%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\section[Composition, vents et condensation]{Une composition chimique contrôlée par les vents et la condensation\label{sec:enrichis}}
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\figurecaption
{
\includegraphics[width=9cm]{\FIGURES/condens.eps}
}
{Courbe de vapeur saturante pour les différents constituants observés
dans la stratosphère de Titan \cite[]{Samu:81}. Les courbes sont calculées
en supposant un rapport de mélange constant correspondant aux observations
Voyager. L'intersection avec le profil de température (courbe épaisse)
donne l'altitude de condensation pour l'espèce considérée.}
{fg:condens}
{1}{0.5}{0.35}{-7cm}






Comme on l'a dit plus haut, quasiment tous les composés chimiques
observés par Voyager montrent, peu après l'équinoxe de printemps
nord, un enrichissement très fort dans les latitudes polaires nord.
Si on définit cet enrichissement comme le rapport entre la concentration
moyenne à 50-70N et celle à 0-30N, cet enrichissement varie entre
1.4 et 20 suivant les espèces.

Dans un article de revue dans lequel il considérait la composition d'un
point de vue météorologique, \cite{Flas:98} avait envisagé déjà que
la subsidence, dans la stratosphère, d'espèces créées
plus haut puisse expliquer cet enrichissement.
Avec un vent méridien estimé à  4~m~s$^{-1}$
et une constante de temps dynamique de 4 années terrestre,
il avait estimé que cet effet de transport pouvait éventuellement
expliquer un enrichissement d'un facteur 2 pour HCN. Il concluait
que des facteurs additionnels, comme des circulations plus localisées,
étaient nécessaires pour expliquer les fortes valeurs observées pour
cet enrichissement.
Il discutait aussi à l'époque le fait que le vortex polaire devienne dynamiquement
et chimiquement isolé du reste de l'atmosphère. Dans une  comparaison
relativement spéculative au trou d'ozone terrestre, il suggérait 
que cette isolation puisse prendre fin avec le développement d'ondes
planétaires, mélangeant constituants, chaleur et vorticité
au travers de la frontière du vortex.

Comme on l'a déjà dit,
le couplage du modèle photochimique de \cite{Toub:95} avec un code
bidimensionnel de transport \cite[basé sur une description de la circulation
méridienne issue des résultats du modèle dynamique tridimensionnel de
][]{Hour:95b} a permis d'attribuer clairement cet enrichissement polaire
observé au moment de Voyager à la subsidence, pendant l'hiver précédant
l'observation, dans la branche polaire d'une grande cellule de Hadley
trans-hémisphérique \cite[]{Lebo:01}.
Sans facteur additionnel, le modèle expliquait même les très fortes
valeurs de l'enrichissement observées par exemple pour HCN (\fig{sebastien}).

Les variations latitudinales des concentrations obtenues avec le modèle
couplé bidimensionnel (\fig{compo}) sont encore plus proches de l'observation
que celles (\fig{sebastien}) obtenues dans la première étude de \cite{Lebo:01}.
Comme on le montre plus bas, cette meilleure représentation provient
à la fois de la plus forte circulation méridienne,
due en grande partie au couplage avec la brume, et de la paramétrisation
interactive du mélange latitudinal par les ondes, qui, comme on l'a montré
plus haut, prédit un mélange fort sur le flanc du jet mais une isolation
du vortex polaire.

Si les contrastes sont essentiellement créés par le transport
atmosphérique, reste à comprendre pourquoi certaines espèces montrent
des enrichissements plus fort que d'autres.
\cite{Lebo:01} avaient suggéré que des différences dans la chimie puissent
être à l'origine des différences d'enrichissement. Une espèce
avec un contraste plus marqué entre les sources en haut et les puits
en bas pourrait effectivement avoir un gradient vertical plus
marqué et, en conséquence, un enrichissement plus important dans les
régions de subsidence.

En fait, on montre ci-dessous que, pour la plupart des espèces,
la chimie ne joue qu'un rôle secondaire. Les variations latitudinales
observées sont le fait de la combinaison du transport atmosphérique avec
la condensation.
Avec les concentrations observées par Voyager, la plupart des espèces chimiques
condensent en effet à l'approche de la tropopause,
entre 100 et 10 hPa (\fig{condens}).

On montre ci-dessous qu'on peut retrouver les contrastes latitudinaux
observés (ou simulés avec la chimie complète) en utilisant 
des traceurs idéalisés
qu'on enlève complètement en dessous d'un niveau de pression pour
singer l'effet de la condensation.
On montre par la même occasion que le mélange latitudinal par les ondes
contrôle le gradient vertical des composés chimiques.


\begin{figure}
\centerline{
\includegraphics[height=8cm]{\FIGURES/hcnz.eps}
\includegraphics[height=8cm]{\FIGURES/ktrack.eps}
}
\caption{
Transport méridien de HCN pendant l'hiver.
{\bf a~:} coupe méridienne de la concentration de HCN (ppmv, niveaux de gris)
avec les lignes de courant de la circulation méridienne
(flèches noires).
{\bf b~:} vent zonal (m~s$^{-1}$, grisés) et coefficient de diffusion latéral
(contours, 10$^{-6}$~m$^2$~s$^{-1}$) paramétré en fonction de l'instabilité
barotrope pour représenter le transport latitudinal par les ondes.
Avec ces unités, les mêmes contours peuvent s'interpréter
également comme des iso-valeurs de la vitesse méridienne typique des ondes
en m~s$^{-1}$ si on prend une longueur de mélange latitudinale de 1000~km.
Toutes les quantités correspondent à des moyennes temporelles entre le
solstice d'hiver nord et l'équinoxe de printemps nord.
\label{fg:fig1}} 
\end{figure}

L'explication de l'enrichissement polaire dans les hautes latitudes de
l'hémisphère nord est donc la suivante (illustrations sur la \fig{fig1}).
Pendant presque une demie année autour du solstice, la circulation 
méridienne moyenne (graphique {\bf a}, flèches)
est dominée, comme on l'a vu, par une cellule de Hadley pôle-à-pôle,
avec une branche ascendante dans l'hémisphère d'été (sud) et une 
subsidence dans les hautes latitudes de l'hémisphère d'hiver (nord).
L'advection vers le bas des espèces chimiques, depuis la zone de production dans
la haute stratosphère, est responsable de l'enrichissement polaire
(également sur le graphique {\bf a} pour HCN, grisés).
Cette circulation de Hadley crée également un jet circumpolaire
intense dans les moyennes latitudes de l'hémisphère nord (graphique {\bf b},
grisés).
Comme on l'a dit plus haut,
ce jet est instable sur son côté équatorial ce qui conduit au développement
d'ondes planétaires. Ces ondes, paramétrisées dans le modèle
\cite[]{Luz:03II}, sont responsables de l'érosion de ce vortex polaire.
On montre également sur le graphique {\bf b} de la \fig{fig1} (contours),
les valeurs de la diffusivité latérale $K_y$ issues de la paramétrisation.

\subsection{Composition du vortex polaire}

\begin{figure*}
\includegraphics[width=15.cm]{\FIGURES/scaleh.eps}
\caption{{\bf a :}  Vision schématique des mécanismes responsables 
des contrastes observés dans la composition stratosphérique.
{\bf b :} Constantes de temps (en jours de Titan)
pour l'advection verticale dans le vortex polaire
($-h/w$, avec $h=150$~km, moyenne entre 70 et 90N), pour la circulation
méridienne ($l/v$, avec $l=$1000~km, moyenne entre 50 et 80N)
et pour le mélange latitudinal par les ondes
($l^2/K_y$, moyenne entre 50 et 80N) au bord du vortex.
La courbe grise correspond à l'advection méridienne vers l'équateur
(avec $-v$ au lieu de $v$).
Les lignes verticales correspondent à 1 jour et 1 an de Titan.
{\bf c :} Hauteurs d'échelle associées (km) pour l'advection méridienne, $-wl/v$,
le mélange latitudinal $-wl^2/K_y$ ainsi que pour la combinaison
des deux $H=-w/(v/l+K_y/l^2)$.
{\bf d :} Profils verticaux de la fraction molaire de HCN (échelle
logarithmique) à différentes latitudes (chimie linéarisée).
La droite oblique correspond à une hauteur d'échelle constante
de 100~km.
\label{fg:scaleh}}
\end{figure*}

Les mécanismes contrôlant la composition du vortex polaire sont 
résumés sur le schéma {\bf a} de la \fig{scaleh}.

On peut en fait quantifier l'importance relative des différents
processus de transport.
Pour les simulations avec la chimie linéarisée, l'évolution
de la concentration massique $c$ d'un composé chimique
est simplement donnée par
\begin{equation}
\frac{\partial c}{\partial t}+
v\frac{\partial c}{a\partial \phi}+
w\frac{\partial c}{\partial z}=\nonumber
\frac{c_0-c}{\tau_{\mbox{chem.}}}
+\frac{1}{a^2\rho\cos\phi}\frac{\partial }{\partial \phi}
\left( \cos\phi\rho K_y \frac{\partial c}{\partial \phi} \right)
\label{eq:EQ1}
\end{equation}
où $\phi$ est la latitude, $z$ l'altitude, $\rho$ est la masse volumique
de l'air, $a$ est le rayon de Titan, $v$ et $w$ sont les composantes
méridienne et verticale de la circulation méridienne moyenne, $K_y$
est la diffusivité latérale introduite plus haut, $c_0$ est un profil
vertical déterminé à partir de simulations photochimiques unidimensionnelles
et $\tau_{\mbox{chim.}}$ est une constante de temps déduite
des mêmes simulations \cite[]{Lebo:01}.

Les espèces chimiques qui descendent dans le vortex polaire depuis leur
zone de production voient leur concentration diminuer sous l'effet
combiné de l'apport d'air clair des basses latitudes par
la circulation méridienne moyenne et du mélange latéral avec
le même air clair sous l'action des ondes planétaires.
Si on note $c_{\mbox{eq}}$ la concentration typique dans les basses latitudes,
l'``érosion'' de la concentration $c$ par la diffusion latérale
(dernier terme de l'\eq{EQ1}) peut être grossièrement estimée comme
\begin{equation}
\frac{K_y}{l^2} \left( c_{\mbox{eq}}-c\right)
\end{equation}
où $l\simeq$~1000~km est une longueur caractéristique associée aux
variations latitudinales de la composition atmosphérique.
De la même façon, le terme d'advection par la vitesse méridienne moyenne
(qu'on supposera positive dans un premier temps dans l'hémisphère nord)
$(-v/a) \partial c / \partial \phi$,
peut être approché par
 \begin{equation}
\frac{v}{l}
 \left( c_{\mbox{eq}}-c\right) \mbox{.}
 \end{equation}
 Si on cherche une solution stationnaire pour la concentration $c$, on trouve
finalement
\begin{equation}
w\frac{\partial c}{\partial z}\simeq\frac{c_0-c}{\tau_{\mbox{chem.}}}+
\left( c_{\mbox{eq}}-c\right) \left( \frac{K_y}{l^2}+\frac{v}{l} \right)
\end{equation}
Pour un grand nombre d'espèces chimiques, l'enrichissement polaire est tel
qu'on peut supposer de plus que
$c_0 \ll c$ et $c_{\mbox{eq}} \ll c$. Dans ce cas, et pour un vent méridien
$v>0$, le gradient vertical de $c$ dans le vortex polaire est donné par
\begin{equation}
w\frac{\partial c}{\partial z}\simeq
-c\left( \frac{1}{\tau_{\mbox{chem.}}}+\frac{K_y}{l^2}+\frac{v}{l} \right)
\end{equation}
ce qui correspond à une hauteur d'échelle pour la concentration de l'espèce~:
\begin{equation}
H=\left( \frac{d \ln c }{dz} \right)^{-1}\simeq 
w\left( \frac{1}{\tau_{\mbox{chem.}}}+\frac{K_y}{l^2}+\frac{v}{l} \right)^{-1}
\end{equation}

Pour des espèces à longue durée de vie (comparée aux constantes de temps
dynamiques), la forme du profil vertical de concentration
est donc contrôlé par la compétition entre l'advection
verticale (une advection plus rapide depuis la zone de production aura
tendance à diminuer les contrastes verticaux) et un rappel vers
les concentrations faibles des basses latitudes, soit par la circulation
méridienne, soit par le mélange latitudinal par les ondes (qui ont
tendance à renforcer les contrastes verticaux).

L'importance relative de l'advection méridienne et du mélange par les ondes
peut être quantifiée soit au travers des constantes de temps
($\tau_{\mbox{cmm}}=l/v$ pour la circulation méridienne moyenne
et $\tau_{\mbox{ondes}}=l^2/K_y$ pour les ondes)
soit en termes des hauteurs d'échelle associées
($-w\tau_{\mbox{cmm}}$ et $-w\tau_{\mbox{ondes}}$).

Sur le graphique {\bf b} de la 
Fig.~\ref{fg:scaleh}, on montre, pour l'hiver nord,
les constantes de temps pour l'advection verticale et méridienne,
ainsi que pour le mélange latitudinal par les ondes.
L'advection méridienne domine dans la partie haute de la cellule
de Hadley (au-dessus de 400 km) ainsi que dans la basse stratosphère
(entre 100 et 150 km) où le vent méridien est négatif.
Cette région correspond à la branche de retour de la cellule de Hadley.
Les valeurs typiques des constantes de temps varient d'environ
une année de Titan à 120~km jusqu'à moins d'un jour de Titan au-dessus 
de 1~km. Comme on le montre plus bas, ces constantes de temps sont,
pour beaucoup d'espèces, nettement plus courtes que les constantes
chimiques.
La hauteur d'échelle dynamique (graphique {\bf c}) est de l'ordre
de 100~km dans la moyenne stratosphère, région dans laquelle elle
résulte principalement d'une compétition entre le transport
vers le bas par la circulation méridienne moyenne et le mélange
latéral par les ondes.

Sur le graphique {\bf d}, on montre, pour la même saison et pour différentes
gammes de latitude, les profils verticaux de HCN obtenus avec la chimie
linéarisée.
La droite sur ce graphique correspond à une hauteur d'échelle constante
de 100~km.
Cette échelle est proche des profils simulés de HCN au-dessus de 
250~km entre 45 et 60N, c'est à dire aux frontières du vortex polaire,
dans la région de mélange.
Entre 100 et 150~km, la hauteur d'échelle est beaucoup plus grande
du fait d'un mélange moindre. A noter que le profil 45-60N montre
en fait un maximum local de concentration dans ces altitudes, du fait
de l'apport d'air plus riche depuis le c{\oe}ur du vortex.


Cette forme du profil vertical, avec trois pentes distinctes et une
région bien mélangée dans la stratosphère moyenne, entre 150 et
400~km, est en très bon accord avec des observations récentes
des composés azotés sur Titan \cite[]{Mart:02}.
Les simulations des mêmes profils verticaux effectuées avec des
modèles photochimiques unidimensionnels ont pour leur part 
tendance à systématiquement surestimer les contrastes verticaux
à ces altitudes \cite[cf. la Figure~1 dans][]{Hida:02}.
L'advection verticale par la circulation de Hadley est en fait beaucoup
plus efficace pour transporter les espèces chimiques à longue distance
que le mélange turbulent.
On peut s'en convaincre en comparant les constantes de temps diffusives
, $h^2/K_z$ (où $h$ est l'échelle caractéristique
des contrastes verticaux de composition et $K_z$ la diffusivité
verticale), et advective, $h/w$.
Entre 250 et 150~km, la constante de temps associée à l'advection verticale
passe de 10 à 100 jours de Titan.
Il faudrait pour singer l'effet du transport vertical par la cellule
de Hadley, utiliser des diffusivités de l'ordre de 100-5000~m$^2$~s$^{-1}$
(en considérant que $h\simeq$200~km).


\subsection{Amplitude de l'enrichissement polaire}

\figurecaption
{\centerline{\includegraphics[angle=-90,width=8cm]{\FIGURES/compo.eps}}}
{Profils latitudinaux de concentration chimique
calculés avec 4 options (chimie complète, linéarisée ou nulle et
traceurs idéalisés), comparés avec les observations Voyager.
Les courbes sont normalisées par la concentration à l'équateur
afin de se focaliser sur les variations latitudinales.}
{fg:chim}
{1}{0.5}{0.4}{2cm}


\begin{table*}
{\small
\begin{center}
\begin{tabular}{ccccccccc}
                    & C$_2$H$_2$ & C$_2$H$_4$ & C$_2$H$_6$ & CH$_3$CCH & 
                      C$_3$H$_8$ & C$_4$H$_2$ &  HCN & HC$_3$N \\\hline 
\multicolumn{9}{c}{Niveau de condensation}\\\hline
Vortex hiver, km  & 64 &   -   &  57 &  64 & 54 &  77 &  86 & 63 \\
Vortex hiver, hPa & 35 &   -   &  50 &  35 & 60 &  20 &  15 & 36 \\
Traceurs idéal., hPa    & 40 &   -   &  80 &  40 & 100 & 20 &  20 & 40 \\\hline
% niveaux détectes a partir du script levels.x sur SEB
%winter polar vortex & 28   & -    & 36   & 28     &28   & 16   &  12  & 28 \\
%idealized tracers   & 40   & 200  & 60   & 40     &40   & 30   &  20  & 40 \\\hline
\multicolumn{9}{c}{Niveau du maximum de la fonction poids des inversions des données Voyager IRIS}\\\hline 
km        & 152  & 190  & 160 &  85   &125  & 100  &  107 & 103  \\
hPa       & 2.5  & 1    & 2   &  13   &5    & 10   &  8   & 9  \\\hline %SEB
\multicolumn{9}{c}{Enrichissement polaire}\\\hline
Observations &
2.1 &
8.3 &
1.4 &
6.4 &
1.9 &
16.8 &
7.6 &
19.6 \\
     Chimie complète & 
     2.7 &
     3 &
     1.9 &
     9.9 &
     1.6 &
     5.9 &
     7.8 &
     6.2 \\
     Chimie linéarisée & 
     2.3 &
      - &
      1.3 &
       - &
        - &
	 - &
	 7.5 &
	  - \\
	  Chimie nulle & 
	  2.6 &
	  2.6 &
	  1.9 &
	  9.6 &
	  1 &
	  10.1 &
	  9.2 &
	  5.2 \\
	  Traceurs idéalisés & 
	  2.4 &
          - & 
	  2 &
	  5.6 &
	  2.6 &
	  9.3 &
	  9.3 &
	  4.2\\\hline
\multicolumn{9}{c}{Constantes de temps chimiques (en années de Titan)}\\\hline
0.5-1 hPa (190-200~km)         & 0.5-100 & 0.03-4 & $>$40  & 2-100 & $>$10 & 0.001-1 & 2-200 & 0.05-10 \\
2-5 hPa  (125-160~km)         & $>$2.5  & 0.2-5  & $>$200 & 2-200 & $>$80 & 0.01-3  & 2-300 & 0.2-50 \\\hline
\end{tabular}
\end{center}
}
\caption{Niveau de condensation, enrichissement polaire
(défini comme le rapport des concentrations polaires
à 50-70N et 0-30N) et constantes de temps chimiques pour différentes
espèces.
\label{tb:chem}}
\end{table*}

\begin{table*}
\begin{center}
\begin{tabular}{|c|c|c|c|}\hline
Nom de la simulation      & chimie & condensation & condition à la limite sup \\\hline
Chimie complète & réaliste & réaliste & flux prescrit \\
Chimie nulle & pas        & réaliste & flux prescrit \\
Chimie linéaire & rappel & réaliste & rappel \\
Traceurs idéalisés & pas     & élimination en dessous d'un niveau & rappel\\\hline
\end{tabular}
\end{center}
\caption{Caractéristiques des différentes versions du module chimique.\label{tb:sims}}
\end{table*}

Les espèces chimiques qui descendent dans le vortex polaire
atteignent généralement leur concentration de saturation en
approchant de la tropopause, ce qui explique la décroissance
rapide observée sur les profils verticaux de HCN par
exemple (graphique {\bf d} de la \fig{scaleh}).

Pour la plupart des espèces, la concentration à saturation
au niveau de la tropopause glaciale de Titan ($T\simeq70$~K) est
inférieure de plusieurs ordres de grandeur aux concentrations 
observées dans le vortex, dans la stratosphère moyenne.
L'air qui est recyclé par les régions polaires remonte
donc aux latitudes plus basses avec des concentrations chimiques
extrêmement faibles.
Cet air est alors petit à petit contaminé par l'air pollué
des régions polaires, soit au travers de l'advection méridienne
soit par le mélange latitudinal par les ondes.
Les contrastes latitudinaux observés par Voyager
pour des altitudes allant de 80 à 200~km sont donc essentiellement
contrôlés par cette capacité du mélange latitudinal à contaminer
l'air clair qui monte de la troposphère.
Comme on le voit sur la \fig{scaleh}, c'est plutôt l'advection
méridienne qui va dominer en dessous de 150~km (courbe grise
du graphique {\bf b}).

Pour tester cette idée simple, nous présentons des simulations dans lesquelles
les espèces chimiques sont remplacées par des traceurs idéalisés.
Dans les 3 couches les plus hautes du modèle, les traceurs sont rappelés
(avec les mêmes constantes de temps que pour la chimie linéarisée) vers
une valeur unité.
Le traceur subit le transport par la circulation méridienne et les ondes
mais pas la chimie. Le traceur idéalisé est enfin complètement éliminé
en dessous d'un niveau de pression donné, proche de la tropopause.
Les différents traceurs idéalisés ne diffèrent les uns des autres
que par le niveau de pression choisi pour les éliminer.
8 traceurs idéalisés sont considérés ici, éliminés respectivement à~:
100, 80, 60, 40, 30, 20, 15 et 10 hPa.

Les traceurs idéalisés ne peuvent être comparés aux espèces chimiques
simulées ou observées qu'en termes de variations latitudinales relatives.
De plus, comme ces traceurs idéalisés disparaissent d'un coup à un niveau
de pression donné, le niveau d'élimination retenu pour comparer à une
espèce chimique donnée (dont la concentration diminue plus graduellement
quand elle commence à condenser) doit être pris plus bas dans l'atmosphère,
typiquement à l'altitude où la concentration de l'espèce chimique a
décru d'un ordre de grandeur. Ceci se produit en général à une pression
environ deux fois supérieure à celle où la condensation est initiée.
Le niveau réel de condensation est estimé ici à partir de la simulation
avec chimie complète, comme la pression de la couche du modèle la plus 
haute dans laquelle la condensation survient (à noter que ce niveau dépend
donc de la concentration simulée par le modèle dans le vortex).
Ce niveau de condensation ainsi que le niveau retenu pour la comparaison
avec les traceurs idéalisés sont donnés pour un certain nombre d'espèce dans
la \tb{chem}.

Cette table donne également les valeurs de l'enrichissement polaire,
défini comme le rapport des concentrations à 50-70N et 0-30N.
On note d'abord que la comparaison entre données et simulations avec
la chimie complète fait apparaître un bon accord pour la plupart des
espèces,  à l'exception de C$_2$H$_4$ -- dont l'enrichissement apparaît en
fait plus près du pôle que ne le suggère l'observation --,
C$_4$H$_2$ et HC$_3$N -- qui sont sans doute affectés par des
processus chimiques non pris en compte dans le modèle comme
la production de brumes par polymérisation --.
Pour la plupart des espèces 
(C$_2$H$_2$, C$_2$H$_6$, C$_3$H$_8$, HCN, HC$_3$N),
les enrichissements obtenus avec la chimie complète et avec les traceurs idéalisés
diffèrent de moins de 50$\%$.
Cet accord d'ensemble montre bien que le niveau auquel les espèces sont
éliminées contrôle pour une large part l'enrichissement polaire.
Le rôle de second plan joué soit par la chimie (dans le monde réel)
soit par la spécification
des conditions à la limite supérieure (dans le monde numérique),
est détaillé ci-dessous.

Afin d'estimer spécifiquement le rôle de la chimie pour chacune des
espèces, on peut calculer une constante de temps chimique
$\left( d\mbox{ln}c/dt \right)^{-1}$,
où les tendances sont calculées pour tous les termes chimiques qui détruisent
l'espèce considérée.
Les valeurs des constantes ainsi estimées sont données dans la \tb{chem}.
Une seconde façon d'estimer précisément et spécifiquement le rôle de
la chimie consiste à intégrer le modèle chimique mais en annulant les
constantes de réactions.
On parlera ci-dessous de chimie nulle (se reporter à la \tb{sims}).
Les valeurs obtenues pour l'enrichissement polaire avec
la chimie nulle ne se départissent pas de plus de 20\% de celles
obtenues avec chimie complète, excepté pour  C$_4$H$_2$ et C$_3$H$_8$.
Le désaccord entre chimie nulle et complète pour C$_4$H$_2$ est cohérent
avec les constantes de temps relativement courtes obtenues par la première
méthode.
Pour C$_3$H$_8$, le désaccord observé malgré des constantes de temps
très longues est à relier aux valeurs très faibles du flux
qu'on impose pour la chimie complète au sommet du modèle.
C'est sans doute une sous-estimation de ce flux qui explique à la fois 
ce comportement de C$_3$H$_8$ et la sous-estimation globale des concentrations
de cette espèce par le modèle.

Pour les autres espèces, l'accord entre chimie nulle et traceurs
idéalisés est relativement bon, au regard du traitement très
différent de la condition à la limite supérieure du modèle 
et de la condensation (se reporter au descriptif des différentes simulations
dans la \tb{sims}).
Cet élément plaide pour une relative robustesse des résultats
présentés ci-dessus.
En particulier, la façon dont on spécifie la condition au sommet,
qui conditionne la concentration moyenne
dans la stratosphère, ne semble pas affecter les variations latitudinales
de composition.

Enfin, on voit clairement que c'est en premier lieu 
le niveau de condensation qui
contrôle l'amplitude de l'enrichissement polaire.
Une condensation plus haut produira un enrichissement plus fort.
On note aussi que pour un même niveau de condensation, une observation
plus bas, donc plus proche de ce niveau de condensation, résulte
en un enrichissement observé plus fort (comparer
les résultats obtenus pour C$_2$H$_2$ et  CH$_3$CCH).

La combinaison du transport atmosphérique et de la condensation contrôle
non seulement l'amplitude de l'enrichissement polaire
mais aussi la forme du profil latitudinal.
Pour illustrer ce point, on montre sur la \fig{chim}, pour les trois
espèces actives radiativement et pour les quatre traitements possibles
de la chimie, les profils latitudinaux normalisés par 
la valeur de la concentration à l'équateur.
L'accord entre ces différents profils, pour des modèles allant de la
chimie complète aux traceurs idéalisés, confirme le faible
rôle joué par la chimie pour ces espèces.



%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\subsection{Contraintes sur les vents}
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\figurecaption
{
\centerline{{\large\bf a)}\includegraphics[angle=-90,width=8cm]{\FIGURES/chim.eps}}
\centerline{{\large\bf b)}\includegraphics[angle=-90,width=8cm]{\FIGURES/T.eps}}
\centerline{{\large\bf c)}\includegraphics[angle=-90,width=8cm]{\FIGURES/u.eps}}
}
{Résultats d'expériences de sensibilité.
{\bf a)} enrichissement polaire en  C$_2$H$_2$ et HCN. {\bf b)} contrastes latitudinaux
de température Equateur - Pôle (différence entre les latitudes 50-70N et 0-30N) et Nord - Sud
(différence 50S - 50N). {\bf c)} vents zonaux (Jet
et équateur). Comparaison des résultats obtenus avec le modèle complet (couplé),
sans couplage avec la brume (sans brumes),
sans couplage avec la chimie (sans chimie),
sans aucun des deux couplages (non couplé),
avec une dissipation par les ondes augmentée (3xKy) ou diminuée (0.3xKy)
ainsi qu'un champ d'advection modifié spécifiquement pour le
transport des espèces chimiques (circulation méridienne moyenne (v,w) multipliée
par 0.3 ou 3).
Les barres d'erreur correspondent aux données Voyager.}
{fg:sensitiv}
{1}{0.6}{0.35}{2cm}


\begin{figure}
\centerline{\includegraphics[width=12cm]{\FIGURES/couple.eps}}
\caption{Effet du couplage avec la brume sur la simulation de la
distribution dans un plan méridien (on montre le rapport des
concentrations obtenues avec les simulations couplée et découplée)
de HCN ({\bf a}) et C$_2$H$_2$ ({\bf b})
et impact associé sur la circulation méridienne moyenne (lignes de courant,
{\bf c}) et les valeurs de la diffusivité latérale $K_y$
({\bf d}, 10$^{-6}$~m$^2$~s$^{-1}$)
au passage de Voyager.
\label{fg:couple}}
\end{figure}

Si les contrastes latitudinaux de la composition dépendent en premier
lieu du transport atmosphérique et de l'altitude du piège froid 
dans la basse stratosphère, qu'est-ce que l'observation de la composition
peut nous apprendre en retour sur la circulation~?
Ou encore, dans quelle mesure l'accord entre composition observée
et simulée est-il sensible à la représentation de la circulation
atmosphérique~?
 
Afin de répondre à ces questions, nous présentons ci-dessous une
série d'expériences de sensibilité, dans lesquelles on fait varier
artificiellement l'une des composantes de la circulation.
Un facteur multiplicatif (0,3 ou 3) est appliqué, soit simultanément
sur $v$ et $w$ soit sur la diffusivité $K_y$.
Ce facteur n'est pris en compte que pour le transport des espèces
chimiques HCN, C$_2$H$_2$ et C$_2$H$_6$, représentées au moyen de la
chimie linéarisée.

On analyse également l'effet sur la composition de la prise en compte du
couplage avec la brume ou avec la chimie à partir des simulations
dont on a déjà montré plus haut des résultats (Figs. \ref{fg:diffTeq}
et \ref{fg:diffTan}).
En pratique,
le couplage avec la brume est coupé en appliquant une diffusion latitudinal
très forte sur les traceurs correspondants.
Dans ces simulations, la production totale de brume doit être très
fortement réduite pour obtenir le même albédo géométrique de Titan
que dans la simulation couplée \cite[]{Rann:04}.
En effet, la brume étant préférentiellement accumulée aux pôles dans
les simulations couplées, et les régions polaires pesant faiblement dans
le calcul de l'albédo planétaire, il faut plus de brumes dans une simulation
couplée pour obtenir un albédo du même ordre de grandeur.
Pour sa part, le couplage entre chimie et dynamique est coupé en
calculant les opacités atmosphériques, non pas avec la composition chimique
prédite par le modèle mais à partir de profils verticaux de référence.
On utilise les résultats de \cite{Lell:89} pour le méthane et
\cite{Cous:89} pour l'éthane et l'acétylène.
Dans cette simulation non couplée à la chimie,
les espèces chimiques sont cependant transportées normalement
ce qui permet de comparer la composition à celle obtenue avec les autres
simulations.
Pour éviter d'avoir à analyser des rétroactions complexes, les
simulations avec dynamique modifiée artificiellement sont effectuées sans
couplage avec la chimie.

Sur le graphique du haut de la \fig{sensitiv}, on compare
aux observations Voyager (les barres d'erreur sur la figure)
l'enrichissement polaire en  C$_2$H$_2$ et HCN obtenu
pour les différentes configurations.
Pour la version couplée, le contraste observé est très bien reproduit pour
les deux espèces. L'enrichissement est beaucoup plus fort (respectivement
faible) si le mélange latitudinal est diminué (respectivement augmenté)
ou si l'advection moyenne est renforcée (respectivement diminuée).
L'observation de la composition apporte donc une contrainte relativement
forte sur l'intensité comparée de l'advection et du mélange latitudinal
par les ondes. Ceci fournit donc une validation supplémentaire
de cette circulation dans le modèle de climat de Titan.

Le couplage avec la chimie tend en fait à dégrader légèrement l'accord
avec les observations mais en restant dans les barres d'erreur.

Sans le couplage avec la brume, l'accord avec les observations
est très nettement dégradé, avec un contraste trop faible pour
HCN et trop fort pour C$_2$H$_2$.
Ce comportement différencié peut paraître contradictoire avec
l'explication dynamique proposée pour l'origine de ces contrastes.
En fait, ces différents comportements proviennent
de la différence d'altitude d'observation de ces deux espèces.
On présente en effet, sur la \fig{couple}, des coupes méridiennes du rapport
des concentrations obtenues pour les simulations couplées
et découplées pour HCN ({\bf a}) et C$_2$H$_2$ ({\bf b}),
à la saison du passage de Voyager.
La sensibilité est en fait très similaire pour les deux espèces,
avec une décroissance des concentrations d'environ 30\% dans le 
vortex polaire vers 160~km d'altitude, et une augmentation de 50\% vers
100~km. Cette sensibilité peut être interprétée comme suit.

L'effet principal du couplage avec la brume est un renforcement de la subsidence
dans les latitudes polaires, en hiver, dû au renforcement
du rayonnement thermique vers l'espace consécutif à l'accumulation de
la brume aux pôles \cite[]{Rann:04}.
Ce renforcement de la circulation méridienne moyenne est illustré ici
sur le graphique {\bf c}.  Ce renforcement est responsable
de l'augmentation des concentrations dans la basse stratosphère
polaire.
Plus haut en altitude, l'intensification du jet, consécutif au renforcement
de la circulation méridienne moyenne, produit une intensification des
ondes, traduite dans le modèle par une intensification du
coefficient $K_y$ (graphique {\bf d}).
Ce renforcement est particulièrement marqué vers 150~km et explique bien
la réduction des concentrations polaires dans cette gamme d'altitudes.


C$_2$H$_2$, qui est observé vers 160~km d'altitude, a donc
un enrichissement moindre dans le modèle couplé alors que c'est l'opposé
pour HCN, observé vers 100~km.

On montre également sur le second graphique de la
\fig{sensitiv} les contrastes de températures inter-hémisphériques
(en gris)
et les contrastes latitudinaux
au sein de l'hémisphère d'hiver (en noir).
Les quatre simulations avec advection modifiée des espèces chimiques
montrent des résultats tous identiques à la simulation avec
chimie découplée.
Le couplage avec la brume renforce les contrastes latitudinaux et
permet d'obtenir un bien meilleur accord avec les observations que
si ce couplage n'est pas pris en compte.
Là encore, le couplage avec la chimie détériore plutôt un peu
l'accord, tout en restant pratiquement dans les barres d'erreur
(estimées à la louche).
Pour le vent zonal à 0,25~hPa (graphique du bas),
la brume renforce l'intensité du jet par rapport au vent à l'équateur.
La chimie tend à renforcer un peu le vent ce qui donne plutôt cette
fois un meilleur accord avec les observations par occultation
stellaire \cite[]{Hubb:93}.

On voit donc que le couplage avec la brume améliore de façon significative
l'accord avec toutes les données dont nous disposons, concernant à la
fois directement l'intensité du vent zonal, et les contrastes latitudinaux
de concentration ou de température.
L'accord entre simulation et observation est moins sensible au
couplage avec la chimie,
l'essentiel des modifications se produisant plus
haut dans l'atmosphère.


 
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\subsection{Variations saisonnières}
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%

\begin{figure*}
\centerline{\includegraphics[angle=-90,width=17cm]{\FIGURES/season.eps}}
\caption{Evolution saisonnière de HCN
(ppmv) à ({\bf a}) 50-70N et ({\bf b}) 0-30N et
enrichissement polaire correspondant ({\bf c}) ;
composantes du transport atmosphérique~:
vent vertical dans le vortex polaire ({\bf d}) et, à la frontière 
de ce même vortex, vent méridien ({\bf e}) et coefficient de mélange
latitudinal ({\bf f}).
SH désigne le solstice d'hiver nord, EP l'équinoxe de printemps,
SS le solstice d'été et EA l'équinoxe d'automne.
\label{fg:season}}
\end{figure*}

\begin{figure*}
\centerline{\includegraphics[width=18cm]{\FIGURES/seasonhcn.eps}}
\caption{Structure méridienne de HCN (ppmv, niveaux de gris)
et circulation méridienne associée
pour six saisons entre l'équinoxe d'automne de l'hémisphère nord
et l'équinoxe de printemps suivant.
Les saisons sont repérées par la longitude solaire $L_s$ avec
$L_s$=180 pour l'équinoxe d'automne, $L_s=270$ pour le solstice d'hiver
et $L_s=0$ pour l'équinoxe de printemps de l'hémisphère nord.
Le taux de condensation de HCN est montré par les carrés grisés, avec le 
même code de gris que les concentrations de HCN mais avec pour unité
$10^{9}$ molécules~m$^{-3}$ s$^{-1}$.
\label{fg:clouds}}
\end{figure*}

Nous nous sommes focalisés jusque là sur les conditions moyennes hivernales,
afin de décortiquer la physique du transport et expliquer les répartitions
simulées pour les constituants, ainsi que sur l'équinoxe de printemps 
nord en ce qui concerne la comparaison aux observations Voyager.

Sur la \fig{season}, nous montrons comment la distribution de HCN
et la circulation associée varient au cours des saisons dans la
stratosphère moyenne, entre 80 et 240~km d'altitude.

Peu après l'équinoxe d'automne, la concentration dans le vortex
polaire (graphique {\bf a})
s'accroît rapidement sous l'effet du transport vers le bas.
A la même époque, le jet hivernal n'est pas encore en place et le contraste
avec les latitudes plus basses (graphique {\bf c})
croît très rapidement pour atteindre un premier maximum.
L'enrichissement polaire commence alors à décroître sous l'effet combiné
du mélange latitudinal par les ondes et de l'advection depuis le
vortex.
A l'approche de l'équinoxe de printemps nord, l'advection méridienne 
change de signe au-dessus de 150~km. L'air enrichi du vortex polaire
est alors rapidement entraîné vers l'hémisphère opposé, ce qui explique la
diminution rapide de la concentration à 50-70N au dessus de 180~km
(graphique {\bf a}) ainsi que le maximum observé de façon transitoire 
dans les basses latitudes (0-30N, graphique {\bf b}) à cette saison
dans la partie haute du domaine.
Les concentrations élevées dans le vortex persistent nettement plus
longtemps dans la partie basse, à la fois parce que les constantes de
temps du transport sont plus longues et parce que 
le transport méridien et vertical ne change pas de sens dans les hautes
latitudes.

Aux alentours de l'équinoxe d'autre part, la branche ascendante de la
cellule de Hadley passe d'un pôle à l'autre en transitant par les
régions équatoriales où elle apporte de l'air lavé de ses espèces
chimiques par la condensation.
L'advection de cet air clair explique qu'on observe une décroissance
des concentrations dans les basses latitudes (0-30N, graphique {\bf b})
en dessous de 150~km ainsi que le maximum observé pour l'enrichissement
(graphique {\bf c}).
A cette saison, on peut noter également que l'intensité du mélange latitudinal
est minimum dans la basse stratosphère.
Mais, comme on l'a déjà indiqué, le mélange latitudinal n'a pas un rôle 
prépondérant dans cette gamme d'altitude ce qui se voit ici en comparant
les graphiques {\bf d} et {\bf e}.
La constante de temps de 5 ans, qu'on peut déduire de la décroissance
du premier maximum de l'enrichissement polaire (graphique {\bf c}) 
correspond bien au temps qu'il faut pour se déplacer de 1000~km à une
vitesse de 5~mm~s$^{-1}$, vitesse typique des vents méridiens rencontrés
dans la branche basse de la cellule de Hadley,
vers 120~km (graphique {\bf e}).

Cette évolution saisonnière est illustrée également sous forme de
6 coupes successives de la structure méridienne, entre
les équinoxes d'automne et de printemps de l'hémisphère nord
(\fig{season}).
Au moment des équinoxes (premier et dernier graphiques de la figure)
on voit clairement
l'advection vers le haut d'air clair par la branche ascendante 
de deux cellules de Hadley plus ou moins symétriques.
A l'équinoxe d'automne (graphique {\bf a}),
de l'air riche de la haute stratosphère commence à descendre
dans les hautes latitudes nord. La cellule globale de pôle à pôle
s'établit alors (graphiques {\bf b} à {\bf d}), avec
une ascendance au sud.
Entre 80 et 200~km, une cellule secondaire apparaît dans l'hémisphère
d'été. Celle-ci perdure jusqu'à l'équinoxe suivant.
Cette cellule secondaire contribue clairement à maintenir un enrichissement
important dans l'hémisphère d'été, dans la basse stratosphère.

A noter que cette cellule secondaire est beaucoup plus marquée dans les 
simulations (comme ici) où on prend en compte le couplage avec la brume.

\begin{figure}
\includegraphics[width=16cm]{\local/FIGURES/clouds.eps}
\caption{Images de Titan dans le proche infrarouge 
montrant des nuages près du pôle sud, prises
avec le télescope du Keck en décembre 2001 et février 2002.
On voit à peu près le même côté de Titan sur les trois vues.
Les contrastes au milieu du disque de Titan sont liés à des contrastes
d'albédo à la surface de Titan.  D'après \cite{Brow:02}.
\label{fg:clouds}}
\end{figure}

A cause de cette cellule secondaire, l'air continue de descendre dans les
régions polaires même en été, ce qui produit de la condensation dans les
hautes latitudes. La condensation est montrée au moyen de carrés grisés
sur la \fig{season} et on observe dans les simulations une condensation
analogue pour  C$_2$H$_6$ et C$_2$H$_2$ (résultats non montrés).
Cette cellule secondaire couplée à la condensation est en fait le 
principal puits pour les espèces chimiques dans la basse stratosphère
en été.
Ceci pourrait expliquer qu'on observe des structures nuageuses près du 
pôle d'été à la fois depuis la Terre 
\cite[]{Grif:98,Grif:00,Brow:02,Roe:02} comme sur la \fig{clouds}
et plus récemment lors du premier survol de Titan par Cassini.
Nos résultats montrent en tous cas que le fait que ces nuages soient
observés l'été n'est pas en contradiction avec l'hypothèse de nuages
d'origine stratosphérique associés à de la condensation dans de l'air
subsidant.


%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%
\subsection{Que va observer Cassini ?}
%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%


\begin{figure}
\includegraphics[width=16cm]{\local/IMGTITAN/Titan_lune_de_Saturne_vue_par_la_mission_Cassini.eps}
\caption{Photo de Titan prise par Cassini dans le proche infrarouge.
On distingue~: au centre du disque des contrastes en surface avec
des transitions marquées~; tout autour une brume~; au pôle sud des nuages
morcelés plus brillants.
\label{fg:cassini_surf}}
Crédit Image~: NASA/JPL/Space Science Institute
\end{figure}

\begin{figure}
\centerline{
\includegraphics[width=16cm]{\local/IMGTITAN/h_titan_clouds_0704_02.eps}}
\caption{Séquence d'images illustrant l'évolution d'un champ 
de nuages observés près du pôle sud (d'été) de Titan pendant une
période de presque 5 heures. Les images, acquises le
2 juillet 2004 par Cassini à une distance de 346000 à 339000 km.
On pense plutôt que ces nuages brillants sont composés de méthane.
\label{fg:cassini_nuages}}
Crédit Image~: NASA/JPL/Space Science Institute
\end{figure}

\figurecaption{
\centerline{
\includegraphics[width=10cm]{\FIGURES/cassini.eps}}}
{
Evolution temporelle de quelques quantités observables.
{\bf a}: enrichissement polaire de HCN (à une altitude de 107~km) et
C$_2$H$_2$ (à 152~km). {\bf b~}:  vent zonal à l'équateur
(moyenne 20S-20N) et au niveau du jet  (40-70N)  à une altitude
de  250~km. {\bf c~}:
Contrastes de température entre l'équateur et les hautes latitudes (60N) et
asymétrie nord-sud (différence de température entre 60N et 60S) à 
190~km d'altitude.}
{fg:cassini}
{1}{0.7}{0.25}{-10cm}


La plupart des données dont nous disposons sur la composition et l'état
dynamique de la stratosphère moyenne de Titan provient des 
observations Voyager.

On imagine donc le bond qui va être effectué dans notre connaissance
de cette atmosphère avec les analyses des résultats de la
descente de la sonde Huygens et les
dizaines de survols de Cassini.
La moisson a d'ailleurs déjà commencé.
On montre par exemple sur la \fig{cassini_surf} une photo de la surface
de Titan pris dans le proche infrarouge. On savait depuis une
dizaine d'année, avec la découverte de fenêtres spectrales dans le proche
infrarouge, que le sol de Titan était contrasté.
Les premières photos montrent que la transition entre régions sombres
et claires est abrupte, un peu comme un trait de côte.
Les nuages du pôle sud qui, observés depuis la Terre,
apparaissaient comme un point brillant, sont en fait morcelés
(Figures \ref{fg:cassini_surf} et \ref{fg:cassini_nuages}).

Les informations sur la dynamique de la stratosphère moyenne devraient provenir
principalement du spectromètre infrarouge (CIRS),
mais on commence à penser que des suivis de nuages pourraient également
être possibles avec l'imagerie (ISS).
Les vents devaient également être estimés avec une précision meilleure
que 1~ms$^{-1}$ pour la trajectoire de descente 
d'Huygens en dessous de 160~km d'altitude
à partir de la mesure du décalage Doppler du signal
radio utilisé pour la transmission des données entre Huygens
et Cassini \cite[expérience DWE,][]{Bird:02}.
Les mesures de décalage Doppler étaient malheureusement prévues sur celui
des deux canaux de transmission entre Huygens et Cassini qui n'a pas été
activé à bord de Cassini. Il existe encore un espoir de reconstituer
cette mesure à partir des enregistrements de ce signal effectués
en direct par des radiotélescopes terrestres.
L'imagerie de descente (DISR) et les mesures thermodynamiques
(HASI) viendront compléter ces informations
\cite[]{Alli:04,Fulc:02}.


Nous proposons ici quelques prédictions de ce que devrait observer 
Cassini, en nous concentrant sur l'évolution saisonnière de grandeurs
qui ont déjà été observées, mais à une saison particulière.
Sur la \fig{cassini}, nous montrons ainsi l'évolution au cours des saisons
de l'enrichissement polaire en HCN et C$_2$H$_2$ aux altitudes
où cet enrichissement était observé avec Voyager (graphique {\bf a}).
On voit clairement les deux pics décrits précédemment pour HCN.
Pour C$_2$H$_2$, en revanche, le second maximum n'est pas visible, pas parce
que les niveaux de condensation diffèrent mais plutôt à cause des
altitudes différentes auxquelles ces espèces sont observées.
On remarque aussi que l'enrichissement observé de HCN, au début de l'automne,
se produit avec un
retard de une à trois années terrestres si on compare à C$_2$H$_2$.
Ce déphasage est lui aussi directement lié à la différence d'altitude
d'observation (50~km plus basse pour HCN). La vitesse de subsidence qu'on
peut estimer à partir de ce déphasage, de l'ordre de 0.5-1.5~mm~s$^{-1}$,
est bien en accord avec les valeurs de $w$ données dans la \fig{season}.
On voit ici que les observations de la composition permettent de remonter
presque directement au vent.

Sur le graphique {\bf b} de la \fig{cassini}, on montre l'évolution 
saisonnière des vitesses zonales dans la stratosphère (250~km), à la fois
au niveau du  jet (40-70N) et de l'équateur.
On ne sait pas encore si Cassini parviendra à observer ces vents au moyen
par exemple du suivi de nuages.
En revanche,  ces vents sont typiquement ceux observés lors des occultations
d'étoiles ou par effet Doppler depuis la Terre \cite[]{kostiuk2001}.
L'évolution du jet stratosphérique présente certaines similitudes
avec celle de HCN, avec deux maxima et une longue saison hivernale,
contrastant avec une courte saison d'été où la vitesse zonale
est plus faible dans les hautes latitudes qu'à l'équateur.

L'évolution temporelle des contrastes de température à 1~hPa (190~km)
est encore plus complexe.
Les latitudes polaires sont généralement plus froides que l'équateur, sauf
pendant une saison très courte autour du solstice d'été.

Les courbes montrées sur la \fig{cassini} sont relatives à l'hémisphère 
nord, mais, à l'excentricité près de l'orbite de Saturne, la situation
est symétrique pour l'hémisphère sud.
La situation au moment de l'arrivée de Cassini correspond donc
à l'année 2005 pour l'hémisphère nord et 2020 pour l'hémisphère sud.
A partir de ces figures, Cassini est justement arrivée 
à une saison où le vent zonal est très faible dans l'hémisphère
sud, avec des hautes latitudes au sud plus chaudes que l'équateur.


Comme on le voit sur le graphique {\bf f} de la \fig{season}, 
on devrait être également dans une période de relativement forte
activité ondulatoire.
Cette activité ondulatoire pourrait permettre de détecter des contrastes
longitudinaux de brumes ou de concentration environ 10$\%$ plus
faibles que les contrastes latitudinaux moyens.
De tels contrastes pourraient être vus par CIRS.


De nombreuses autres choses vont être observées par Cassini et Huygens.
Une base de données, construite par Pascal Rannou
à partir de résultats du modèle, a été
mise a disposition de la communauté scientifique
 \footnote{http://www.lmd.jussieu.fr/titanDbase},
 de sorte qu'il sera possible de regarder a posteriori lesquelles des prédictions
 du modèle étaient justes ou erronées.
