давле'ние, гидростатическое давление, оказываемое атмосферой на все находящиеся в ней предметы. А. д. — существенная характеристика состояния атмосферы; в каждой точке атмосферы оно определяется весом вышележащего воздуха. С высотой А. д. убывает; зависимость А. д. от высоты выражается барометрической формулой. Измеряется А. д. барометром. А. д. выражают в миллибарах (мбар), в ньютонах на м²(н/м²) или высотой столба ртути в барометре в мм, приведённой к 0°С и нормальной (на уровне моря и широте 45°) величине ускорения силы тяжести.

  За нормальное А. д. принимают 760 мм рт. ст.= 1013,25 мбар = 101325 н/м² На высоте 5 км А. д. равно приблизительно половине А. д. у земной поверхности.

  На земной поверхности А. д. изменяется от места к месту и во времени. Особенно важны непериодические изменения А. д., связанные с возникновением, развитием и разрушением медленно движущихся областей высокого давления — антициклонов и относительно быстро перемещающихся огромных вихрей — циклонов, в которых господствует пониженное давление. Отмеченные до сих пор крайние значения А. д. (на уровне моря): 808,7 и 684,0 мм рт. см. Однако, несмотря на большую изменчивость, распределение средних месячных значений А. д. на поверхности земного шара каждый год примерно одно и то же. Среднегодовое А. д. понижено у экватора и имеет минимум под 10° с. ш. Далее А. д. повышается и достигает максимума под 30—35° северной и южной широты; затем А. д. снова понижается, достигая минимума под 60—65°, а к полюсам опять повышается. На это широтное распределение А. д. существенное влияние оказывает время года и характер распределения материков и океанов. Над холодными материками зимой возникают области высокого А. д. Таким образом, широтное распределение А. д. нарушается, и поле давления распадается на ряд областей высокого и низкого давлений, которые называются центрами действия атмосферы. С высотой горизонтальное распределение давления становится более простым, приближаясь к широтному. Начиная с высоты около 5 км А. д. на всём земном шаре понижается от экватора к полюсам.

  В суточном ходе А. д. обнаруживаются 2 максимума: в 9—10 ч и 21—22 ч, и 2 минимума: в 3—4 ч и 15—16 ч. Особенно правильный суточный ход оно имеет в тропических странах, где дневное колебание достигает 2,4 мм рт. ст., а ночное — 1,6 мм рт. см. С увеличением широты амплитуда изменения А. д. уменьшается, но вместе с тем становятся более сильными непериодические изменения А. д.

  Лит.: Хргиан А. Х., Физика атмосферы, 2 изд., М., 1958, гл. V; Бургесс Э., К границам пространства, пер. с англ., М., 1957.

Атмосфе'рное электри'чество,

  1) совокупность электрических явлений и процессов в атмосфере,

  2) раздел физики атмосферы, изучающий электрические явления в атмосфере и её электрические свойства. При исследовании А. э. изучают электрическое поле в атмосфере, её ионизацию и проводимость, электрические токи в ней, объёмные заряды, заряды облаков и осадков, грозовые разряды и многое др. Все проявления А. э. тесно связаны между собой и на их развитие сильно влияют метеорологические факторы — облака, осадки, метели и т. п. К области А. э. обычно относят процессы, происходящие в тропосфере и стратосфере.

  Начало А. э. как науке было положено в 18 в. американским учёным Б. Франклином, экспериментально установившим электрическую природу молнии, и русским учёным М. В. Ломоносовым — автором первой гипотезы, объясняющей электризацию грозовых облаков. В 20 в. были открыты проводящие слои атмосферы, лежащие на высоте более 60—100 км (ионосфера, магнитосфера Земли) , установлена электрическая природа полярных сияний и обнаружен ряд других явлений, изучению которых посвящены соответствующие науки, выделившиеся из А. э. Развитие космонавтики позволило начать изучение электрических явлений в более высоких слоях атмосферы прямыми методами. Две основные современные теории А. э. были созданы английским учёным Ч. Вильсоном и советским учёным Я. И. Френкелем. Согласно теории Вильсона, Земля и ионосфера играют роль обкладок конденсатора, заряжаемого грозовыми облаками. Возникающая между обкладками разность потенциалов приводит к появлению электрического поля атмосферы. По теории Френкеля, электрическое поле атмосферы объясняется всецело электрическими явлениями, происходящими в тропосфере, — поляризацией облаков и их взаимодействием с Землёй, а ионосфера не играет существенной роли в протекании атмосферных электрических процессов.

  А. э. данного района зависит от глобальных и локальных факторов. Районы, где отсутствуют скопления аэрозолей и источники сильной ионизации, рассматриваются как зоны «хорошей», или «ненарушенной» погоды, здесь преобладают глобальные факторы. В зонах «нарушенной» погоды (в районах гроз, пыльных бурь, осадков и др.) преобладают локальные факторы.

  Электрическое поле атмосферы. В тропосфере все облака и осадки, туманы, пыль обычно электрически заряжены; даже в чистой атмосфере постоянно существует электрическое поле. Исследования в зонах «хорошей» погоды, начатые в 19 в., показали, что у земной поверхности существует стационарное электрическое поле с напряжённостью Е, в среднем равной около 130 в/м. Земля при этом имеет отрицательный заряд, равный около 3 10⁵ к, а атмосфера в целом заряжена положительно. Однако при осадках и особенно грозах, метелях, пылевых бурях и т. п. напряжённость поля может резко менять направление и величину, достигая иногда 1000 в/м. Наибольшие значения Е имеет в средних широтах, а к полюсам и экватору убывает. В зонах «хорошей» погоды Е с высотой в целом уменьшается, например над океанами. Вблизи земной поверхности, в т. н. слое перемешивания толщиной 300—3000 м, где скапливаются аэрозоли, Е может с высотой возрастать (рис. 1). Выше слоя перемешивания Е убывает с высотой по экспоненциальному закону и на высоте 10 км не превышает несколько в/м. Это убывание Е связано с тем, что в атмосфере содержатся положительные объёмные заряды, плотность которых также быстро убывает с высотой.

  Разность потенциалов между Землёй и ионосферой составляет 200—250 кв.

  Напряжённость электрического поля Е меняется во времени. Наряду с локальными суточными и годовыми вариациями Е отмечаются синхронные для всех пунктов суточные (см. кривые 1 и 2, рис. 2) и годовые вариации Е — т.н. унитарные вариации. Унитарные вариации связаны с изменением электрического заряда Земли в целом, локальные — с изменениями величины и распределения по высоте объёмных электрических зарядов в атмосфере в данном районе.

  Электрическая проводимость атмосферы. Электрическое состояние атмосферы в значительной степени определяется её электрической проводимостью l, которая создаётся ионами, находящимися в атмосфере. Наличие ионов в атмосфере и является причиной потери заряда изолированным заряженным телом при соприкосновении с воздухом (явление, открытое в конце 18 в. французским физиком Ш. Кулоном). Электрическая проводимость l зависит от количества ионов, содержащихся в единице объёма (их концентрации), и их подвижности. Основной вклад в l вносят лёгкие ионы, обладающие наибольшей подвижностью u > 10^{- 5}м² сек^-1 в^-1.

  Электрическая проводимость атмосферы очень мала и может сравниться с проводимостью хороших изоляторов. У земной поверхности в среднем l = (1 - 2)·10^-18