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\section{Couplages entre dynamique et composition\label{sec:couplages}}
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\def\degre{o}

\begin{figure}
\centerline{\includegraphics[width=14cm]{\local/IMGTITAN/detach.eps}}
\caption{La couche détachée de brume.
\label{fg:haze}}
{\bf A :}  Photo Voyager montrant la brume détachée
et l'accumulation de brume au pôle nord (en haut à droite).\\
{\bf B et C :} Vue globale et détail d'une photo prise par Cassini le 24 octobre 2004 avec un filtre dans l'UV proche
à une distance d'un million de kilomètres.
Le Soleil illumine principalement l'hémisphère sud à cette époque de l'année.
On devine le terminateur jour-nuit dans la partie haut de l'image.
La brume au pôle nord est illuminée par le Soleil parce qu'elle est 
suffisamment haute mais la surface de la planète est dans la nuit 
à cet endroit (Source : NASA/JPL/Space Science Institute).\\
{\bf D :} Distribution dans le plan méridien
de l'extinction de la brume simulée.
La coupe montre
l'extinction normalisée ($\beta\times\omega\times P(25^{\degre})$)
de la brume en fonction de la latitude et de la pression pour une longitude
solaire $L_s=353^{\degre}$ (un peu moins d'une saison avant l'observation
effective par Voyager). $\beta$ est l'extinction de la brume,
$\omega$ l'albédo de diffusion simple moyen et $P(25^{\degre})$
la fonction de phase moyenne calculée pour un angle de $25^{\degre}$.
Les niveaux de gris correspondent au log de l'extinction normalisée.
Cette quantité montre physiquement l'efficacité de diffusion pour chaque
couche d'atmosphère avec un angle de phase $\phi=155^{\degre}$.
La brume détachée apparaît comme une couche secondaire à 400~km,
surplombant la couche principale (en dessous de 300~km). 
La brume s'accumule de façon préférentielle au pôle d'hiver et le maximum
perdure encore en été (bien que très affaibli). 
La fonction de courant de la circulation méridienne moyenne
dans la saison qui précède ($L_s=274-353^{\degre}$) est superposée
sur la brume.
\end{figure}

\begin{figure}
\centerline{\includegraphics[height=12cm,angle=90]{\local/FIGURES/figNAT2.eps}}
\caption{
Intensité réfléchie du rayonnement solaire
sur Titan dans le vert (0,52--0,60 $\mu$m) observée
le long d'un méridien proche à la fois du point sub-solaire et de l'aplomb du
satellite et simulée à 0.55~$\mu$m.
Les carrés avec et sans points correspondent aux données
pour les hémisphères sud et nord \cite[]{Srom:81}. 
Plutôt que l'intensité ($I$), on trace le produit $\mu I$ en fonction de
$\mu\mu'$, où $\mu$ est le cosinus de l'angle zénithal d'observation et
$\mu'$ est le cosinus de l'angle zénithal du Soleil.  L'axe des abcisses
du haut montre les latitudes associées aux différentes valeurs de 
$\mu\mu'$. 
Dans ce système de coordonnées, un albédo suivant une loi de Minnaert
$I(\mu)\mu=I_0(\mu\mu')^k$ apparaît comme une droite.
L'exposant caractérise l'assombrissement centre ($\mu=1$) bord ($\mu=0$)
du disque.
\label{fg:hazeassym}}

Une diffusion lambertienne ($I(\mu)=I_0\mu$) correspond à $k=1$
et un disque sans effet centre-bord  (genre Soleil ou Lune, $I(\mu)=I_0$)
à $k=1/2$.
Pour le visible (ou seuls les aérosols contribuent), Titan a un $k$ de
l'ordre de 0.6-1.0.  Dans les bandes du méthane (quand le méthane
domine vraiment) on est proche de  $k=1/2$ (pas d'effet centre bord).
Mais dans l'infrarouge (quand on voit la surface) et dans les bandes
du méthane (ou l'effet de l'absorption peut aussi dépendre  de l'angle
d'incidence) ces lois ne suffisent plus... on a un comportement
plus compliqué (Rannou, communication personnelle).

Les observations montrent un hémisphère sud 25\% plus réfléchissant
que le nord. Le modèle reproduit bien ce contraste nord-sud à l'époque de 
Voyager ($L_s=9^{\degre}$) avec une bonne représentation de
l'assombrissement aux limbes.

\end{figure}

Les premiers résultats obtenus avec le modèle couplé dynamique/microphysique
des brumes ont permis à la fois d'expliquer l'existence des
deux couches de brumes observées par Voyager (brume principale et brume
détachée) et de mettre en évidence une accumulation de brume dans les
hautes latitudes, conduisant à une intensification importante de la 
dynamique atmosphérique.


\subsection{Origine de la brume détachée}


On impose que 
les aérosols soient produits dans le modèle à 450~km d'altitude, dans
une zone d'une quarantaine de km d'épaisseur.
Les petits aérosols, formés par polymérisation des espèces chimiques,
sont soufflés vers le pôle  d'hiver -- entraînés
dans la branche haute d'une cellule de Hadley globale --
avant de pouvoir sédimenter.
A ce niveau, le vent méridien est typiquement de 2~m~s$^{-1}$. Le
temps nécessaire pour se déplacer d'un rayon de Titan $a$, soit
$a/v\simeq 10^6$~s, est 3 fois plus court que le temps qu'il faut aux
particules pour chuter d'une hauteur d'échelle ($H/w\simeq 3\times10^6$~s
pour une vitesse de sédimentation n'excédant pas 10~mm~s$^{-1}$).
Ces échelles de temps sont à comparer également 
aux temps caractéristiques associés à la croissance des aérosols~:
typiquement 10$^6$~s pour atteindre la taille d'un monomère~\cite[]{Rann:93}.
Les particules, entraînées vers le pôle le long de trajectoires
relativement horizontales, sédimentent et coagulent dans les régions polaires
pour être redistribués plus bas sur l'ensemble de la planète, notamment
après le renversement de la cellule méridienne. Au moment de cette bascule,
la couche détachée disparaît momentanément pour se reconstruire ensuite
avec une subsidence sur l'autre pôle.
Entre la zone de formation et cette zone inférieure mieux mélangée,
le modèle prédit une concentration moindre des aérosols (\fig{haze}{\bf D}).
Ceci vient donner pour la première fois une explication de l'organisation
de la brume en deux couches (couche principale et couche détachée).
Cette structure en deux couches, 
mise en évidence une première fois par les missions Voyager (\fig{haze}{\bf A})
a été confirmée lors des premiers survols par Cassini (\fig{haze}{\bf B/C}).
L'accumulation d'aérosols dans la nuit polaire stratosphérique explique
également l'assombrissement de la couche de brume dans cette région
ainsi que le contraste hémisphérique, tous deux visibles sur
les photos Voyager ou Cassini.
Le modèle permet également de bien reproduire les variations
latitudinales de l'albédo de Titan au moment du passage de Voyager 
(\fig{hazeassym}).


\subsection{Rétroaction de la composition sur la dynamique}

\begin{figure}
\centerline{\includegraphics[width=15cm]{\FIGURES/diffTeq.eps}}
\caption{Températures à l'équinoxe de printemps nord
(saison des observations Voyager)
obtenues avec la version couplée du modèle et
impact du couplage avec les brumes, avec la chimie et avec les deux par
rapport à une version découplée.
\label{fg:diffTeq}}
\end{figure}

\begin{figure}
\centerline{\includegraphics[width=15cm]{\FIGURES/diffTan.eps}}
\caption{Moyenne annuelle de la température
obtenue avec la version couplée du modèle et
impact du couplage avec les brumes, avec la chimie et avec les deux par
rapport à une version découplée.
\label{fg:diffTan}}
\end{figure}

\begin{figure}
\centerline{
\includegraphics[width=8cm]{\FIGURES/tcoust.eps}
\includegraphics[width=8cm]{\FIGURES/uhubb.eps}
}
\caption{Température stratosphérique (à 1~hPa) et vent zonal
(à 0.25~hPa) observés et simulés avec et sans couplage
avec la chimie et les brumes.
Les températures sont observées au passage de Voyager peu après
l'équinoxe de printemps nord
\cite[L$_s$=9$\deg$, ][]{Flas:81} et les vents, par occultation stellaire,
après le solstice d'été nord \cite[L$_s$=128$\deg$, ][]{Hubb:93}.
Pour le vent observé, la forme symmétrique et les oscillations
sont imposées par le mode de reconstruction. L'observation
n'est en fait sensible qu'à la zone grisée.
\label{fg:Voyager}}
\end{figure}

L'accumulation des brumes dans les régions polaires a un impact radiatif
très important \cite[]{Rann:04}.
Les brumes affectent le transfert radiatif à la fois dans le spectre
solaire et dans l'infra-rouge thermique.
Pour le spectre solaire, 
les brumes peuvent à la fois réchauffer l'atmosphère
par absorption du rayonnement solaire ou la refroidir plus bas
par écrantement du même rayonnement solaire.
Dans l'infrarouge thermique, la stratosphère se refroidit d'abord
par rayonnement vers l'espace et une augmentation de l'opactié aura tendance
à refroidir davantage l'atmosphère tant qu'elle est relativement transparente
et au contraire à la réchauffer plus bas, quand les profondeurs
optiques dépassent l'unité.
L'effet d'accumulation des brumes dans les régions polaires étant maximum
en hiver, ce sont de loin les effets infrarouge qui dominent.
Au-dessus de 60~km, cette accumulation se traduit par un très fort
refroidissement des régions polaires dans l'hémisphère d'hiver
(graphique {\bf a} de la \fig{diffTeq}).
L'accumulation des espèces chimiques dans le vortex polaire à un effet
équivalent mais plus haut dans l'atmosphère \cite[]{Lebo:03}.
En dessous de 200~km, c'est l'effet de diminution du refroidissement vers
l'espace à cause de l'extinction accrue qui domine.

Même en moyenne sur l'année (\fig{diffTan}), le renforcement des contrastes
pôle-équateur est très marqué. A nouveau, c'est l'effet de la brume qui est le
plus important dans la moyenne stratosphère.
Cas de figure assez exceptionnel, le forçage radiatif correspondant
aux variations en latitude de la brume est finalement
du même ordre de grandeur que le forçage lié aux variations latitudinales
et saisonnières de l'ensoleillement \cite[]{Rann:04}.
La prise en compte de ce couplage, en renforçant les gradients pôle-équateur
de température, renforce également le jet des moyennes latitudes conduisant
à un bien meilleur accord avec les observations aussi bien
pour les températures observées par Voyager \cite[]{Flas:81} que
pour les vents reconstitués à partir de l'occultation stellaire
\cite[]{Hubb:93}, comme on le voit sur la \fig{Voyager}.
On montre plus loin que le renforcement de la circulation méridienne
associé à ce renforcement du forçage thermique de la circulation
contribue aussi à améliorer la représentation des variations
latitudinales des espèces chimiques.


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\subsection{L'asymétrie Nord/Sud}
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On remarque aussi que la simulation couplée prédit une asymétrie
nord/sud des températures similaire à l'obsevation par Voyager
juste après l'équinoxe de printemps nord
(graphique de gauche de la Fig.~\ref{fg:Voyager}).
L'observation de cette asymétrie avait été en son temps jugée surprenante
puisque les calculs radiatifs prédisent dans la stratosphère moyenne
des constantes de temps beaucoup plus courtes que la saison.
Une première explication a été avancée~: la nécessaire
redistribution en latitude de moment cinétique au moment du changement
de saison introduirait une inertie dynamique capable d'expliquer 
l'assymétrie observée \cite[]{Flas:90}.
Une telle inertie n'est observée ni dans le modèle tridimensionnel
ni dans le modèle bidimensionnel en l'absence de couplage avec la
composition.
A partir de calculs radiatifs prenant en compte les variations observées
de la composition au moment de Voyager, il a été ensuite suggéré que
l'asymétrie puisse provenir d'un refroidissement radiatif supérieur
dans l'hémisphère nord, qui sortait de l'hiver et était encore
chargé en brumes et en composés chimiques \cite{Beza:95}.
Les résultats du modèle couplé plaident clairement en faveur de la seconde
hypothèse.
Au moins, le couplage avec la composition peut clairement à lui seul 
introduire une inertie dans le système climatique plus longue que
les constantes de temps radiatives.
Il faut cependant noter que le modèle actuel continue à prédire
des températures un peu plus basses que l'observation dans l'hémisphère
d'été. Des effets additionels, dynamiques, radiatifs ou autres ne sont
donc pas complètement à exclure.
