MKL1888:Regen

[650] Regen, aus der Atmosphäre auf die Erdoberfläche herabfallende Wassertropfen, welche durch eine rasche Verdichtung des Wasserdampfes der Luft in einer Wolke oder einer Wolkenlage (s. Wolken) entstanden sind. Geschieht dies bei einer Temperatur unter 0°, so entstehen Eiskristalle, der Schnee (s. d.). Beide Bildungen sind die gewöhnlichsten Formen des atmosphärischen Niederschlags. Die Häufigkeit des Niederschlags (R. und Schnee) wird meist durch die Anzahl der Tage angegeben, an welchen es geregnet oder geschneit hat. Die Menge des Niederschlags wird dagegen durch die Höhe bezeichnet, in welcher das Regenwasser oder der Schnee, nachdem er geschmolzen ist, die Erdoberfläche bedecken würde, wenn ihr Wasser nicht verdunstete oder versickerte. Diese Regenhöhe wird an Regenmessern (s. d.) gemessen. Die Atmosphäre enthält stets und überall Wasserdampf; aber sie kann davon nur ein bestimmtes Maß aufnehmen, welches von der Temperatur abhängt und um so größer ist, je höher die Temperatur ist. In einer mit Feuchtigkeit gesättigten Luft verdunstet kein Wasser, solange die Temperatur nicht steigt; sinkt diese aber, so wird ein Teil des Wasserdampfes als Nebel und bei stärkerer Abkühlung in Tropfen ausgeschieden. Hieraus folgen die Bedingungen der Regenbildung. R. wird jedesmal dann entstehen, wenn wärmere, dampfreiche Luftschichten mit kühlern, also weniger dampfhaltigen Luftschichten zusammentreffen, sich mit diesen vermischen und entsprechend abgekühlt werden. Mischt sich z. B. 1 cbm Luft von 33° mit 1 cbm von 0°, so entsteht eine Mischung von der Durchschnittstemperatur von 161/2°. Wenn sowohl die wärmere als auch die kältere Luft mit Feuchtigkeit gesättigt ist, so beträgt der Wasserdampf, welchen die Luft bei 33° aufnehmen kann, pro Kubikmeter 35,7 g und bei 0° 4,9 g, es würden also die beiden Kubikmeter nach ihrer Mischung 40,6 g oder pro Kubikmeter 20,3 g Wasserdampf enthalten müssen. Da nun aber Luft von 161/2° C. nur 14 g Wasserdampf pro Kubikmeter aufzunehmen im stande ist, so werden im vorstehenden Fall aus jedem Kubikmeter 6,3 g Wasserdampf kondensiert werden und als R. niederfallen. Die Mischung verschieden warmer und verschieden feuchter Luft geschieht entweder durch das Aufsteigen warmer und dampfreicher Luft in höhere, kühlere Regionen oder auch durch das Zusammentreffen zweier verschieden warmer und dampfhaltiger horizontaler [651] Luftschichten. Die erstere Art der Mischung verschiedener Luftschichten hat ihre Ursache in der zeit- und ortweise stattfindenden größern Erwärmung eines Ortes oder eines größern Erdgebiets, die zweite in den Winden. Wenn warme, feuchte Winde zum Aufsteigen gezwungen werden, indem sie über ein Land mit steil aufsteigenden Gebirgen anwehen, so entstehen dadurch massenhafte Niederschläge an den Abhängen dieser Gebirge (s. unten). Ebenso entstehen häufigere Niederschläge, wenn warme, feuchte Winde längere Zeit über kältere Länder wehen. Winde, welche viel Feuchtigkeit enthalten und daher auch oft Niederschläge zur Folge haben, nennt man Regenwinde. Bei uns in Europa sind dies Südwestwinde, im allgemeinen sind es überall die warmen Seewinde (s. Wind). Die Regenverhältnisse der Erde sind deshalb ebensowohl von der Gestaltung ihrer Oberfläche wie auch von den vorherrschenden Winden abhängig. In betreff der Regenverteilung über die ganze Erde kann man verschiedene Regengürtel unterscheiden: drei in der tropischen Zone und je drei auf jeder der beiden Halbkugeln in den außertropischen Zonen. Für die tropischen Gegenden oder die Regionen der Windstillen oder Kalmen (s. d.) ist die große Regelmäßigkeit der Regenverhältnisse sowie die große Menge des Regens besonders charakteristisch. Im Stillen und im Atlantischen Ozean werden im Gürtel der Kalmen durch die fast stets senkrecht auffallenden Sonnenstrahlen die untern Luftschichten stark erwärmt, sie steigen, schwer mit Wasserdämpfen beladen, empor und kühlen sich in den obern Luftschichten ab, so daß ihr ungeheurer Vorrat an Wasserdampf zu Regenwolken und zu R. verdichtet wird. In diesem Kalmengürtel regnet es das ganze Jahr hindurch durchschnittlich mehr als 9 Stunden am Tag. Der Kalmengürtel verschiebt sich mit der Sonne und nimmt z. B. im Atlantischen Ozean im August seine nördlichste Lage unter 10° nördlich vom Äquator ein, wo er sich als Regengürtel besonders an der afrikanischen Küste geltend macht, während er im Februar sich am weitesten nach S. (2°–3° nördlich vom Äquator) verrückt hat und besonders regnerisch an der südamerikanischen Küste auftritt. Im Stillen Ozean verschiebt sich der Kalmengürtel nur wenig und liegt dem Äquator sehr nahe; über den Festländern von Amerika und Afrika schwankt dieser Regengürtel mit täglich fallendem R. zwischen 3° südl. und 5° nördl. Br., indem er der Bewegung der Sonne folgt. Zu beiden Seiten desselben bis 15° vom Äquator liegen auf jeder Halbkugel je ein Regengürtel, innerhalb dessen für jeden Ort im Lauf des Jahrs zweimal eine Regenzeit, die eine im Frühling, die andre im Herbst, eintritt, also jedesmal in der Zeit des Jahrs, wo die Sonne am höchsten steht. In der Nähe der Wendekreise schmelzen die beiden Regenperioden in eine einzige zusammen (Zeit der Wolken), die auf der nördlichen Halbkugel in die Monate Mai bis Oktober fällt, also in die Zeit unsers Sommers, während dem Winter eine Trockenperiode entspricht (Zeit der Sonne). Ausnahmen von diesen allgemeinen Regenverhältnissen werden vielfach durch die örtlichen Windrichtungen und die Konfiguration der Erdoberfläche hervorgerufen. So gehört die Westküste des tropischen Südamerika zu den trockensten Gebieten der Erde, da hier die Winde aus S. und SW. vorherrschen, die über einen kalten Meeresstrom geweht haben und daher wenig Feuchtigkeit mit sich führen. Als Beispiele tropischer Regenmengen führen wir Sierra Leone an der Westküste von Afrika an, mit einer jährlichen Regenmenge von 4800 mm. Zu Maranhão in Brasilien beträgt dieselbe 7100, zu Cayenne 3513, in Britisch-Guayana 2138, zu Carácas 3946, zu Havana 3301, zu Veracruz in Mexiko 4650, auf den Sandwichinseln 1400, auf Tahiti (Gesellschaftsinseln) 1210, bei Kap York, an der Nordspitze von Australien, 2200 mm. Noch größer sind die Regenmengen in Vorderindien und überhaupt im Südwestmonsun-Gebiet des Indischen Ozeans. Während der Nordostmonsun (s. Monsune) wohl auch R. mitführen kann, bringt der Südwestmonsun, welcher die Dämpfe des warmen Indischen Ozeans gegen das Land hinantreibt, für Vorderindien ungemein große Regenmengen, welche, obwohl fast nur dem Sommerhalbjahr angehörig, diejenigen aller andern regenreichen Orte der Erde bei weitem übertreffen. Zunächst trifft nämlich der Südwestmonsun im S. der Halbinsel von Vorderindien das hohe Gebirge der Westghats und wird dadurch zur Abgabe eines Teils seines Dampfgehalts gezwungen. Auf der Malabarküste betrug die Regenhöhe im Durchschnitt der Jahre 1876–83: 5432 mm und schwankte dabei zwischen 4088 mm im J. 1881 und 7648 mm im J. 1882. Im Innern des Landes, hinter dem Gebirgswall der Westküste, sinkt die Regenmenge bis unter 800 mm; aber auf dem Abhang des Himalaja, nördlich von Kalkutta, steigt dieselbe wieder und erreicht in Tscherrapundschi, 1250 m ü. M., die Höhe von 12,520 mm (etwa 20mal größer als bei uns). Dies ist die bis jetzt bekannte größte jährliche Regenmenge. In einem Monat (im Juni 1851) sind zu Tscherrapundschi 3738 mm R. gefallen, also ebensoviel wie in Berlin in 6 Jahren. In den außertropischen Zonen verteilt sich die Regenmenge gleichmäßiger über die verschiedenen Jahreszeiten als in den Tropen; aber die jährliche Regenmenge ist bedeutend niedriger, wenn es auch einzelne Gegenden gibt, in welchen dieselbe an die der tropischen Gegenden heranreicht, so namentlich an den Westküsten der Kontinente. An den Polargrenzen der Passate herrschen die subtropischen R. und bilden hier die Zone mit Herbst- und Winterregen. Gegenden mit subtropischen R. sind auf der nördlichen Halbkugel der nördliche Atlantische Ozean zwischen 28° und 42° nördl. Br., die Mittelmeerländer und der nördliche Stille Ozean zwischen 23° u. 40° nördl. Br. sowie auf der südlichen Halbkugel die Meere und deren östliche Küsten zwischen 24° und 40° südl. Br. Je weiter wir uns von den Grenzen der Tropen entfernen, in desto verschiedenern Jahreszeiten tritt das Regenmaximum auf; in manchen Gegenden gibt es zwei solcher Maxima, die durch Zeiten schwächern Niederschlags voneinander getrennt sind. In der gemäßigten Zone regnet es in allen Monaten des Jahrs, aber in manchen mehr als in andern. Dies hängt von der herrschenden Windrichtung und den Höhenverhältnissen ab. Diese fünfte Regenzone nennt man auch Gürtel mit R. zu allen Jahreszeiten. Wo bewaldete Gebirge den Niederschlag begünstigen, wird es in der Höhe mehr regnen als in den Thälern oder am Fuß des Gebirges. In den Alpen geht die jährliche Regenmenge noch über 2000 mm hinaus, in der Umgebung des St. Bernhard und der Grimsel, teils als Sommerregen, teils als Herbstregen. Letztere treten besonders deutlich auf an der Westküste von Europa, wo im Herbst südwestliche Winde herrschen, die über das noch ziemlich erwärmte Meer hinstreichen, so besonders im Oktober in England, während für Schottland und Irland die Nähe von Gebirgen einen wesentlichen Einfluß auf die Kurve der monatlichen Niederschläge ausübt und [652] die Niederschläge in den Wintermonaten so vermehrt, daß Dezember und Januar die regenreichsten Monate sind. An den Westküsten von England und Schottland ist die jährliche Regenhöhe mehrfach größer als 1875 mm, erreicht in Cumberland 2500 mm u. beträgt in Seathwaite im Borrowdale an dem südlichen Ende Derwentwaters im Durchschnitt 3500 mm und etwas höher; an einem Hügelabhang betragen die Durchschnittsniederschläge sogar 4375 mm, die größte Höhe, die in Europa gemessen ist. Das Innere Europas erhält seinen meisten R. im Sommer, zum Teil aus dem Grund, weil dann die Wärme häufigere und stärkere aufsteigende Luftströmungen verursacht, mehr aber infolge der über Mitteleuropa im Sommer aus NW. von dem Atlantischen Ozean hereinbrechenden kalten Luftströmungen (s. unten: Regenverhältnisse von Deutschland); doch ist die durchschnittliche jährliche Regenmenge (ca. 700 mm) viel geringer als in Westeuropa. Norwegen liefert ein schönes Beispiel für den Einfluß der Höhenverhältnisse auf die Regenmenge. Auf der Windseite der Gebirgsmassen Norwegens, d. h. an der Westküste, an welche die feuchten Seewinde anprallen und zum Aufsteigen gezwungen werden, beträgt die Regenmenge über 1900 mm jährlich, in Bergen auch noch 1722 mm, in Christiania dagegen auf der Land- (Schutz-) Seite des Windes nur 725 mm. In sehr bedeutenden Höhen über den gewöhnlichen Wolkenschichten nehmen die Niederschläge wieder ab, weil die Luft hier überhaupt nicht viel Feuchtigkeit enthält und sich die meisten Niederschläge unterhalb bilden. Im Innern Asiens ist die jährliche Menge des Niederschlags durchschnittlich sehr gering, so z. B. in Barnaul nur 190 mm (in St. Petersburg noch 450 mm). Die Ostküste Asiens zeichnet sich durch die Trockenheit ihres Winters (diese ist auch für die ganze zirkumpolare Zone oder die sechste Regenzone charakteristisch) aus, in dem nordwestliche Landwinde herrschen, und durch die Feuchtigkeit ihres Sommers, welche eine Folge der vorherrschenden südöstlichen Seewinde ist. Die jährliche Regenmenge beträgt in Peking 620 mm, in Japan 1000–1100 mm, an der Mündung des Amur 880 mm.

In Nordamerika besitzt der nördliche Teil der Westküste ähnliche Regenverhältnisse wie die Küsten des nordwestlichen Europa, d. h. einen regnerischen Herbst und eine jährliche Regenmenge zwischen 1500 und 3000 mm. Die kalifornische Küste, welche in der subtropischen Regenzone liegt, hat dagegen Winterregen, wie Südeuropa; in San Francisco ist die jährliche Regenmenge 600 mm. Im O. des Felsengebirges finden wir ein sehr regenarmes Gebiet. Der östliche Teil Nordamerikas erhält seinen Niederschlag hauptsächlich in der Gestalt von Sommerregen, welche durch die in dieser Jahreszeit daselbst herrschenden Seewinde (östliche) verursacht werden. Die Regenverhältnisse der südlichen Erdhälfte sind im ganzen weniger bekannt als die der nördlichen; doch zeigen auch hier die Westküsten einen größern Regenreichtum als die Ostküsten infolge der herrschenden Seewinde und der Konfiguration des Landes (hohe Gebirge im W.); so z. B. hat das südliche und mittlere Chile, wo die feuchten Seewinde von dem Küstengebirge aufgefangen und zum Abgeben ihres Dampfgehalts gezwungen werden, Regenhöhen von 2400–3350 mm, von welchen der größte Teil auf die Wintermonate Juni und Juli fällt, während Buenos Ayres an der Ostküste nur 1340 mm Regenhöhe hat; ferner ist die Regenhöhe an der den Westwinden ausgesetzten Westküste von Neuseeland 2840 mm, während sie an der Ostküste nur zwischen 650 und 800 mm sich bewegt. In dem südlichen, außerhalb der Tropen gelegenen Teil von Australien beträgt die jährliche Regenhöhe an der Südküste 700 bis 800 mm, an der Ostküste 1200 mm; im südlichsten Teil von Afrika schwankt sie zwischen 600 und 770 mm. – Innerhalb der einzelnen Regengürtel gibt es Gebiete und einzelne Orte, die man als regenlos, regenarm und regenreich bezeichnen kann. Regenlos ist z. B. die Sahara, regenarm der Wüsten- und Steppengürtel von Nordostafrika, Arabien, Syrien, Mesopotamien, Iran bis zur Gobiwüste, die Küsten von Peru und Nordchile, das Innere Australiens und die östliche Seite des Felsengebirges in Nordamerika sowie das Hochplateau in Mexiko. Zu den regenreichsten Gegenden der Erde gehören, wie zum Teil schon erwähnt, die des Kalmengürtels, ferner Indien, die Südseite der Alpen. Die Südwestseiten der Pyrenäen, des Harzes, des Riesengebirges, des Kaukasus sind im Vergleich zu den Nordostseiten derselben Gebirge viel regenreicher; man nennt sie deshalb auch die Regenseiten der Gebirge. Um die Größe der Niederschläge durch eine Zeichnung zu veranschaulichen, pflegt man entweder diejenigen Orte, welche gleiche Jahresniederschläge besitzen, durch Kurven zu verbinden, die man Isohyeten nennt, oder man pflegt Regenkarten zu entwerfen, auf welchem die verschiedenen Gebiete desto dunkler gezeichnet sind, je mehr R. in ihnen fällt. Da die Regenmengen an nahegelegenen Orten oft sehr verschieden sind, so können diese Karten nur dann ein richtiges Bild geben, wenn sie auf zahlreiche Beobachtungen basiert sind, und da diese noch für weite Gebiete fehlen, so ist es vorläufig erst möglich, für die Kulturstaaten einigermaßen genaue Regenkarten zu entwerfen. Die Ansicht, daß Waldungen den R. befördern, kann nicht in Abrede gestellt werden; die Vergleichung bewaldeter Berggipfel mit unbewaldeten ergibt auf erstern häufigere Nebel- und Quellenbildung, mithin größere Feuchtigkeit. Die Entwaldung vermehrt die Verdunstung und beeinflußt die Verteilung der Niederschläge, wahrscheinlich auch die Größe derselben. Dieser Einfluß wird freilich nicht überall gleich deutlich hervortreten, sondern sich nur unter besondern Verhältnissen in unzweifelhafter Weise geltend machen. So wird berichtet, daß die Provence, namentlich das Var-Departement, vor 1821 einen Reichtum an Bächen und Quellen besaß, daß aber, nachdem in diesem Jahr die Ölbäume, die fast Wälder bildeten, erfroren und abgehauen waren, die Quellen versiegten und der Ackerbau schwierig wurde. Ebenso wird aus der neuern Zeit berichtet, daß in gewissen Teilen der Insel Mauritius früher selten ein trockner und wolkenloser Tag war, daß aber gegenwärtig infolge der Entwaldung die Trockenheit so häufig ist, daß das Zuckerrohr nicht mehr gedeiht und sein Anbau vielfach hat aufgegeben werden müssen, daß die Flüsse einen Teil ihrer Gewässer verloren haben, Bäche beinahe ganz verschwunden und Sümpfe und Seen ausgetrocknet sind. Wenn auch die ganze Regenmenge, welche auf die Insel fällt, durch die Entwaldung nicht wesentlich beeinflußt sein wird, so fällt der R. gegenwärtig doch weniger in den Bezirken, welche durch ein übertriebenes Entwaldungssystem nackt gemacht sind. Ähnliche Verhältnisse sind auch auf den Westindischen Inseln eingetreten. Umgekehrt hat auch die in dem letzten Dezennium zunehmende Bewaldung in dem mittlern Teil von Vorderindien eine Zunahme der Regenhöhe zur Folge gehabt. – In neuerer Zeit ist mehrfach die Ansicht ausgesprochen, daß die [653] Periode der Sonnenflecke (s. Sonne) sich auch beim R. kenntlich mache. Nachdem diese Behauptung zuerst von Meldrum aus den Beobachtungen in Mauritius abgeleitet und später von Stewart, Hennessey, Jevons u. a. vertreten wurde, zeigte zuerst Symons, daß eine zehnjährige Periode des Regenfalls im allgemeinen nicht bestehe, und später fügte dann Whipple aus den Beobachtungen von Paris (1689–1875) noch hinzu, daß der Regenfall keine Periode besitzt, wenigstens keine, welche 5–13 Jahre beträgt. Da auch die Untersuchungen der Regenbeobachtungen von London, Madras, Mailand, Padua etc. keine Periode gezeigt haben, muß die Behauptung, daß die Sonnenfleckenperiode, welche 11,1 Jahre beträgt, und zwar vom Minimum zum Maximum ca. 3,7 und vom Maximum zum Minimum ca. 7,4 Jahre, sich bei den Regenmengen wiederfindet, als vorläufig unbewiesen bezeichnet werden.

Die Anzahl der Tage mit Niederschlag, speziell der Regentage, steht nicht in direktem Verhältnis zu der Regenmenge des betreffenden Ortes; während diese in den tropischen Gegenden am größten ist, ist die Anzahl der Regentage in der gemäßigten Zone am größten, wo in allen Monaten des Jahrs R. fällt. Man hat erst in neuerer Zeit diesen für den allgemeinen Witterungscharakter, für die Landwirtschaft und Pflanzengeographie höchst wichtigen Faktor der Regenverhältnisse mehr beachtet, und in der That ist die Art der Verteilung des Niederschlags der Zeit nach für die erwähnten Verhältnisse oft von größerm Einfluß als die Regenmenge selbst. Dividiert man die Anzahl der Tage eines Monats in die mittlere Anzahl der Tage mit Niederschlag in diesem Monat, so gibt der Quotient die sog. Regenwahrscheinlichkeit für diesen Monat an einem bestimmten Ort an.

Das Regenwasser ist als verdichteter Wasserdampf sehr rein und enthält nur die in der Atmosphäre vorhandenen fremden Stoffe (besonders reichlich nach langer Dürre): Sauerstoff, Stickstoff, Kohlensäure, Ammoniaksalze, salpetrige und Salpetersäure, Alkali-, Kalk- und Magnesiasalze, kleine Organismen und Teile von solchen. Zur Zeit der Kiefernblüte bringt das Regenwasser oft so viel schwefelgelben Pollen herab, daß dieser sich auf der Erde sammelt und zur Fabel vom Schwefelregen Veranlassung gegeben hat. Die Größe der Regentropfen variiert von dem feinsten Tröpfchen bis zu jenen großen Tropfen der Tropenregen, welche Schmerz verursachen, wenn sie auf die nackte Haut fallen. Bilden sich die Tropfen unmittelbar über dem Boden, so sind sie sehr fein (mistend); dagegen wachsen sie bedeutend an, wenn sie aus der Höhe durch eine starke Wolkenschicht fallen. An einem und demselben Ort wird eine verschiedene Regenhöhe beobachtet, je nachdem der Regenmesser verschieden hoch über dem Erdboden aufgestellt ist. Von allen hierüber gemachten Beobachtungen sollen nur die von Chrimes zu Boston angegeben werden. Dieselben ergaben im Mittel der Jahre 1866–73:

Als Grund dieser Erscheinung ist der Einfluß des Windes auf die fallenden Regentropfen erkannt worden, indem der R. ebenso wie der Schnee durch den Wind angehäuft und deshalb die vom Regenmesser aufgefangene Regenmenge durch partielle Luftströme verändert werden kann. Um richtige Resultate für die Niederschläge zu erhalten, werden die Regenmesser gegenwärtig auf möglichst freien Flächen so aufgestellt, daß die Höhe der Auffangeflächen 1,5 m über dem Erdboden beträgt.

Nachstehende Tabelle gibt für Deutschland die nach langjährigen Beobachtungen auf 213 Stationen gemessene jährliche Durchschnittsregenmenge in Millimetern und die prozentische Verteilung derselben nach den Jahreszeiten nach den von van Bebber veröffentlichten Regentafeln an:

Zur Vervollständigung dieser Angaben dient nachstehende kurze Übersicht der jährlichen Regenmenge einiger Orte in Österreich-Ungarn, im Alpengebiet, in Italien, der iberischen Halbinsel, im Innern von Frankreich, in Belgien und in den Niederlanden. Die jährliche Regenmenge beträgt in:

[654] Die durchschnittliche Regenmenge für ganz Deutschland beträgt 710 mm, spezieller für das norddeutsche Tiefland 613 mm, für die mitteldeutschen Berglandschaften 690 und für die süddeutsche Berglandschaft 825 mm. Die größten Regenmengen findet man in den Vogesen: Rothlach 1540; im Schwarzwald: Baden-Baden 1445, Höhenschwand 1377, Freudenstadt 1386; im Algäu: Isny 1393, und im Harz: Klausthal 1427, Brocken 1293 mm. Die kleinsten Regenmengen sind: Sigmaringen 374, Breslau 400, Dürkheim 403, Mülhausen 413, Poel (Mecklenburg) 414, Pammin (Regierungsbezirk Frankfurt a. O.) 417 mm. Im norddeutschen Tiefland findet man die größte Regenmenge an der Nordseeküste; sie nimmt von da nach O. zu rasch ab, erreicht ein Minimum in Mecklenburg, wird dann wieder größer in Pommern, nimmt wieder ab nach Westpreußen und steigt wieder um weniges in Ostpreußen. Mit der Entfernung von der Küste nimmt die Regenmenge zuerst ab, steigt dann aber wieder mit der Annäherung an die Gebirge. Die geringe Regenmenge in der schlesischen Ebene wird dagegen durch die Nähe des Riesengebirges hervorgerufen, welches die Regenwinde von SW. durch W. bis NW. abfängt und die schlesische Ebene trockner macht als das unter gleichen Verhältnissen gelegene Mittel- und Westdeutschland. Das Maximum des Regenfalls tritt ein: in Dänemark und Schleswig-Holstein im September, an der Nordseeküste im August, im übrigen Deutschland im Juli, so auch an der Ostseeküste. Im Innern von Deutschland ist eine Tendenz zu größerm Regenfall im Juni vorhanden. Nach den Untersuchungen von Hellmann existiert sowohl in der Regenhäufigkeit als auch in der Regenmenge der Sommermonate ein doppeltes Maximum in Deutschland. Das erste fällt für die Regenmenge auf den Anfang der zweiten Hälfte des Juni, für die Regenhäufigkeit auf Anfang Juni, während das zweite Maximum für beide Mitte August eintritt. Die trockenste Zeit fällt in Dänemark auf den April, in Schleswig-Holstein und an der deutschen Nordseeküste (inkl. Holland) auf den März, im Innern des Landes auf den Februar. Der nordwestliche Teil Deutschlands in der Nähe des Meers hat einen regenreichern Herbst gegenüber dem Frühling, das innere und östliche Deutschland einen trocknen Herbst und etwas regenreichern Frühling. In Mittel- und Süddeutschland ist der Mai regenreicher als die Herbstmonate. Die jährliche Periodizität des Regenfalls ist an den Küsten der Ost- und Nordsee schärfer ausgeprägt als in Mittel- und Süddeutschland. Von praktischer Wichtigkeit ist es, die Regenmenge kennen zu lernen, die während eines Wolkenbruchs (s. oben) in wenigen Stunden fallen kann. Im ebenen Norddeutschland ist auf Stundenmaxima von 60–75 mm zu rechnen, z. B. fielen in Breslau 6. Aug. 1858 in 11/2 Stunde 95 mm, in Trier 17. Juni 1856 in 1 Stunde 73,2 mm R. Halten derartige Regenmengen selbst in geringem Maß längere Zeit an, so sind verheerende Überschwemmungen ihre notwendige Folge, wie z. B. die bedeutenden Überschwemmungen in Schlesien und Westpreußen im August 1888 durch die starken Regengüsse des Juni und Juli hervorgerufen wurden. Die mittlere jährliche Regenwahrscheinlichkeit (s. oben) in Deutschland ist 0,43, d. h. auf 10 Tage kommen 4,3 Regentage. Die kleinste Regenwahrscheinlichkeit hat die schlesische Ebene, 0,37, die größte der Harz, 0,49. Überhaupt ist das Harzgebirge, wie schon Dove nachgewiesen hat, der Hauptkondensator des norddeutschen Tieflandes, namentlich auf der Südwestseite dieses Gebirges. So fallen z. B. in Klausthal bei einer Meereshöhe von 565 m jährlich 1427 mm R., auf dem Brocken in 1134 m Höhe nur 1240 mm, obwohl im allgemeinen in Deutschland mit der Meereshöhe die Regenmenge zunimmt; von 100–200 m bis zu 1000–1200 m Höhe nimmt diese nämlich zu von durchschnittlich 583 mm bis zu 1308 mm. Die mit Gewitterregen im Sommer herabfallenden Regenmengen können mitunter denjenigen der tropischen Gegenden nahekommen. Die größten Regenmengen fallen mit West- und Nordwestwinden, wie die von Dove berechneten Regenwindrosen deutlich zeigen. Vgl. Dove, Klimatologische Beiträge, Bd. 2 (Berl. 1869); v. Bebber, Die Regenverhältnisse Deutschlands (Münch. 1877); Wojeikof, Die atmosphärische Zirkulation (Gotha 1874); Hellmann, Niederschlagsverhältnisse Deutschlands (in der „Meteorologischen Zeitschrift“ 1886); Derselbe, Größte Niederschlagsmengen in Deutschland (in der „Zeitschrift des königlich preußischen Statistischen Büreaus“ 1884).

Regen, linker Nebenfluß der Donau in Bayern, entsteht auf dem Böhmerwald, im Regierungsbezirk Niederbayern, aus dem Schwarzen und Weißen R., von denen jener bei Zwiesel aus dem Großen und Kleinen R. gebildet wird, fließt westlich in den Regierungsbezirk Oberpfalz, nimmt dort die Cham auf, wendet sich später südlich und mündet nach einem Laufe von 165 km bei Stadtamhof, Regensburg gegenüber, in die Donau.

Regen, Flecken und Bezirkshauptort im Regierungsbezirk Niederbayern, am Schwarzen Regen und an der Linie Rosenheim-Eisenstein der Bayrischen Staatsbahn, 543 m ü. M., hat eine kath. Kirche, ein Amtsgericht, starke Bierbrauerei und Brennerei, besuchte Viehmärkte und (1885) 2184 Einw. Im Bezirksamt R. befinden sich viele Glashütten und die höchsten Berge des Böhmerwaldes.

[757] Regen (Niederschlagsbildung). Das Streben, die Erklärungen der meteorologischen Erscheinungen durch streng physikalische Gesetze zu begründen und dadurch die Meteorologie zu einer Physik der Atmosphäre auszubilden, gehört erst der allerneuesten Zeit an. Früher hatte man sich die Aufgabe gestellt, die Beobachtungen zur Bestimmung der meteorologischen Konstanten zu verwenden sowie ihre Mittelwerte für Tage, Monate und Jahre zu finden und dadurch eine Reihe von Fragen über das Klima zu beantworten. So wichtig auch die Resultate dieser Untersuchungen sind, so können sie doch nur Aufschluß geben über die meteorologischen Erscheinungen, wie sie an einem bestimmten Orte der Erdoberfläche im Durchschnitt vorhanden sind, und die das Klima bestimmen, [758] wogegen sie für die Erklärung der notwendigen Aufeinanderfolge der Erscheinungen, die wechselnden Erscheinungen des Wetters und ihre Ursache keinen Anhalt liefern. Den neuesten Arbeiten war es vorbehalten, in dieser Hinsicht über manche Vorgänge Licht zu verbreiten, wobei freilich früher allgemein angenommene Anschauungen zum Teil als unrichtig erkannt und durch neue ersetzt wurden.

Eine Erscheinung, bei welcher dieses letztere zutrifft, ist nach den Untersuchungen von v. Bezold die Bildung der atmosphärischen Niederschläge. Früher wurde dieselbe der Mischung ungleich warmer und mit Wasserdampf gesättigter Luftmengen zugeschrieben, indem man annahm, daß, wenn warme, feuchte Luft emporsteigt, sich dieselbe mit den obern kältern Luftschichten mischt und bei der dann eintretenden Abkühlung eine Kondensation des Wasserdampfes erfolgt, welche das überschüssige Wasser entweder in der Form von Nebel oder Wolken oder als R. oder Schnee erscheinen läßt. Diese Betrachtung, welche schon vor 100 Jahren der Engländer Hutton angestellt, hat den Grund zu der lange bestehenden Ansicht gelegt, daß die Hauptursache für die Bildung von atmosphärischen Niederschlägen in derartigen Mischungen zu suchen sei. Aus einer genauern Erwägung ergibt sich aber, daß diese Erklärung nicht genügt, denn wenn zwei gleiche Volumen Luft von verschiedener Temperatur gemischt werden, erhält die Mischung nur in dem Falle, daß die Luft keine Feuchtigkeit enthält, eine Temperatur, welche zwischen denen der beiden gemischten Volumen gerade in der Mitte liegt; feuchte Luft erhält dagegen eine höhere Temperatur, weil, sobald das Ausscheiden des Wasserdampfes anfängt, Wärme frei wird, welche eine Temperaturerhöhung zur Folge hat. Daher wird zwar die Mischung von feuchter und verschieden warmer Luft unter Umständen eine Temperaturabnahme bis unter den Taupunkt der Mischung bewirken, so daß ein Ausscheiden des Wasserdampfes eintreten muß; doch wird das so gering sein, daß dadurch die großen Wassermengen der atmosphärischen Niederschläge nicht erklärt werden können. Im allgemeinen lassen die Wolken auch schon an ihrer Form erkennen, daß sie nicht durch Mischung verschieden warmer Luft entstanden sein können, denn in diesem Falle würden sie an ihrer äußern Oberfläche, wo die Mischung anfängt und am stärksten sein müßte, auch am dichtesten sein, was durchaus nicht der Fall ist. In seltenen Fällen werden zwar Wolken durch Mischung von verschieden warmer Luft entstehen; doch sind dazu besondere Verhältnisse erforderlich, wie sie z. B. in Gebirgsgegenden vorkommen, wo zuweilen ein warmer Luftstrom bei seinem Aufsteigen von kältern Winden getroffen wird und dadurch leichte Wolkenfahnen erzeugt werden. Dabei bildet sich aber immer nur ein leichtes Gewölk, aus welchem kein R. fallen kann. Auch die Schäfchenwolken, welche bei ihrem ersten Entstehen meist als Bänder von gleicher Breite erscheinen, bis sie sich durch Querfurchen in die bekannten Schäfchen auflösen, sind als ein Produkt der Mischung anzusehen. Nach den Untersuchungen von v. Helmholtz müssen sich in allen Fällen, in welchen Luftströme mit breiter horizontaler Berührungsfläche verschiedene Geschwindigkeit besitzen, Wellenbewegungen bilden, und wenn die Luftströme viel Feuchtigkeit enthalten und verschiedene Temperatur besitzen, so müssen bei ihrer Mischung Kondensationen eintreten, welche als bandartige Wolkenstreifen sichtbar werden. Aber auch diese werden nicht so viel Feuchtigkeit ausscheiden, daß irgend ein bedeutenderer Niederschlag entstehen kann, besonders auch weil diese Wolken sich vorzugsweise in großer Höhe bilden, wo die Luft nur wenig Wasserdampf enthält.

Diese Fälle, in denen die Wolken ihre Entstehung der Mischung verschieden warmer Luft verdanken, geben uns keine Erklärung für das starke Ausscheiden von Wasserdampf, wie es für heftige Regengüsse erforderlich ist. Die moderne Theorie der Niederschlagsbildung knüpft an die Entstehung des Föhns an, welcher als warmer und trockner Wind besonders im Frühjahr und Herbst in den nördlichen Alpenthälern auftritt, und zu dessen Erklärung es nach v. Helmholtz und Hann erforderlich ist, daß im S. der Alpen hoher und im N. niedriger Luftdruck vorhanden ist. Die hohe Temperatur und die große Trockenheit bilden Eigenschaften des Föhns, die er erst bei seinem Herabgehen in die Thäler erhält, während er auf der Südseite der Alpen und auf dem Kamme noch als ein kalter und feuchter Luftstrom auftritt, der gewaltige Niederschläge verursacht. Um diese Vorgänge zu verstehen, muß man daran denken, daß, wenn sich Luft ausdehnt, ihre Temperatur abnimmt, also wenn sie viel Wasserdampf enthält, dieser kondensiert werden muß, und daß wenn Luft komprimiert wird, sie sich erwärmt. Wenn nun infolge von verschiedenem Luftdruck im S. und N. der Alpen die Luft gezwungen wird, sich von S. nach N. zu bewegen, muß sie, um den Kamm des Gebirges zu überschreiten, zuerst in die Höhe steigen, wobei sie sich ausdehnen und deshalb abkühlen muß. Solange die Temperatur des Taupunktes noch nicht erreicht ist, entspricht einer Erhebung um je 100 m eine Temperaturabnahme von ungefähr 1° C.; sobald aber die Temperatur bis zu der des Taupunktes gesunken ist und die Kondensation des Wasserdampfes beginnt, wird Wärme frei, und es wird nun etwa die doppelte Steighöhe von 200 m dazu gehören, um eine Temperaturerniedrigung von 1° C. hervorzurufen. Wenn im aufsteigenden Luftstrom die Kondensation des Wasserdampfes anfängt, werden Wolkenbildungen sichtbar, und bei noch höherm Aufsteigen tritt R. ein. Die Luft, welche den Kamm überschritten hat, wird beim Sinken in tiefere Schichten komprimiert und erwärmt sich dabei für je 100 m Sinken um 1° C., so daß sie, sobald das Herabsinken begonnen hat, nicht mehr mit Wasserdampf gesättigt ist. Dieser Verhältnisse wegen ist es erforderlich, daß die Luft in den Thälern auf der Nordseite der Alpen mit einer höhern Temperatur ankommt, als sie ursprünglich auf der Südseite gehabt hat. „Der Luftstrom also, welcher warm und dampfreich auf der Windseite des Gebirges in die Höhe steigt, kühlt sich während des Emporsteigens ab und scheidet zugleich einen Teil seines Wassers als R. oder Schnee ab, so daß er kalt und gesättigt den Kamm überschreitet. Beim Hinabsteigen erwärmt er sich wieder und zwar rascher, als er sich vorher abgekühlt, und kommt daher warm und trocken unten an“ (v. Bezold, Die neuere Witterungskunde und die Lehre von der Niederschlagsbildung, in „Himmel und Erde“, Bd. 2, S. 22).

Diese Vorgänge beim Föhn zeigen, daß ein aufsteigender feuchter Luftstrom die Ursache für bedeutende Niederschläge ist, eine Thatsache, für welche außerdem auch noch eine Reihe von Beispielen angeführt werden kann. So sind die heftigen R. bekannt, welche regelmäßig in der Region der Kalmen zwischen den beiden Passaten auftreten und deshalb so bedeutend sind, weil gerade hier der aufsteigende Luftstrom am stärksten ist. Ebenso wird auf den [759] Gebirgen, welche dem Fortschreiten von warmer und feuchter Luft einen Widerstand entgegensetzen und dadurch die Luft zum Emporsteigen zwingen, auf der Windseite bedeutend mehr R. fallen als auf der entgegengesetzten Seite, und auch die barometrischen Minima, in denen ein aufsteigender Luftstrom vorhanden ist, werden fast regelmäßig auf ihrer Bahn von Niederschlägen begleitet. Früher glaubte man, daß die Windverhältnisse der Tropen, wo die Luft durch den untern Passat in der Richtung nach dem Äquator und durch den obern Passat in der Richtung nach den Polen zu fortgeführt wird, auch in den mittlern und höhern Breiten Geltung besitzen, und daß man infolgedessen auch hier jeden aus nördlicher bis östlicher Richtung kommenden Wind als einen Teil des sogen. Polarstromes und jeden aus südlicher bis westlicher Richtung als einen Teil des Äquatorialstromes anzusehen habe. Gleichzeitig glaubte man, daß, weil der aufsteigende Luftstrom in der Kalmenzone sehr warm und feucht ist, der Äquatorialstrom auch dieselbe Eigenschaft besitzen und deshalb bei seinem Fortschreiten nach N. sich abkühlen, daher zur Erde sinken und seine Feuchtigkeit als R. ausscheiden müßte, und suchte dadurch zu erklären, warum die West- und Südwestwinde in unsern Breiten den meisten R. bringen. Nach unsern jetzigen Anschauungen kann diese Erklärung nicht aufrecht erhalten werden, weil der aufsteigende Luftstrom in den Tropen bereits dort seine Feuchtigkeit in den starken tropischen R. ausgeschieden hat, außerdem aber auch als oberer Passat kein warmer, sondern ein kalter Luftstrom ist, welcher sich beim Herabsinken in höhern Breiten erwärmen muß und daher kein Ausscheiden der Feuchtigkeit erfolgen kann.

Das Studium der synoptischen Wetterkarten lehrt uns nun, daß bei Beurteilung der verschiedenen Witterungserscheinungen ganz besonders die barometrischen Maxima und Minima ins Auge zu fassen sind. In der Umgebung der letztern, welche man mit dem Namen Cyklonen bezeichnet, bewegt sich die Luft spiralförmig in einer der Bewegung des Uhrzeigers entgegengesetzten Richtung nach dem Mittelpunkt hin und in der Umgebung der erstern, welche man Anticyklonen nennt, in der entgegengesetzten Richtung spiralförmig vom Mittelpunkt fort. Gleichzeitig wird in der Mitte der barometrischen Minima infolge der dem Mittelpunkt zuströmenden Luft ein aufsteigender und in der Mitte der barometrischen Maxima infolge der vom Mittelpunkt fortströmenden Luft ein absteigender Luftstrom entstehen. Ebenso wie beim Föhn die Niederschläge mit dem aufsteigenden Luftstrom verbunden sind und beim herabsteigenden Luftstrom Wärme und Trockenheit auftritt, wird auch das Gebiet eines barometrischen Minimums Niederschläge zeigen und das eines barometrischen Maximums Trockenheit besitzen. Ein scheinbarer Unterschied zwischen den Erscheinungen beim Föhn und denen, welche sich bei den durch verschiedene Druckverteilung hervorgerufenen Luftbewegungen zeigen, besteht darin, daß beim Föhn die herabsteigende Luft ganz besonders warm ist, und daß im Zentrum der barometrischen Maxima, wo der herabsteigende Luftstrom die Erdoberfläche trifft, im Winter die größte Kälte herrscht. Dieser Unterschied wird aber dadurch erklärbar, daß beim Föhn der aufsteigende und absteigende Luftstrom dicht nebeneinander liegen und die Bewegung mit einer gewissen Geschwindigkeit stattfindet, die durch die Form der Thäler meistens noch erhöht wird, während dagegen bei der Luftbewegung zwischen Cyklonen und Anticyklonen, die fast immer weit voneinander liegen, der Austausch der Luft nur langsam stattfindet und deshalb die sonstigen Einflüsse der Erwärmung durch die Sonnenstrahlen und der Abkühlung durch Ausstrahlung zur Geltung kommen können. An klaren Wintertagen und noch mehr in wolkenlosen Nächten, wie sie sich nur in der Umgebung eines barometrischen Maximums finden, kühlt sich die Erdoberfläche infolge der Strahlung stark ab und wird die Bewegung des langsam herabsteigenden Luftstromes keine wesentliche Änderung der Temperatur herbeiführen. Unter diesen Verhältnissen wird es in den obern Luftschichten, wo die Strahlung keinen so starken Einfluß ausübt wie an der Erdoberfläche, oft wärmer sein als in den tiefer gelegenen und dadurch ein Zustand in der Temperaturverteilung eintreten, der auf den Gebirgen, wie den Alpen und auf den deutschen Mittelgebirgen, vielfach beobachtet ist und den Namen der Temperaturumkehr erhalten hat. Diese Temperaturverteilung ist aber infolge der Art ihrer Entstehung durchaus nicht an das Vorhandensein eines Gebirges gebunden, sondern muß auch im Flachland auftreten und ist auch in der That auf Ballonfahrten bestätigt gefunden, wie z. B. 19. Dez. 1888, wo auf einer Ballonfahrt von Berlin aus bei einer Erhebung von 1000 m eine Temperaturzunahme von 8° beobachtet wurde.

Säuren in R. und Schnee. Die früher allgemein gemachte Annahme, daß die als R. und Schnee zur Erde gelangte atmosphärische Feuchtigkeit frei von fremdartigen Bestandteilen wäre, hat sich nach den chemischen Untersuchungen des Regenwassers nicht bewahrheitet. Schon seit längerer Zeit war beobachtet, daß das Regenwasser Salpetersäure enthält, und Boussingault hatte für Liebfrauenberg im Elsaß als Mittel 0,18 mg und Lawes und Gilbert für Rothamsted in England 0,42 mg auf 1 Lit. Regenwasser angegeben. In den Tropen ist viel mehr Salpetersäure im R. enthalten als in den gemäßigten Zonen, was als Folge der größern Stärke und Häufigkeit von elektrischen Entladungen anzusehen ist, und zwar fanden Muntz und Marcano bei ihren Untersuchungen des Regenwassers in Caracas (Venezuela) im Durchschnitt 2,23 mg pro Liter. Dabei wurden in den Jahren 1883–85: 121 Regenfälle untersucht, von denen die Wasserprobe entweder einem einzelnen Regenfall oder der Mischung von allen Niederschlägen eines ganzen Monates entnommen war. Das Maximum einer Probe ergab 16,25 mg, das Minimum 0,20 mg pro Liter. In St.-Denis auf der Insel Réunion beträgt der mittlere Salpetersäuregehalt des Regenwassers nach den Messungen von Raimbault 2,67 mg pro Liter (Maximum 12,5, Minimum 0,4 mg).

Berücksichtigt man die jährliche Regenhöhe dieser verschiedenen Orte, so findet man, daß der Stickstoffgehalt, welcher in einem Jahre durch den R. einem Hektar zugeführt wird, auf der Insel Réunion 6,93 kg und in Caracas 5,78 kg beträgt, während er im Elsaß 0,33 kg und in England 0,83 kg ist. Wenn demnach die Nitratzufuhr in der gemäßigten Zone zu gering ist, um auf die Vegetation Einfluß ausüben zu können, so ist das in den Tropen anders, wo die Natur selbst eine Düngung ausführt, welcher die Vegetation zum Teil ihre Üppigkeit verdankt, und die in ihrer Wirkung gleich der einer künstlichen Düngung von 50 kg Natronsalpeter pro Hektar geschätzt werden kann.

Als eine andre Beimengung zum Regenwasser ist in größern Städten und deren Umgebung sowie in Industriebezirken die von Schwefelsäure zu nennen, [760] welche eine Folge der massenhaften Verbrennung von Steinkohle ist. Unter den Verbrennungsprodukten der Steinkohle tritt auch schweflige Säure auf, welche vom Regenwasser absorbiert wird, durch den Sauerstoff der Luft oxydiert und sich zu verdünnter Schwefelsäure verwandelt. Im Mittel aus einer Reihe von Beobachtungen in größern Städten Deutschlands enthält das Regenwasser 0,02 g Schwefelsäure pro Liter. Noch größer ist nach Sendtner der Gehalt an schwefliger Säure, den der Schnee besitzt, da dieser nicht nur eine größere Fähigkeit hat, während seines Fallens die schweflige Säure aufzunehmen, sondern dieselbe auch, wenn er liegen bleibt, noch weiter absorbiert. So zeigte frisch gefallener Schnee in München 7–8 mg pro Liter Schmelzwasser, und nach Verlauf von 14 Tagen enthielt dieselbe Menge alten Schnees 61 mg. Diese Eigenschaft des Regens und namentlich des Schnees ist die hauptsächlichste Ursache dafür, daß Marmordenkmäler in unsern Gegenden rasch verwittern.