L'examen de la moyenne zonale de l'anomalie de rapport de mélange en ozone (Fig. 4) montre tout d'abord une diminution de l'ozone pour la période 1990–1999, qui est liée à l'augmentation du chlore, puis une diminution moindre sur la période 2040–2049, qui correspond à l'effet combiné de la décroissance du chlore et de la réduction de température produite par l'augmentation de l'effet de serre, et finalement une augmentation de la quantité d'ozone dans la haute stratosphère vers la fin du XXI^e siècle en 2090–2099, lorsque l'effet de température l'emporte. Cet accroissement est produit par le ralentissement des cycles catalytiques homogènes de destruction de l'ozone aux basses températures, notamment du cycle de Chapman, dont l'efficacité décroı̂t lorsque la température baisse. Ce cycle est le plus efficace dans la moyenne stratosphère vers 40 km, ce qui explique donc l'augmentation d'ozone calculée par le modèle entre 10 et 1 hPa, aux latitudes moyennes et équatoriales. Ces résultats sont semblables dans le scénario S1 et conformes à ceux d'une étude précédente [24]. Ceci aboutit à une augmentation significative de la colonne d'ozone stratosphérique, qui passe d'environ 295 unités Dobson en 1950 à 337 unités Dobson en 2100 dans les deux scénarios S1 et S2. La prise en compte de la chimie hétérogène dans le scénario S2 a pour effet de retarder initialement l'augmentation de l'ozone total, qui reste stable jusqu'à la fin du XX^e siècle, avant de se mettre à augmenter.

En présence des particules de glace des nuages stratosphériques, qui se forment à très basse température pendant la longue nuit polaire, le chlore provenant des CFCs peut produire des réactions en chaı̂ne, conduisant à une destruction très rapide de l'ozone par catalyse hétérogène. Ce phénomène conduit à la formation du célèbre « trou d'ozone », qui est apparu vers 1970 au-dessus de l'Antarctique à la fin de la nuit polaire, c'est-à-dire vers les mois de septembre ou octobre dans l'hémisphère sud [34]. Le scénario S2, qui prend en compte cette chimie hétérogène de l'ozone et l'évolution de la concentration en chlore en fonction des rejets industriels de CFC, reproduit correctement l'apparition du trou d'ozone au-dessus de l'Antarctique, comme le montre l'anomalie négative d'ozone au-dessus de cette région, pour la dernière décennie du XX^e siècle (Fig. 4B). L'approfondissement graduel du trou d'ozone jusqu'à l'époque actuelle est illustré sur la Fig. 5. Malgré l'amplification du refroidissement stratosphérique prévu au cours du XXI^e siècle, qui pourrait accroı̂tre la fréquence de formation des nuages stratosphériques polaires, la décroissance du contenu en chlore de la stratosphère résultant de l'application du Protocole de Montréal, comme le suppose ce scénario, devrait conduire à une réduction progressive du trou d'ozone au cours des cent prochaines années (Fig. 5). Selon cette simulation, le trou a sans doute atteint son maximum au cours de la dernière décennie (1990–2000) et devrait commencer à diminuer progressivement avec la réduction des rejets de CFC, mais ne serait complètement résorbé que dans la seconde moitié du XXI^e siècle.

Les conséquences climatiques et les modifications stratosphériques résultant d'une évolution de la composition chimique de l'atmosphère au cours du XXI^e siècle selon le scénario SRES-B2 du GIEC ont été examinées selon un modèle couplé atmosphère–océan–banquise prenant en compte la photochimie homogène et hétérogène de l'ozone. Le modèle couplé sans correction de flux explicite simule une réponse des températures de la troposphère située dans le milieu de la fourchette des estimations du GIEC. Les résultats dans la stratosphère confirment que l'augmentation de l'effet de serre conduit à un fort refroidissement, qui augmente avec l'altitude. L'ozone étant une quantité prédite par le modèle avec une paramétrisation de la chimie, cette simulation confirme une augmentation de la quantité d'ozone total comme conséquence directe de la baisse de température stratosphérique. Les réactions de chimie hétérogène à la surface des nuages stratosphériques polaires montrent une évolution de l'ozone très différente entre les deux hémisphères, avec un accroissement de la destruction par le chlore conduisant à l'approfondissement du trou d'ozone jusqu'à l'époque actuelle, et une décroissance graduelle dans la première moitié du XXI^e siècle.