Glossaire

pression réduite au niveau de la mer

Le tracé des lignes isobares à la surface de la mer sur des cartes d'analyse objective ou de prévision, en particulier à l'échelle synoptique, définit des figures caractéristiques d'anticyclones ou de dépressions à des moments déterminés. L'expérience comme la théorie démontrent que ces figures tracées en mer revêtent une extrême importance pour l'étude de l'état et de l'évolution de la situation météorologique : or, il n'est pas a priori possible de prolonger leur dessin sur la terre ferme ni de tracer des figures identiques sur les continents, puisque la plupart des sites d'observation ou de prévision de la pression atmosphérique au sol sont situés chacun à une altitude plus ou moins élevée, dépendante de chaque site ; en effet, la pression sur une verticale diminuant quand croît l'altitude, les valeurs des pressions attribuées aux sites au sol à un instant déterminé ne sont pas directement comparables.

Pour contourner cette difficulté, on a coutume en météorologie d'affecter à tout point B de la surface ou de l'atmosphère terrestres, à chaque instant, une valeur p A de la pression atmosphérique appelée la pression réduite au niveau de la mer en B : cette pression est celle qui régnerait à cet instant au point A situé au niveau moyen de la mer sur la verticale passant par B, s'il n'y avait dans l'environnement de cette verticale aucun relief, de sorte que la surface terrestre s'identifierait autant qu'on le souhaite à la surface du niveau moyen de la mer (en particulier, la couche entre A et B serait plongée dans l'atmosphère).

Sur les océans et les rivages océaniques, la pression réduite au niveau de la mer est bien entendu très peu différente de la valeur de la pression réellement mesurée ; il n'en va pas de même sur les continents, où elle est très généralement supérieure à cette valeur (ou bien légèrement inférieure, pour un site d'altitude négative) : la convention précédemment énoncée n'est alors pas suffisante pour calculer le nombre p A à partir de la pression p B et de la température T B en B. On montre en fait que l'équation hydrostatique, jointe à l'équation d'état des gaz parfaits , permet de calculer le rapport p A / p B en fonction de l'altitude de B et de la température moyenne de la couche atmosphérique qui s'insérerait entre A et B, cette température moyenne étant considérée comme égale à la demi-somme de T B et de la température supposée T A en A : reste donc à avancer une hypothèse concernant le calcul de T A . On admet généralement que la température de la couche atmosphérique imaginaire comprise entre B et le niveau moyen de la mer décroît verticalement de bas en haut comme dans l'atmosphère standard, c'est-à-dire avec un taux de - 0,65 °C tous les 100 m (voir fig.). Cette hypothèse, quelque simple qu'elle paraisse, fournit d'excellents résultats et permet d'utiliser pleinement les lignes isobares "au niveau de la mer" sur les régions continentales de notre globe ; par là même, elle rend possible une comparaison des pressions atmosphériques au sol (ramenées à l'altitude zéro) quels que soient les sites considérés.