Les données météorologiques obtenues par radiosondage ne servent pas uniquement à la construction des courbes d'état et des points de rosée et aux études qui en découlent. La courbe d'état donne une analyse de la structure verticale de l'atmosphère au-dessus d'une station bien déterminée. Bien que cette couche soit représentative d'une masse d'air, ses données ne repérsentent jamais qu'une seule colonne d'air.

L'analyse de la situation météorologique est un problème qui évoluent dans l'espace à trois dimensions. Si pendant longtemps les météorologistes ont pu travailler à l'aide des seules cartes au sol, c'est grâce au rôle fondamental joué par la pression atmosphérique. Cette dernière mesure, en effet,  le poids de la colonne d'air vertical de section unité qui surmonte le lieu d'observation.

Qu'un changement dans la composition de cette colonne d'air se produise à une altitude quelconque (arrivée d'air chaud plus léger ou d'air froid plus lourd), le baromètre au sol décèle ce changement. Mais il est bien évident que le baromètre ne pourra pas nous renseigner sur l'altitude à laquelle se produit le phénomène.

Le développement des procédés de radiosondage a permis l'organisation d'un réseau de stations qui rend possible la construction de cartes en altitude.

Surfaces isobares

Une surface isobare est, par définition, le lieu géométrique de tous les points de l'espace de même pression atmosphérique.

Au cours de l'étude des cartes de surface, nous avons analysé le tracé des isobares. Ces dernières représentent l'intersection des surfaces isobares avec le plan horizontal de cote 0; la coupe verticale présentée ci-dessous donne une idée de la configuration des différentes surfaces isobares qui présentent des dômes (hautes pressions) et des creux (basses pressions).

Considérons maintenant la surface isobare 1000 mbar seule. Coupons cette surface par des plans horizontaux distants de 40 m dont le premier se trouverait à 200 m par exemple.

Projetons maintenant toutes les traces de la surface 1000 mbar dans les différents plans horizontaux sur le plan horizontal de cote 0. Nous obtenons ainsi une représentation de la surface 1000 mbar (par ses courbes de niveaux) qui correspond en tous points au tracé des isobares en surface; ceci n'a rien d'étonnant si l'on se rappelle que la pression diminue de 1 mbar pour 8 m d'élévation (5 mbar pour 40 m).

Cette représentation d'une surface par ses courbes de niveau, également appelés isohypses, peut être utilisée pour n'importe quelle surface isobare. Elle donne en tous lieux, l'altitude de la surface considérée.

Evolution du champ de pression avec l'altitude

Nous devons différencier deux cas de figure : le renversement du champ et le vent thermique.

1. Le renversement du champ de pression

Nous avons vu précédemment que la pression atmosphérique diminue avec l'altitude. Cette diminution n'est toutefois pas constante en tous points.

En effet, on démontre que la hauteur d'une colonne d'air est directement proportionnelle à la température moyenne de l'air de cette colonne.

Elle permet de démontrer le phénomène connu sous le nom de "renversement du champ" et qui désigne la modification progressive du champ de pression avec l'altitude, modification qui peut aller jusqu'à un renversement total des centres de pression, un anticyclone au sol pouvant se transformer en dépression en altitude et vice versa.

Ce phénomène est dû à ce que :

- un anticyclone chaud se renforce en altitude,

- un anticyclone froid s'affaiblit avec l'altitude,

- une dépression chaude se comble en altitude,

- une dépression froide se creuse avec l'altitude.

Considérons le cas présenté à droite représentant une zone de hautes pressions de 1020 mbar et une zone de basses pressions de 980 mbar. La dénivellation de la surface 1000 mbar est de 320 m.

Supposons maintenant que la colonne d'air comprise entre 1000 et 700 mbar ait une température moyenne de +10°C au-dessus de l'anticyclone et de -10°C au-dessus de la dépression.

Le calcul montre que l'épaisseur de la couche 1000-700 mbar est de 2957 m d'une part et de 2748 m d'autre part. La surface 700 mbar est donc à une altitude de 3117 m au-dessus du centre de hautes pressions et de 2588 m au-dessus du centre de basses pressions.

La dénivellation de cette surface est de 529 m, il y a donc augmentation de la pente de la surface isobare.

Supposons enfin que la colonne d'air comprise entre 700 et 500 mbar ait une température moyenne de 0°C au-dessus de l'anticyclone et de -20°C au-dessus de la dépression. Le calcul montre que la dénivellation est alors de 714 m.

Par conséquent, un centre de hautes pressions surmonté d'air chaud se renforce avec l'altitude, et un centre de basses pressions formé d'air froid se creuse avec l'altitude.

Examinons maintenant le cas inverse.

Reprenons les mêmes centres de pression au sol, l'anticyclone étant surmonté d'air froid et la dépression d'air chaud. La dénivellation de la surface 1000 mbar est, comme dans le cas précédent, de 320 m. Supposons que la température moyenne de la couche 1000-700 mbar soit de -10°C au-dessus de l'anticyclone et de +10°C au-dessus de la dépression. Le calcul montre que l'altitude de la surface 700 mbar est de 2908 m d'une part et de 2797 m d'autre part. La dénivellation n'est donc plus que de 111 m.

Supposons enfin que la température moyenne de la colonne d'air 700-500 mb soit de -20°C au-dessus de l'anticyclone et de 0°C au-dessus de la dépression. L'altitude de cette surface est de 5403 m d'une part et de 5477 m d'autre part.

La pente de la surface 500 mbar est donc l'inverse des deux précédentes et la dénivellation est de -74 m.

Par conséquent, les centres de hautes et basses pressions se sont inversés en altitude; cette inversion est due uniquement à la répartition des températures en altitude.

Ce phénomène de renversement du champ barique avec l'altitude  est couramment observé au-dessus des centres de pression thermique. L'anticyclone de Sibérie (très froid) se transforme rapidement en dépression en altitude (à 700 mbar); la dépression saharienne d'été (très chaude) se transforme en anticyclone en altitude (dès 850 mbar à certaines époques de l'année).

2. Le vent thermique

Le vent thermique est, par définition, la différence vectorielle entre les vents soufflant à des niveaux différents. Ainsi, supposons que le vent à 1000 mbar souffle de 360° avec une vitesse de 10 noeuds, et que le vent à 700 mbar souffle de 315° avec une vitesse de 20 noeuds; le vent thermique s'obtient aisément par soustraction graphique

On prouve ainsi que :

- le vent thermique dans une couche donnée est parallèle aux lignes d'égales épaisseur de cette couche. Il souffle (fictivement) de manière à laisser les plus hautes températures (les plus grandes épaisseurs) à sa droite dans l'hémisphère nord.

- la vitesse du vent thermique est proportionnelle au gradient d'épaisseur : il est d'autant plus fort que les lignes d'égales épaisseurs sont plus serrées.

Tracé des cartes en altitude

Pour le tracé des cartes en altitude, on choisit des surfaces de pression standard : 1000, 850, 700, 500, 400, 300, 200 mbar, etc.

On dispose, sur le domaine couvert par la carte, d'un certain nombre de renseignements donnés par les radiosondages (altitude des différents niveaux de pression, vent réel et température à ces niveaux). Ces renseignements sont pointés sur une carte à l'emplacement de chaque station.

Tracé des courbes de niveau

Les  isohypses sont tracées de 40 en 40 m directement en fonction de renseignements suivants :

- interpolation entre les altitudes données par les différentes stations

- les lignes de niveau tangentes à la direction du vent à chaque station (loi du vent de gradient),

- écartement des lignes de niveau en fonction de la vitesse du vent (la vitesse du vent est directement proportionnelle au gradient de pression).

Tracé des isothermes

En plus des isohypses chaque carte porte un réseau d'isothermes tracées de 5 en 5° donnant la répartition des températures au niveau de pression considérée.

Le tracé des isothermes s'effectue en fonction des températures observées par chaque station de radiosondage et en considérant comme air chaud (isothermes en rouge) l'air dont la température est supérieure à la température standard au niveau de la carte et comme air froid (isotherme en bleu) celui dont la température est inférieure à la température standard.

Carte d'épaisseur

L'épaisseur d'une couche d'air étant proportionnelle à la température moyenne de cette couche, le tracé des lignes d'égale épaisseur montre la position et la direction des invasions d'air froid et des advections d'air chaud.

Dans la pratique, on utilise généralement l'épaisseur de la couche comprise entre les pressions 1000 et 500 mbar afin de ne retenir que les phénomènes importants pour la situation atmosphérique générale.

Prochain chapitre

Utilisation opérationnelle des cartes en altitude