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Aus dem Archiv der Deutschen Seewinde. 1910, Nr, 2.
SW, W und NW kommenden Winden fallen. Auch diese erscheinen an manchen Orten abgelenkt als
SSE-, SE- und sogar als ESE-Winde. Leider ist es uns an der Nordküste aus Mangel an hochgelegenen
Stationen nicht möglich, den jahreszeitlichen Gang der Zunahme der Regenmenge mit wachsender Höhe
näher zu verfolgen. An der Westküste aber bietet uns hierzu der Gebirgsstock der Serra da Estrella eine
willkommene Gelegenheit. Die Zeit der Herrschaft der regenbringenden Luftströmungen ist der Herbst.
Demnach muß zu dieser Zeit die intensivste Zunahme des Regenfalles mit wachsender Höhe erfolgen. Im
Sommer bildet die Iberische Halbinsel das Gebiet einer selbständigen Cyklone *). Es herrschen zu dieser
Jahreszeit daher Winde vom Meere, besonders solche aus NW und W vor. Diese übertreffen an Häufigkeit
zwar die des Herbstes, doch kann es in der Höhe bei der sehr hoch gestiegenen Temperatur infolge der
aufsteigenden heißen Luftströme zu keiner intensiven Kondensation kommen. Im Winter waltet an der
Westküste der SE und E vor, indes werden bei dem großen thermischen Unterschiede von Land und Meer
so viele Feuchtigkeitsmengen gegen die Umwallungen in Bewegung gesetzt, daß sic eine beträchtlich aus
giebigere Kondensation in der Höhe erfahren als an der Küste und im Sommer. Der Frühling drängt den
SE zurück, die Zunahme des Regenfalles mit der Höhe kommt ungestörter zur Geltung, doch kann sie bei
dem geringeren Wasserdampfgclialt der Luft nicht so intensiv sein wie im Herbste. Berechnet man den
Zuwachs der Regenmenge für je 100 m Höhenzunahme aus dem Stationspaare Coimbra Serra da Estrella,
so erhält man folgende Beträge (Tabelle 24):
Tabelle 24.
Zunahme der Regenmengen für je 100 in Höllenzunahme.
Höhendifferenz 1309 m
Winter Frühling
Sommer
Herbst
Millimeter
Coimbra -— Serra da Estrella
44
46
11*
f>0
Man sicht, daß sie in vollem Einklänge stehen mit den vorangehenden Erwägungen. Hervorzuheben
ist aber, daß sie nicht den Effekt der Seehöhe allein, sondern die kombinierte Wirkung dieser und der
Böschung darstellen. Beide Faktoren zu trennen, ist nach dem heutigen Stande unserer Kenntnis kaum
möglich.
Ebensowenig läßt sich bis jetzt aus Mangel an geeigneten Bcobachtungsstationen die Frage beant
worten, ob und in welcher Höhenstufe in den Gebirgen des uns interessierenden Gebietes die Maximal
zone des Niederschlages sich befindet. Daß eine solche in den Gebirgen überhaupt besteht * 2 3 ), ergibt sich
daraus, daß der aufsteigende Luftstrom nach oben immer mehr an Temperatur und Dampfgehalt abnehmen
muß. Die Zunahme des Niederschlages hat demnach eine Grenze, von welcher an sich die Regenmenge
sowohl auf- als abwärts verringert. Es erübrigt noch, die Wirksamkeit des baskischcn Gebirges und der
Westpyrenäen auf die Verteilung der Niederschläge im Ebrobecken zu verfolgen.
Das Tiefbecken von Aragonien 3 ) ist ein in südöstlicher Richtung sich erstreckender Einbruchskessel
von dreieckiger Gestalt mit einer mittleren Höhe von 200—250 m. Eingeschaltet zwischen den Pyrenäen,
dem zentralen Tafellande und dem Katatonischen Gebirge, ist das Ebrobecken allseitig umschlossen von
steilen Wänden, welche den Luftströmungen den freien Zutritt zum Ebrobecken verwehren. Nur im NW
und SE gestatten die Bodenerhebungen den Winden leichteren Eingang, und daher kommt es, daß die
Luftströmungen im Ebrobecken fast nur als NW- und SE-Winde auftreten 4 ).
Mit Heftigkeit strömt die schwere Luft aus dem Golf von Biscaya in das Ebrobecken und läßt den
größten Teil ihrer Dampfmengen beim Übersteigen des Baskisclien Gebirges und der Pyrenäen fallen. In
der Ebromulde kommen die Winde daher schon dampfarm an, und sie verlieren ihre Feuchtigkeit noch mehr,
je weiter sie den Ebro talabwärts wehen. Die NW-Winde treten somit im Ebrobocken als sehr trockene
Winde auf. Diese Verhältnisse werden sehr treffend illustriert durch einen Vergleich der Regenmengen an
0 Theob. Fischer, 1. c. S. 653.
2 ) Hann, Klimatologie I, S. 299.
a ) Vgl. hierzu: Theob. Fischer, 1. c. S. 628.
4 ) Theob. Fischer, 1. c. S. 668.
