Peppler, W.: Studie über die Aerologie des Nebels und Hochnebels, 59 
3 Fällen > 300 m betrug. Ist die Nebeldicke in den Monaten September und 
Oktober größer als 400 m, so kann man mit ziemlicher Sicherheit damit rechnen, 
daß der Nebel im Laufe des Vormittags nicht zur Auflösung kommt. 
Relative und spezifische Feuchtigkeit zeigen bei Nebelauflösung folgende 
Änderungen vom Morgen bis Mittag: 
Am Boden | 
An der Nebel- | An der oberen Grenze 
oberfläche | der Nebelinversion 
Änderung der relativen Feuchtigkeit..... — 15% —30% 
Änderung der spezifischen Feuchtigkeit .. | + 0,9 + 04 
Die Abnahme der relativen Feuchtigkeit ist am größten in der am Morgen 
vom Nebel erfüllten Luftschicht, besonders aber an ihrer Oberfläche, an der 
oberen Grenze der Nebelinversion ist die Änderung gering. Die spezifische 
Feuchtigkeit hat bis zur Inversion durch Wasserdampfaustausch stark zuge- 
nommen. 
Entropieänderungen bei atmosphärischen Vorgängen. 
Von Karl Grießbach, 
In der Meteorologie wird die Frage nach dem Ablauf thermodynamischer 
Vorgänge vornehmlich durch das Prinzip beantwortet, daß in Abwesenheit 
äußerer Kräfte sich potentielle Energie in kinetische umsetzt, wodurch Arbeit 
geleistet wird. Dagegen wird wenig von dem Entropieprinzip Gebrauch gemacht, 
Es sollen deshalb im folgenden einige allgemeine theoretische Überlegungen 
über die Entropie angestellt werden, wie sie sich bei den atmosphärischen Vor- 
gängen ändert, auch für den Fall, daß man nicht die Zustandsgleichung für 
ideale Gase zugrunde legt. 
Formen wir in der Definitionsgleichung der Entropie die Werte dU und dV 
mit Hilfe der Gleichung für ideale Gase um, so erhalten wir für das Differential 
der Entropie: dT dT dp 
a8 = (0, + RS) 
oder, wenn man berücksichtigt, daß R=C,—Cv ist: 
dT d 
a8=n (0, RG) 
Für die Masseneinheit folgt durch Division durch die Molzahl n und das 
Molgewicht m, wobei an Stelle der spezifischen Wärme bei konstantem Druck pro 
Mol C, diejenige pro Masseneinheit c, zu setzen ist: 
dss=c 1T_Rdp, . 
P» T m pp 
In vielen Fällen erweist es sich aber als zweckmäßiger, für die Druckabnahme 
— dp die Höhenzunahme dh einzuführen. Durch diese Umformung ergibt sich: 
da=— € AT Ar 
BP T T 
und wir erhalten durch Integration zwischen zwei beliebigen Grenzen: 
h, 
| & @ # MR # 
x 
In dieser Formel kann c, als eine Konstante angesehen werden, da die Zu- 
standsgleichung für ideale Gase zugrunde gelegt worden ist, Die meteorologischen 
Vorgänge spielen sich innerhalb eines relativ geringen Temperaturbereiches ab, 
so daß die Änderung von cp, die durch die Temperaturänderung bedingt ist, 
unmerklich wird und vernachlässigt werden kann. 
Schwieriger ist die Integration auszuführen, wenn das betreffende Gas nicht 
als ideales Gas behandelt wird. Gehen wir z. B. von der van der Waalsschen