(см. Атмосфера, Воздух) ? измеряется барометром и гипсотермометром (см.). По мере поднятия вверх от земной поверхности Д. уменьшается; но в каждом данном случае величина уменьшения давления может быть различная и находится в зависимости от вертикального распределения температуры и влажности воздуха. Для сравнения Д. в разных местах земной поверхности приводят данные к одному уровню, именно к уровню моря, пользуясь для этого особою барометрическою формулою высот (см. Барометр). Подобные сравнения обнаружили разности в 25 мм в Д. даже в среднем годовом выводе для разных мест. В месячных средних разности еще больше. Для наглядного изучения распределения Д. на земной поверхности пользуются картами изобар (см. Изобары). Впервые такие карты для каждого месяца были составлены Буканом в 1869 г.; он же в 1890 г. составил новые карты, приняв во внимание позднейшие наблюдения; сверх того, в последние 8 лет изданы изобарные карты всего света для месяцев июля и янв. и года Ханом и для янв., июля, марта и октября Тейсером де Баром. Для Европ. и Азии России имеются месячные карты изобар А. Тилло. Распределение атмосферного Д. на уровне (см. Воздух) ввиду связи давления с движением воздуха (см. Бури, Ветер, Градиент) дает возможность судить о системе господствующих ветров на земной поверхности. Подобным же образом изучение распределения атмосферного Д. на разных высотах от уровня моря приводит к познанию движения воздуха в верхних слоях атмосферы. Феррель первый, еще в 1857 г., вычислил среднее атмосферное Д. для различных параллелей, через каждые 10¦ широты на ур. моря и на высоте 2 и 4 км. Впоследствии подобные же сопоставления сделаны Тейсером де Бар для высоты Пюи-де-Дома (выс. 1467 м), Пик-дю-Миди (2859 м) и для 4 км. Результаты тех и других вычислений, в общем, сходны, и мы здесь приведем вычисления Ферреля (измененные лишь для северных полярных широт, согласно новейшим данным) в дополнение к изложенному распределению Д. на уровне в ст. "Воздух":
Среднее годовое давление атмосферы
Широты
Северное полушарие
Южное полушарие
Северное полушарие, на высоте
Южное полушарие, на высоте
На ур. моря
На ур. моря
2 км
4 км
2 км
4 км 0
758,0
758,0
601,1
471,0
601,1
471,0 5
758,0
758,3
?
?
?
? 10
757,9
759,4
600,9
470,7
601,6
471,1 15
758,3
760,2
?
?
?
? 20
759,2
761,7
600,9
469,9
602,7
471,1 25
760,4
763,2
?
?
?
? 30
761,7
763,5
600,9
468,3
602,2
469,3 35
762,4
762,4
?
?
?
? 40
762,0
760,5
598,0
463,6
597,1
463,1 45
761,5
757,3
?
?
?
? 50
760,7
753,2
593,0
457,0
588,0
453,7 55
760,0
748,2
?
?
?
? 60
759,2
743,4
587,6
451,9
577,0
443,9 65
760,1
739,7
?
?
?
? 70
758,7
738,0
583,6
446,6
569,9
437,2 75
758,1
?
?
?
?
? 80
758,3
?
582,0
445,2
?
?
Из сопоставления чисел этой таблички видно, что распределение атмосф. Д. по мере поднятия в верхние слои атмосферы все более и более отличается от распределения Д. у земной поверхности, так что для высоты около 4 км мы имеем максимум давления на экваторе или даже несколько южнее и значительные минимумы на полюсах. Сопоставление распределений давления в верхних и нижних слоях в связи с влиянием вращения земли около оси на движение воздуха послужило Феррелю для создания след. теории круговорота атмосферы. Вся атмосфера представляет собой огромных размеров двойной вихрь, в котором движение поддерживается постоянною термическою разностью между экватором и полюсами, вращение в северном вихре происходит против движения часовой стрелки, а в южном ? наоборот. Каждый из двух вихрей, имея центр в полюсе, окружен еще снаружи кольцеобразною областью с вращением в противоположном направлении сравнительно с вращением во внутренней части вихря; на границе области около параллели 30¦35' происходит под влиянием центробежной силы накопление воздуха и, следовательно, увеличение атмосф. Д. в нижних слоях, чем Феррель и объясняет тропические минимумы Д. в океанах (см. Воздух). Атмосф. Д. подвержено в каждом данном месте колебаниям не только суточным (см. Воздух), но и годовым. Годовой ход Д. в противоположность суточному различен для разных мест и не отличается такою правильностью. В тропиках в океанах Д. мало изменяется в течение года, но на материках, напр. в Индии, амплитуда колебаний достигает 14 мм. Больше всего колебания в умеренном поясе ? в Атлантическом океане близ Исландии до 14 мм, в Азии больше 20 мм, причем в океане Д. меньше зимою, чем летом, а на материках ? наоборот, за исключением лишь горных станций, где Д. летом больше, чем зимой, напр., на Pikes Peak (в Скалистых горах, высотой 4300 м) на 15 мм в июле больше, чем в январе. Отклонение средних месячных величин Д. от нормального Д. тех же месяцев называют месячною изменчивостью; подобное же отклонение средней какого-либо года от нормального годового ? годовою изменчивостью. По вопросу об изменчивости Д. имеются исследования Хана для средней и южной Европы и Тилло ? для России. По исследованию Хана, средняя изменчивость, как месячная, так и годовая, уменьшается с широтой, напр.: в широте 60¦ месячн. изменчивость 3,1 мм, годовая ? 1,1 мм; в широте 32¦ месячная изменчивость 1,0 мм, годовая ? 0,4 мм. Изменчивость в Европе также уменьшается с удалением от Атлантического океана; наибольшая изменчивость приходится на местность сев.-атлантического минимума Д. Изменчивость больше зимой, чем летом. При сравнении станций, значительно отличающихся между собой высотой над уровнем моря, оказывается, что изменчивость на высших станциях меньше зимой и больше летом, чем на станциях, ближе расположенных к уровню моря. Особенно важны исследования Хана относительно изменчивости разности между средними Д. двух пунктов; эти разности оказываются гораздо постояннее, чем величины средних в каждом пункте. До расстояния с лишком 200 км изменчивость разностей в 10 раз меньше изменчивости средних месячных и годовых. Такой вывод особенное значение приобретает для точного приведения коротких рядов наблюдений в данном месте к более длинному ряду, для восстановления однородности ряда в случае перерывов в наблюдениях и т. п. Наконец, изменчивостью можно пользоваться для определения числа лет наблюдений, необходимого для получения нормальных величин с данною степенью точности. Вычисления Хана показывают, что для получения нормальной годовой Д. с точностью плюс-минус 0,1 мм надо для сев. Атлантического океана 112 лет, для средней Европы 32 г., юго-вост. Европы ? 16 лет и для тропиков ? 5 лет.
Ш.