Das Küstenklima wird stark von der unterschiedlichen Erwärmung von Land und Meer durch die Sonneneinstrahlung geprägt. Wasser besitzt eine wesentlich höhere Wärmekapazität als Land: Zur Erwärmung von einem Gramm Wasser um ein Grad Celsius wird daher mehr Wärmeenergie benötigt wird als für dieselbe Erwärmung von einem Gramm Land. Bei gleicher Wärmezufuhr durch die Sonne steigt darum die Temperatur des Wassers weniger stark an als die des Landes. Hinzu kommt, daß die dem Erdboden zugeführte Sonnenenergie wegen seiner geringen Leitfähigkeit auf die oberflächennahen Schichten begrenzt bleibt und diese darum schnell und stark erhitzt, während sie sich im Meer durch turbulenten Wärmetransport auf eine bis zu 100 m dicke Schicht verteilt und diese dann nur langsam und wenig erwärmt.

Ähnliches gilt auch für die unterschiedliche nächtliche und winterliche Abkühlung von Land und Meer durch die infrarote Wärmeabstrahlung ins All. Sie geht in der dünnen Landoberflächenschicht wesentlich schneller und stärker vor sich als in der durch Turbulenz und konvektiven Wärmeaustausch bis zu hundertfach dickeren Wasserschicht, die sich entsprechend langsamer und weniger abkühlt.

Diese Tatsachen erkennt man deutlich am Jahresgang der mittleren, langjährigen Monatsmittelwerte der Temperatur einer Landstation und einer benachbarten Meeresstation, wie sie schematisch die Abbildung 1 zeigt.

Man erkennt deutlich die erhöhte Temperaturamplitide zwischen dem Jahresmaximum und dem Jahresminimum über Land gegenüber den Werten auf See und auch die schnelle Erwärmung und Abkühlung des Landes gegenüber der See. Das Land erreicht sein Temperaturmaximum im Juli und sein Minimum im Januar, jeweils einen Monat nach dem Sonnenhöchststand im Sommer und Tiefststand im Winter, während die Wassertemperatur dem Sonnenhöchst- und –tiefststand etwa zwei Monate hinterher hinkt.

Schematischer Jahresgang der Monatsmittelwerte der Temperatur über Land und dem Meer.

2. Land – und Seewind

Fließende Medien wie die Luft bewegen sich in Richtung ihres Dichtegefälles von kalt nach warm. Bei windschwachem oder windstillen Wetter wie im z. B. zentralen Bereich von Hochdruckgebieten tritt diese thermische Zirkulation infolge der Temperaturunterschiede zwischen Land und Meer deutlich in Erscheinung, vor allem dann, wenn sie besonders groß werden. Wenn in der warmen Jahreszeit die Lufttemperatur über Land im Laufe des Vormittags über die des Meeres ansteigt, setzt sich die kühlere Meeresluft mit größer werdendem Temperaturunterschied in Richtung Küste in Bewegung und bringt ihr Abkühlung. Die an der Meeresoberfläche abfließende Luft wird durch absinkende Höhenluft ersetzt. Über Land wird die zugeflossene Meeresluft erwärmt, gewinnt nach oben thermischen Auftrieb und fließt in der Höhe zum Meer zurück und schließt so den thermischen Kreislauf. Aufsteigende Luft gelangt mit zunehmender Höhe unter geringeren Druck und dehnt sich darum aus. Die dazu erforderliche Ausdehnungsarbeit vermindert ihre innere Energie, also ihre Temperatur. Pro 100 m Aufsteigen beträgt ihre Temperaturabkühlung rund 1 Grad C. Umgekehrt gelangt absinkende Luft unter höheren Druck und erwärmt sich durch Kompression um 1 Grad C pro 100 m. Durch Abkühlung nähert sich so die Temperatur der Luft ihrem Taupunkt, das ist die Temperatur bei welcher der in ihr enthaltene Wasserdampf gesättigt ist und zu Wolkentröpfchen kondensiert. Es erscheinen dann Wolken über der Küste. Die absinkende Luft über See wird durch die damit verbundene Erwärmung trockener. Etwa vorhandene Wolken lösen sich in der Absinkzone auf.

Nachts, wenn die Luft über Land sich abkühlt und unter die des Meeres absinkt, kehrt sich die Zirkulation um und die Landluft dringt auf das Meer vor, wird dort erwärmt, steigt auf, bildet eventuell Wolken, kehrt in der Höhe zum Land zurück, sinkt ab und wird dabei wärmer und trockener. Die Absinkzone über Land ist dann wolkenlos.

Über einer Steilküste, wie im Fall der Costa Brava kommt es durch den Berghang bedingt beim Seewind tagsüber zu einer Verstärkung des Thermikaufwindes und der damit verbundenen Wolkenbildung, so daß die Gipfel häufig in die Wolken eingehüllt sind. Hinzu kommt, daß die Sonne die Osthänge früher und stärker erwärmt als eine ebene Küste und die Seewindzirkulation eher intensiver einsetzt und mit ihr auch die Wolkenbildung.

3. Einfluß von Kaltluftadvektion auf das Mittelmeer

Auf der Rückseite von Tiefdruckgebieten und der Vorderseite von Hochdruckgebieten herrscht eine Luftzufuhr aus nördlicher Richtung. Meist wird dabei kalte Polarluft von Norden heran geführt. Sie ist vor allem im Winter gegenüber dem Mittelmeerwasser besonders kalt und wird beim Überfließen des warmen Wassers entsprechend stark erwärmt. Es kommt dadurch zu starker Thermik und Quellwolkenbildung über dem ganzen Meer, meist mit reger Schauertätigkeit. Das Mittelmeer ist darum in der kalten Jahreszeit am niederschlagreichsten

4. Einfluß von Warmluftadvektion.

Wenn Warmluft über kälteres Wasser fließt, wird sie von unten her abgekühlt. Wird dabei ihre Taupunktspemperatur unterschritten, dann setzt über der Meeresoberfläche Nebelbildung ein. Das ist bevorzugt bei südlicher Luftzufuhr der Fall, oder wenn im Frühjahr oder Sommer erhitzte Festlandsluft aus dem Inneren Spaniens durch die Luftströmung über das kühle Meer geführt wird. Weil diese meist sehr trocken ist, erfolgt die Abkühlung nicht bis zum Taupunkt, aber sie nähert sich ihm. Die relative Feuchte der wassernahen Kaltluftschicht nimmt dadurch zu und die Luft wird trüber.

5. Einfluß der Reibungsunterschiede

Eine weitere Rolle spielt bei bewegter Luft die unterschiedliche Rauhigkeit der festen Erdoberfläche gegenüber der glätteren See. An rauhen Oberflächen wird die Luft stärker abgebremst als an glatten. Darum ist ihre Geschwindigkeit bei gleichem Druckgefälle über Land bis zu 50 % kleiner als über See. Außerdem wird die Strömungsrichtung, welche bei reibungsfreier Strömung parallel zu den Linien gleichen Luftdruckes - den Isobaren – verläuft, durch die Reibung nach links zum tiefen Druck hin abgelenkt und zwar um so mehr, je stärker die Reibung ist. Diese Ablenkung kann über sehr rauhem Land bis zu 45 Grad erreichen, über See kaum über 20 Grad. Weil der Reibungseinfluß mit der Höhe abnimmt dreht der Wind bis zum reibungsfreien Niveau nach rechts und nimmt dabei bis zu dieser Höhe zu.

Wie die Abbildung 3 zeigt, führt die Reibung bei ablandigem Wind vom Land zum Meer zu einer Küstendivergenz (3.a.), Die mit der Reibung nach oben abnimmt. Dort fließt über dem Wasser wegen der größeren Geschwindigkeit mehr Luft ab als vom Lande bei abgebremster Geschwindigkeit zufließt. Dieser Massenabfluß wird durch absinkende Luft aus der Höhe ausgeglichen. Die absinkende Luft erwärmt sich pro 100 m um ein Grad C und wird dadurch trockener. Etwa vorhandene Wolken lösen sich auf.

Umgekehrt fließt bei auflandigen Winden vom Meer zum Land über der Küste weniger Luft ab als vom Meer zufließt. Es kommt über der Küste zu einem Massenstau, der ebenfalls nach oben abnimmt. Dieser Massenzufluß in Bodennähe wird durch aufsteigende Luft nach oben ausgeglichen. Die aufsteigende Luft kühlt sich um 1 Grad C pro 100 m ab und wenn dabei ihr Taupunkt unterschritten wird, setzt Wolkenbildung ein. Vorhandene Wolken werden verstärkt. Selbstverständlich ist bei ausreichender Wolkendicke auch Niederschlag möglich.

Auch in diesem Falle der Küstenkonvergenz durch Reibung fördert die Steilküste der Costa Brava bei auflandigen Winden die Wolken- und Niederschlagsbildung.

Die Region bietet insofern nicht nur immer blauen Himmel, sondern ein abwechslungsreiches klimatisches Spektrum.

Einen starken und oft spürbaren Einfluß auf das Klima rund um das Cap de Creus besitzt des weiteren der Tramuntana (Tramontana), ein dem bekannteren Mistral (Rhônetal)verwandter Nordwind. Dieser wird das Thema unserer nächsten wetterkundlichen Erörterung sein.