Lorsqu’un ballon-sonde s’élève, il traverse des couches d’air de plus en plus froides (sauf inversion) et atteint toujours un niveau où la température est de 0°C. En lâchant plusieurs ballons à différents endroits, on obtient un ensemble de points à 0°C, formant une surface fictive en altitude appelée isotherme 0°C (ou "iso 0" en jargon météo), utilisée notamment par les pilotes, alpinistes ou parapentistes.
En cas d’inversion, plusieurs isothermes 0°C peuvent apparaître, mais seule la plus élevée est retenue. On utilise aussi l’iso -10°C, généralement située 1700 m au-dessus de l’iso 0.
L’iso 0 varie peu localement et peut être quasi plane sur de vastes zones, surtout en anticyclone. Elle ondule entre zones chaudes (anticyclones) et froides (dépressions), avec parfois des ruptures marquées, notamment à l’approche des fronts. En période perturbée, son altitude peut varier de plus de 1000 m en quelques heures, indiquant des changements thermiques importants.
Elle offre une vue simplifiée mais efficace de la structure thermique verticale de l’atmosphère. Son évolution est suivie dans les bulletins, car elle en dit long sur les conditions à venir. Par exemple, une iso 0 au-dessus de 4000–4500 m en été annonce souvent du beau temps en montagne, alors qu’en dessous de 3000 m, les conditions seront probablement mauvaises.
Pour les montagnards, l’iso 0 est un indicateur précieux : elle permet d’évaluer la qualité du regel nocturne, les risques de chutes de pierres, d’avalanches, de ruptures de corniches ou de séracs (bien que ceux-ci dépendent surtout de la dynamique glaciaire).

L’iso 0 ne suffit pas à décrire les températures réelles sur les pentes, dans les couloirs ou les creux, car elle concerne uniquement l’atmosphère libre, loin des effets du sol. Or, le sol influence localement la température selon sa nature (neige, roche, végétation…), sa couleur, son exposition et la topographie.
Le niveau de gel réel varie donc fortement, même à altitude égale. La nuit, le froid descend vers les zones basses, surtout en cuvette, où la neige peut geler bien en dessous de l’iso 0. Par exemple, avec une iso 0 à 4000 m, un névé peut geler à 2000 m.
De nombreux facteurs jouent : humidité, nuages, vent ou calme, forme du relief (couloirs, creux…). En été, les bulletins météo précisent souvent la qualité du regel nocturne, essentielle pour les alpinistes.

Sur l'image de gauche, 2 exemples de décalage entre "iso 0" et "niveau de gel", le jour et la nuit.

La température varie fortement à l’horizontale (vent, nature du sol, relief, nuages…) et diminue généralement avec l’altitude. Mais en hiver, ce schéma s’inverse parfois : il fait plus doux en altitude qu’en plaine.
En cause : un soleil faible, des nuits longues, un sol froid (souvent enneigé) qui agit comme une plaque réfrigérante, refroidissant l’air au contact. Une nappe d’air froid s’installe alors près du sol, sur 1000 à 1500 m d’épaisseur, surtout en situation anticyclonique. Cet air dense reste bloqué, formant une inversion de température.
La montagne accentue ce phénomène : l’air froid des pentes dévale vers les vallées, amplifiant le refroidissement. Dans cette couche basse, le froid, l’humidité et la pollution s’accumulent. Sans échange avec l’air au-dessus, elle devient de plus en plus froide et humide. En cas de vent doux, cette couche peut être comprimée à quelques dizaines de mètres, rendant les conditions très désagréables : brouillard dense, givre, pollution concentrée.
La surface d’inversion, zone de transition vers l’air plus doux, se situe vers 800–1200 m. C’est là que la température est la plus basse, avec souvent du givre et une visibilité très réduite.
Au-dessus, changement radical : air clair, sec, lumineux et souvent 10 à 15°C plus chaud. L’humidité chute (30–40 %), et le confort thermique est bien meilleur. Ainsi, l’inversion, défavorable en plaine, est souvent un avantage pour les activités hivernales en montagne.

Ci-contre, un profil de radio-sondage avec plusieurs inversions dont 2 plus marquées (une au sol et l'autre à 1500m, radiosondage de Payernele 1er février 2023 à 00 UTC)

Surfaces éclairées par un même tube de lumière selon l’incidence
(sur le globe à gauche et en montagne à droite)

Répartition de l’énergie solaire
L’énergie solaire est d’autant plus efficace que les rayons frappent la surface perpendiculairement. Si les rayons sont parallèles à la surface, aucune énergie n’est transmise. Ainsi, la Terre connaît une grande variété de températures : fortes à l’équateur, où les rayons sont presque toujours perpendiculaires, et faibles aux pôles, où l’inclinaison est très oblique, voire parallèle (équinoxes), ou absente (nuit polaire).
Les saisons modifient cette répartition : par exemple, à 60° de latitude Nord, 1 m² de sol reçoit en janvier seulement 9 % de la chaleur reçue en juillet.
Tout corps émet de la chaleur sous forme de rayonnement infrarouge, invisible mais permanent, dans un échange constant avec son environnement. Ces échanges visent un équilibre, sans cesse perturbé (nuages, variations, etc.). Un mur, un radiateur ou une tôle au soleil émettent ainsi une chaleur invisible, mais perceptible.
Avant d’atteindre l’atmosphère, le Soleil envoie en moyenne 1370 W/m² sur une surface perpendiculaire. Cette valeur reste stable. À titre de comparaison, un radiateur électrique émet environ 3000 W/m². Mais, répartie sur l’ensemble de la surface terrestre (sphérique), cette puissance tombe à 342 W/m² en moyenne, avec une distribution inégale à cause de l’angle d’incidence, des nuages, de la pollution et du filtrage atmosphérique.

Le rayonnement terrestre
La Terre, comme tout objet, émet un rayonnement vers l’espace. En permanence, deux flux opposés coexistent : celui qui arrive du ciel et celui qui en repart. Le bilan énergétique varie selon le moment de la journée.
- de jour : par ciel dégagé, le Soleil chauffe le sol, qui émet aussi un rayonnement (invisible). Les nuages limitent les échanges (par réflexion et absorption) : moins d’énergie arrive, moins repart. Le bilan reste positif, mais moins que par ciel bleu. Il fait moins chaud, mais l’atmosphère peut être lourde en été.
- de nuit : par ciel clair, le sol continue de rayonner alors que le ciel n’apporte presque rien : le bilan est négatif, le sol se refroidit. Le type de surface (neige, herbe, roche…) influence cette perte. Par ciel couvert, les nuages agissent comme une "couette", renvoyant une partie du rayonnement terrestre, ce qui freine la baisse de température.
En moyenne, le bilan énergétique terrestre est largement positif, surtout dans les régions équatoriales à tempérées. Il dépend aussi de la nature du sol : les surfaces sombres ou rocheuses chauffent plus que l’eau ou la neige.
Quand un objet est éclairé par le Soleil, son énergie augmente car les ondes excitent les molécules, provoquant une agitation interne, source de chaleur. La température mesure ce niveau d’agitation. À -273,15°C (zéro absolu), toute agitation cesse. On mesure la température de l’air avec un thermomètre, du plus classique au plus moderne.

Inertie thermique saisonnière
La température fluctue au fil des jours selon la hauteur du Soleil. Pourtant, s’il est au plus bas vers le 21 décembre, la température moyenne quotidienne n’atteint ses plus faibles valeurs que dans les 10 derniers jours de janvier.
De même, il est au plus haut vers le 21 juin, mais, les plus fortes températures moyennes de l’année sont relevées dans les 10 derniers jours de juillet (Sirius – étoile encore appelée Canicula – se lève et se couche en même temps que le Soleil dans notre ciel entre le 24 juillet et le 24 août, d’où l’expression de "canicule").
Ce décalage s’explique par l’inertie thermique de l’atmosphère, des sols, mais surtout des mers. L’influence maritime est d’ailleurs, partout, un puissant facteur de modération des excès : elle tempère le climat des côtes par sa température mais aussi par l’humidité qu’elle répand à sa proche périphérie).

Les unités de températures
L’unité officielle de température est le degré Kelvin (°K) auquel se rattache le degré Celsius (°C). Les Américains utilisent toujours le degré Fahrenheit (°F).

La température de l’air diminue en moyenne de 0,6°C tous les 100m (6°C/km) jusqu’à environ 12km d’altitude, atteignant près de -60°C.
Au-delà, elle se stabilise puis remonte progressivement jusqu’à 0°C vers 50 km. Cette première couche, où la température décroît, s'appelle la troposphère. Elle contient 90% de la masse atmosphérique et concentre presque tous les phénomènes météorologiques. Son épaisseur varie de 8km aux pôles à 16km à l’équateur.
La limite supérieure, où la température cesse de baisser, est appelée tropopause, au-dessus de laquelle commence la stratosphère.
Dans la troposphère, l’air sec se refroidit de 1°C/100m, contre 0,5°C/100m quand il est saturé en vapeur d’eau, en raison de la chaleur dégagée par la condensation. Les mouvements convectifs y sont plus intenses en zones chaudes, d’où une troposphère plus épaisse sous les tropiques.
Malgré une apparente homogénéité, elle se compose de couches superposées, différentes par leur température, humidité et stabilité, un peu comme un mille-feuilles.

Auparavant dans les abris météo, la mesure de l'humidité relative se faisait grâce au psychromètre, constitué de deux thermomètres :
- le "thermomètre sec" qui mesure la température de l'air.
- le "thermomètre mouillé"», est maintenu mouillé par une mousseline imbibée d'eau en permanence.
L'évaporation de l'eau refroidit le thermomètre mouillé.
Plus l'air est sec, plus l'évaporation de l'eau est importante, plus la température du thermomètre mouillé diminue et plus l'écart entre les deux thermomètres est important.
Lorsque les 2 températures sont identiques, l'humidité relative = 100%
Une table de correspondance permettait ensuite de connaître la valeur de l'humidité relative avec ces 2 températures.

L'hygrographe à cheveux mesure l'humidité relative de l'air et la retranscrit sur un papier gradué.
Cet instrument utilise la propriété du cheveu humain qui s'allonge quand il s'humidifie et se raccourcit quand il sèche.
Les cheveux roux et blonds, fins sont ceux qui réagissent le mieux aux variations d'humidité.

Le tableau de correspondance à double entrée ci-contre (vitesse du vent en km/h et température en °C) des services météo canadien et américain pour déterminer le windchill.
La couleur des plages indique en combien de temps des gelures apparaissent sur la peau nue exposée.
Exemples : un vent moyen de 80 km/h par -15 °C sous abri donne l’effet équivalent à une température de -31 °C par temps calme et il peut provoquer des gelures en 10 à 30’ (ces conditions se rencontrent assez fréquemment en régime perturbé d’été, à l’approche du sommet du Mont-Blanc) ; constat plus inattendu : la peau non protégée peut geler par température... positive avec des vents seulement assez forts !)

Tableau à double entrée ci-contre (humidité relative en % et température en °C) d’évaluation de l’humidex.
Exemple : une température de 28 °C par une humidité relative de 60 % est ressentie comme une température de 35°C. La légende indique "un certain inconfort", conditions rencontrées fréquemment lors des épisodes orageux estivaux ("temps lourd")

Tous les corps s’attirent entre eux : c’est la gravitation. Elle explique pourquoi la Lune tourne autour de la Terre. C’est aussi grâce à elle que l’atmosphère est retenue autour de notre planète. La Lune, plus légère, n’a pas pu garder d’enveloppe gazeuse.
Les molécules d’air, attirées vers la Terre, ne tombent pas toutes au sol : elles forment des couches superposées, un peu comme dans un liquide. Mais contrairement à un liquide, l’air est compressible : les couches supérieures appuient sur celles du dessous, les rendant plus denses. Ainsi, l’air est plus serré près du sol et de moins en moins dense avec l’altitude.
Si l’on imagine une colonne d’air, son poids exerce une pression sur la surface terrestre : c’est la pression atmosphérique. En montant dans cette colonne, on observe que la pression diminue, car il y a moins d’air au-dessus. Mais cette baisse devient de plus en plus faible avec l’altitude : près du sol, l’air est très dense, donc une petite montée fait beaucoup baisser la pression ; plus haut, les molécules sont plus espacées, donc leur poids et leur effet sur la pression diminuent.

En 1664, l'italien Torricelli a l'idée de mettre du mercure dans un tube et de le retourner dans une cuvette en bouchant son extrémité. Il observe que le mercure ne s'écoule pas dans la cuvete mais qu'il reste toujours à une hauteur d'environ 760 mm.
La pression d'air sur la cuvette empêche le tube de se vider. (Lorsque la pression de l'air baisse, la colonne de mercure descend et inversement).
Il conçut ainsi le premier baromètre, dont le principe a été longtemps utilisé par les anciens météorologues pour mesurer la pression ; d'où l'unité utilisée, le millimètre de mercure (mm Hg) ou le centimètre de mercure.
En 1844, le français Lucien Vidie inventa le baromètre anéroïde. Une capsule métallique, vidée partiellement de son air, se détend ou s'écrase sous l'effet des évolutions de la pression atmosphérique. Ces déformations sont transmises à une aiguille qui tourne autour d'un axe central et qui indique la pression de l'air sur un cadran gradué.

Les unités de pression
L’unité internationale de pression est le pascal : 1 Pa = 1 N/m2 =0,01 mbar. En météo, on utilise le hectopascal (1hPa = 100 Pa).

Mesurer la pression
La pression atmosphérique varie d’un endroit à l’autre, notamment à cause de l’altitude. Pour comparer les mesures entre différents points, on les ramène au niveau de la mer grâce à une formule. Cela permet d’obtenir des données homogènes et comparables.
Ces valeurs, une fois collectées, sont représentées sur des cartes météorologiques à l’aide de lignes d’égal pression, appelées isobares. Sur des cartes à grande échelle (comme l’Europe), on peut repérer différentes structures caractéristiques :
- Anticyclones (pression élevée), notés A ou H
- Dépressions (pression basse), notées D ou L
- Dorsales : crêtes de haute pression
- Talwegs : vallées de basse pression
- Cols : zones de transition entre deux systèmes
- Marais barométriques : zones mal organisées, avec peu de différence de pression
Tous ces termes s’inspirent du vocabulaire du relief, car la carte de pression forme un paysage de "hauts" et de "bas" météorologiques.

En France, la pression a fluctué depuis le début des mesures continues (autour de 150 ans) entre 1049,7 hPa, le 20 février 2020, à Abbeville, et 947,1 hPa, le 25 décembre 1921, à Boulogne-sur-Mer.
Dans le monde, les records actuels (en-dessous de 300m) appartiennent à Agata (Russie) avec 1083,8 hPa, le 31 décembre 1968, et au typhon Tip, au large des Philippines, le 12 octobre 1979 avec 870 hPa.

Atmosphère standard
Pour des raisons pratiques, surtout aéronautiques, un modèle d’atmosphère a été fixé par les conventions internationales de l’OMM et de l’OACI (Organisation de l’Aviation Civile Internationale).
- au niveau mer, la température standard est T = +15°C
- la pression atmosphérique standard est Patm = 1013,25 hPa
- le gradient vertical température est de -6,5°C tous les 1000 m.
La réalité s’écarte bien sûr plus ou moins, à chaque instant autrement, de cette fiction très commode pour la navigation aérienne et la cartographie météo.
Selon cette répartition normalisée, la pression "standard" au sommet du Mont Blanc est voisine de… 555 hPa !