Glossaire

pression atmosphérique

  Curieux  

Supposons dessinée autour d'un point de l'atmosphère ou de la surface terrestres une surface élémentaire, sur laquelle l'air exerce perpendiculairement une certaine force (voir fig. 1) : le rapport de la valeur numérique de cette force à l'aire de la surface élémentaire est une grandeur indépendante de l'orientation spatiale de cette dernière, et que l'on nomme la pression atmosphérique au point choisi.

La pression atmosphérique (en pascals) en un point donné de l'atmosphère ou de la surface terrestres correspond en particulier au poids (en newtons) de la colonne verticale d'air s'étendant depuis une surface horizontale d'aire unité (en mètres carrés) centrée en ce point jusqu'à la limite supérieure de l'atmosphère. La pression atmosphérique diminuant ainsi obligatoirement avec l'altitude suivant la verticale, les météorologistes, pour faciliter la comparaison des pressions observées ou prévues au sol, "réduisent au niveau de la mer" les valeurs de ces pressions par un calcul conventionnel, mais physiquement fondé.

Pratiquement, la pression atmosphérique se mesure en hectopascals (abr. : hPa) ou en millimètres de mercure ; 4 hPa valent presque exactement 3 mm de mercure. Au niveau de la mer, la pression atmosphérique normale est fixée à 1 013,25 hPa ; elle correspond approximativement à la pression qu'exercerait, sur une surface de 1 mètre carré située au niveau moyen de la mer (le niveau d'altitude zéro), un objet de 10 tonnes couvrant exactement cette surface.

La pression atmosphérique est, avec la température, la vitesse et la direction du vent et enfin l'humidité relative, l'un des cinq paramètres fondamentaux servant à caractériser l'état de la basse atmosphère et de la moyenne atmosphère en météorologie. Elle subit des variations spatio-temporelles beaucoup plus rapides selon la verticale que sur une surface horizontale ou quasi horizontale, où sa répartition à un instant donné se décrit en termes d'anticyclones, de dépressions, de dorsales, de thalwegs, etc.


  Initié  

Gradient de pression et gradient de géopotentiel

Examinons sur la figure 2 les représentations de l'atmosphère pouvant être schématisées à un instant donné t sur la surface du niveau moyen de la mer, qui joue alors le rôle d'une carte (C) d'échelle unité. Si, en un point fixe A de l'atmosphère situé à l'altitude géopotentielle Z, la pression atmosphérique revêt la valeur donnée p, la projection verticale A 0 de A sur (C) sera située sur une courbe (L A ) qui est la projection sur (C) de l'intersection de deux surfaces : la surface d'altitude géopotentielle constante (H) correspondant à Z — c'est presque une surface horizontale — et la surface isobare (S) correspondant à p. On peut de même tracer sur (C) la projection (L B) de l'intersection de (H) avec la surface isobare (S') correspondant à une certaine valeur p' de la pression, considérée comme très voisine de p : il existe un point B' de cette intersection tel que le segment A 0 B 0 joignant la projection A 0 de A à la projection B 0 de B' (située sur (L B)) est perpendiculaire à (L A) et aussi, pratiquement, à (L B ), les deux lignes isobares (L A) et (L B) étant représentatives de la pression sur la surface (H). Si D désigne la distance de B 0 à A 0, le gradient horizontal de pression au point A, noté grad h p (A), est alors un vecteur horizontal d'origine A 0 , porté par A 0 B 0 dans le sens des pressions croissantes (de A 0 vers B 0 si p' > p , en sens inverse dans le cas contraire), et de valeur numérique égale au signe près au rapport ( p' - p ) / D — ou plus exactement à la "limite" pour D = 0 de ce rapport. Ce vecteur gradient résume les caractéristiques des variations du champ de pression sur (H) à l'instant t (voir en (a) sur la figure), car il précise en chaque point de (C) les cheminements par où se produisent les plus intenses de ces variations, dont il fournit en outre les valeurs ; on conçoit donc qu'il soit très largement utilisé sur les cartes d'analyse objective ou de prévision en ce qui concerne la pression réduite au niveau de la mer (pour laquelle Z = 0).

En altitude, cependant, les météorologistes préfèrent décrire la "topographie" de surfaces isobares plutôt que la répartition de la pression sur des surfaces quasi horizontales telles que (H). En nous reportant de nouveau à la figure 2, nous pouvons alors remarquer que (L B) — du moins aux alentours immédiats de B 0 — et (L A) sont tout aussi bien deux lignes isohypses de la surface (S) : comme indiqué en (b) sur la figure, (L A) y représente l'altitude géopopotentielle Z et (L B) une certaine altitude géopotentielle Z'' très voisine de Z ; cette altitude-ci, à laquelle correspond la surface quasi horizontale (H''), est celle du point d'intersection B'' de la verticale B 0 B' avec la surface (S). Dans ces conditions, on peut définir le gradient isobare de géopotentiel au point A, noté grad p Z (A), comme étant un vecteur horizontal d'origine A 0 , porté par A 0 B 0 dans le sens des altitudes géopotentielles croissantes, et de valeur numérique égale au signe près à ( Z'' - Z ) / D — ou plus exactement à la "limite" de ce rapport. À chaque instant et en chaque point de l'atmosphère, ces gradients horizontal et isobare ont même origine, même direction, mais aussi même sens, et ils sont liés, en vertu de l'hypothèse hydrostatique, par la relation grad h p = ρ g s grad p Z , où ρ et g s désignent respectivement la masse volumique de l'air et la moyenne de l'accélération de la pesanteur au niveau moyen de la mer (en effet, le rapport ( p' - p ) / ( Z'' - Z ) n'est autre que l'opposé du rapport δp / δZ , où δp et δZ représentent respectivement les variations de la pression et de l'altitude géopotentielle entre les points B' et B'', situés sur une même verticale). Tout comme le gradient de pression, celui de géopotentiel est très largement utilisé sur les cartes d'analyse et de prévision, mais en altitude : il précise les lignes de plus grande pente des "reliefs" des surfaces isobares ainsi que, sur ces pentes, le sens et l'intensité des variations du champ d'altitude géopotentielle.


Profils verticaux de température et profils verticaux de pression atmosphérique

À la verticale d'un lieu donné, la température de la troposphère a tendance à décroître assez régulièrement avec l'altitude depuis le sol jusqu'à la tropopause (les chiffres moyens conventionnellement adoptés pour les zones tempérées sont ceux d'une décroissance "linéaire" de + 15 °C à - 56,5 °C entre le niveau moyen de la mer et l'altitude de 11 000 m, soit un taux de variation d'environ - 0,65 °C pour 100 m). Une explication fréquemment avancée pour interpréter la nature décroissante de ce profil thermique vertical consiste à invoquer la compression des basses couches de l'atmosphère par l'air qui les surplombe et qui exerce ainsi son poids sur elles, pareille compression devant nécessairement s'accompagner d'un réchauffement.

Cette explication, pour simple et élégante qu'elle paraisse, se heurte à des contre-exemples flagrants — les profils thermiques verticaux de la stratosphère et de la thermosphère, l'existence de couches d'inversion de température en atmosphère libre — et peut difficilement être acceptée sans examen : elle assimile implicitement le profil vertical de température d'une masse d'air à celui d'une parcelle en subsidence adiabatique au sein de cette masse d'air, et dès lors ne semble pas apporter la preuve d'une relation de cause à effet entre profils verticaux de la pression et de la température dans l'atmosphère ; cette dernière, en effet, n'est pas une parcelle d'air, mais un fluide en quasi-équilibre vertical, constitué de masses d'air réunissant toutes ces parcelles et ne se pliant pas forcément à des mouvements uniformes de subsidence adiabatique.

Plus précisément, dans le contexte physique correspondant à pareille échelle spatio-temporelle, seules sont applicables l'hypothèse hydrostatique et l'équation d'état des gaz parfaits, dont la combinaison met simplement en évidence l'existence d'une relation entre la décroissance verticale de la pression, d'une part, et la valeur de la température, d'autre part, en sorte que les deux questions "pourquoi la température a-t-elle ce profil vertical ?" et "pourquoi est-ce de cette façon que la pression diminue verticalement ?" sont en réalité équivalentes : il peut donc exister des profils verticaux de pression atmosphérique qui, malgré leur caractère obligatoirement décroissant, correspondent à des profils verticaux croissants ou constants de la température.