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questione. La formola comunemente ammessa per la distribuzione del vapor d'acqua 
si scrive () 
(16)  — 10 ®° 
La nostra formola per c sì scrive invece 
CAO: 
(17) Co Ta di ’ 
d essendo la densità dell’aria atmosferica all'altezza % sul livello del mare. Ora 
anche per questa densità si possiede una nota espressione geometrica (approssimata) 
perfettamente analoga alla formola (16), e cioè (?) 
(18) dl I 
Introducendo quindi la (18) nella (17) si ottiene infine la formola 
h 
(20) “Zone, 
lo 
che ha precisamente la stessa forma della relazione empirica (16) per la tensione 
del vapor d'acqua, e si avvicina anche abbastanza a questa nel valore della costante. 
Questa conclusione permette evidentemente di asserire, che la causa principale della 
rapida diminuzione del coefficiente d’assorbimento dell’aria atmosferica coll’altezza è pro- 
babilmente la diminuzione quasi altrettanto rapida del vapor d’acqua contenuto nell'aria 
medesima. La relazione fra i due fenomeni secondo le formole (16) e (20) può espri- 
mersi dicendo, che mentre la tensione del vapor d’acqua si riduce ad un decimo del 
valore iniziale (al mare) all'altezza di 6,3 km., a un centesimo all’altezza di 12,6 km. 
(') Cfr. J. Hann, Lehrbuch der Meteorologie, pag. 224. È inutile per il nostro scopo servirsi 
della formola più approssimata di R. Sùring 
(ll 
hag 6 (+ 5) 
(1) 
(2) Cfr. J. Hann, loc. cit., pag. 168. Questa formola è stata stabilita (sotto forma un po’ di- 
versa) forse per la prima volta da Bouguer per la sua teoria della estinzione. Coi noti principî di 
Mariotte e Gay-Lussac, stabilendo l’equazione d’equilibrio dell’atmosfera, e integrandola nell'ipotesi 
di una temperatura costante coll’altezza, si ottiene subito l’espressione 
(19) SEO 
(cfr. il lavoro I citato nell’ Introduzione, pp. 221, 222) % indicando l’altezza dell'atmosfera supposta 
ridotta omogenea, ossia l'altezza d'una colonna d’aria di densità uguale a quella effettiva al mare, 
che eserciti la stessa pressione dell'atmosfera effettiva. Per questa costante % in base ai noti va- 
lori delle densità del mercurio e dell’aria (al mare, in condizioni normali) si ottiene (cfr. X, pag. 23) 
il valore ,=7,9939. Riducendo poi l’esponenziale a base 10 mediante moltiplicazione dell’esponente 
pel Mod.=logine=0,43429 si ottiene dalla (19) precisamente la (18). 
