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letztere dabei trockener, die oberen aber feuchter. Die Mi- 

 schung der oberen Luftschichten mit den unteren muß 

 daher die Luft in der Nähe des Erdbodens trockener 

 machen. 



Sowie am Abend die aufsteigende Bewegung der 

 Luft schwächer wird und erlischt, macht die Wasserdampf- 

 zufuhr vom Boden her den Dampfdruck wieder steigen, 

 der Dampf sammelt sich unten an und diffundiert all- 

 mählich nach den höhereu Schichten. 



Die abnehmende Temperatur und die Kondensation 

 des Wasserdampfes am Boden (Tau) bewirken später wieder 

 eine Abnahme des Dampfdruckes; zur kältesten Tages- 

 stunde ist derselbe am kleinsten, die Verdunstung am 

 geringsten. Nach Sonnenaufgang nimmt letztere wieder 

 rasch zu und veranlaßt das Morgenmaximum des Dampf- 

 druckes. 



Beim langsamen Ansteigen der Temperatur in jähr- 

 lichem Gange kann die Verdampfung und Bereicherung 

 der Luft mit Wasserdampf der Wärmezunahme leichter 

 folgen als im täglichen Gang, weshalb denn auch, wie 

 schon bemerkt, der jährliche Gang des Dampfdruckes- 

 und sogar der jährliche Gang der Extreme der Monats- 

 mittelwerte des Dampfdruckes jenem der Temperatur pa- 

 rallel geht. 



Als klimatisches Element spielt der Dampfdruck und 

 die Änderungen desselben eine ganz unbedeutende und 

 untergeordnete Rolle. Zur Beurteilung der Witterungs- 

 verhältnisse kommt es eben weniger darauf an, den ab- 

 soluten Gehalt der Luft an Wasserdampf zu kennen, als 

 vielmehr zu wissen, ob die Luft ihrem Sättigungspunkte 

 nahe oder weit von demselbem entfernt ist, im ersteren 

 Falle nennen wir sie feucht, im letzteren trocken. 



Als Ausdruck der klimatischen Feuchtigkeit benützt 

 man daher das Verhältnis des in der Luft wirklich vor- 

 handenen Wasserdanipfes zu dem, welcher bei der herr- 

 schenden Temperatur bis zur Sättigung in der Luft ent- 



