Autor prispevku pri popisovanem experimentu (foto IAN)Atmosférická elektřina 
  
Na počátku tohoto článku byla jedna z kapitol legendární knihy Richarda P. Feynmana: Feynmanove prednášky z fyziky o atmosférické elektřině a na první pohled snad až příliš ztřeštěný nápad (ke kterým tato kniha neodolatelně vybízí). Pokus samotný se nám sice realizovat nepodařilo, nicméně blesky křižující oblohu byly v posledních dnech asi jedinými světelnými úkazy, jež jsme mohli v noci na zamračené obloze pozorovat. Snad vám tedy následující řádky zpříjemní pohled na hvězdářům ne příliš příznivou zataženou (a elektřinou nabitou) oblohu. Feynmanova knížka byla napsána více než před deseti lety, takže asi ne vše co bylo v té době neznámé, zůstalo neobjasněno. Nicméně myslím si, že nevyřešené otázky spíš ještě zvyšují přitažlivost tohoto tématu. 
  
Gradient elektrického potenciálu v atmosféře 
Normální den nad rovinatou krajinou nebo nad mořem vrůstá směrem vzhůru potenciál na každý metr o 100 voltů. Směr elektrického pole s intenzitou E = 100 V/m je takový, jakoby měl zemský povrch záporný náboj. Obrazek c. 1To, že nedostaneme elektrický šok, když vycházíme ven z budovy je způsobeno tím, že naše tělo je poměrně dobrým vodičem a jestliže se dotýkáme země, vytváříme spolu s ní jednu ekvipotenciální hladinu. Ekvipotenciální hladiny jsou normálně rovnoběžné se zemským povrchem (obrázek 1a), v přítomnosti vodivých předmětů (lidí, stromů, domů, stožárů elektrického vedení) se zakřivují podobně, jak je to ukázáno na obrázku 1b. 
Toto elektrické pole můžeme měřit několika způsoby. Jedním ze způsobů je umístit izolovaný vodič do určité vzdálenosti nad zemí a nechat ho tam, dokud nebude na stejném potenciálu jako vzduch. Pokud ho necháme dostatečně dlouho, i při velmi malé vodivosti vzduchu budou náboje z (nebo do) vodiče unikat dokud se jeho potenciál nevyrovná s potenciálem vzduchu na jeho úrovni. Potom ho můžeme opět spustit k zemi a odměřit změnu jeho potenciálu. Rychlejší způsob je použít jako vodič vědro vody s malou dírkou. Vykapávající voda odnese přebytečné náboje a vědro bude mít stejný potenciál jako vzduch (náboj se zdržuje na povrchu a odkapáváním se „kousky povrchu“ odlamují). Potenciál vědra je možno nejlépe odměřit elektrometrem.  
Tento způsob jsme použili i při realizaci našeho experimentu. Jeho uspořádání vidíte na obrázku č. 3. Na dřevěné (nevodivé) konstrukci jsme umístili nádobu s vodou ve výšce asi 1,5 m a nechali odkapávat. Po dvou hodinách jsme se pokusili odměřiti potenciál pomocí voltmetru. Malý vnitřní odpor (i několik megaohmů může Obrazek c. 3způsobit přenos velmi malého náboje shromážděného na nádobě) byl pravděpodobně příčinou toho, že jsme místo 150 V nenaměřili téměř žádné napětí. K uzemnění jsme použili železnou tyč zaraženou do země. Ukazuje se, že elektrometr je právě díky svému velkému vnitřnímu odporu k tomuto měření nejvhodnější. 
Existuje ještě způsob přímého měření gradientu potenciálu. Protože existuje elektrické pole, Země má svůj povrchový náboj (sigma =epsilon0.E). Když do blízkosti zemského povrchu umístíme rovnou kovovou desku A a uzemníte ji, objeví se na ní záporné náboje (obrázek č. 4a). Jestliže tuto desku potom přikryjeme jinou uzemněnou vodivou deskou B, náboje se objeví na ní a z desky A zmizí. Když odměříme náboj odcházející z desky A k zemi (například galvanometrem připojeným k zemnícímu vodiči) při jejím přikrývání, můžeme zjistit povrchovou hustotu náboje, která na ní původně byla a tím zjistit i elektrické pole. 
Obrazek c. 4
Měření ukazují, že při výstupu do velkých výšek pole sice existuje, ale slábne. Zhruba ve výšce 50 km je už velmi malé, takže většina změny potenciálu (integrál intenzity E) připadá na menší výšky. Celkový rozdíl potenciálu od vrchu atmosféry po zem činí 400 000 voltů. 

Elektrické proudy v atmosféře 
Kromě gradientu potenciálu je možné měřit v atmosféře i proud. Hustota proudu je malá – každým čtverečním metrem prochází asi 10 pikoampérů. Vodivost atmosféry je způsobena především třemi druhy iontů: 

  1. Ionty molekul, které se občas ve vzduchu vyskytují (např. molekula kyslíku, která přibrala navíc jeden elektron) nezůstávají osamocené, ale svým elektrickým polem shromažďují okolo sebe několik dalších molekul. Každý ion se potom stává malou hrudkou, která je potom unášená polem vzhůru nebo dolů podle svého náboje a způsobuje tak pozorovaný proud. Tyto částice označujeme jako malé ionty. Tyto ionty jsou díky své malé hmotnosti nejpohyblivější a způsobují největší část atmosférického proudu. V poli 100 V/m se pohybují rychlostí asi 1 cm/s. 
  2. Ve vzduchu se vznášející nabité prachové částice označované jako jádra. 
  3. Při pohybu mořské vody se do vzduchu vyvrhují malé kapky vody. Když se některá z nic vypaří, zanechá ve vzduchu vznášející se extrémně malý krystalek NaCl. Tyto drobné krystalky mohou potom přibrat náboje a stánou se z nich tzv. velké ionty. 
Ukazuje se, že když je jader mnoho přebírají náboje od malých iontů a protože se tato jádra díky své velké hmotnosti pohybují relativně pomalu, celková vodivost se potom zmenšuje. Vodivost vzduchu je tedy velice proměnlivá, protože je velice citlivá na množství špíny v něm. Té je mnohem více nad souší, kde větry mohou zdvíhat prach a jiné nečistoty ze země. Nepřekvapuje potom, že vodivost poblíž zemského povrchu neobyčejně kolísá. Podobné je to i s gradientem potenciálu, neboť na různých místech přichází dolů z velkých výšek zhruba stejný proud a proměnlivá vodivost u zemského povrchu se projeví proměnlivým gradientem potenciálu. 
Zbývá nám však vyřešit otázku, jak vlastně vznikají již zmiňované ionty molekul. Nejprve se vědci domnívali, že vznik iontů zapříčiňuje radioaktivita Země. Z této domněnky by vyplývalo, že ve větších výškách se ionizace snižuje, protože všechna radioaktivita pochází ze Země. Na prověření této teorie byl roku 1912 proveden pomocí balónů ve velké výšce experiment s měřením vodivosti vzduchu. Zjistilo se však, že opak je pravdou. Ionizace s výškou roste! (Přístroj se podobal zařízení znázorněnému na pátém obrázku. Dvě desky se Obrazek c. 5periodicky nabíjeli na napětí V. V důsledku vodivosti vzduchu se po odpojení spínače desky pomalu vybíjeli. Rychlost vybíjení se měřila elektrometrem) Tento nepochopitelný výsledek byl nejdramatičtějším objevem v celé historii atmosférické elektřiny. Podnítil vznik nové vědní oblasti -- fyziky kosmického záření. Kosmické záření tedy způsobuje ionizaci atmosféry a i když jsou ionty unášeny pryč, částice kosmického záření neustále produkuje ionty nové. 
S výškou rapidně stoupá vodivost vzduchu jednak díky vzrůstající ionizaci vyvolané kosmickým zářením, jednak při menší hustotě vzduchu se prodlužuje střední volná dráha iontů, které pak mohou v elektrickém poli přejít větší dráhu mezi srážkami. 
Přestože je hustota elektrického proudu velmi malá, celkový elektrický proud dosahující zemský povrch se téměř nemění, činí 1800 ampérů a na zem přináší kladné náboje. Při napětí 400 000 voltů to představuje výkon 700 megawattů. Při tak velkém proudu by se záporný náboj Země neutralizoval asi za půl hodiny. Co teda ale udržuje tak velké napětí? A mezi čím a Zemí? 
Ve výšce asi 50 km je vodivost tak velká, že v horizontálním směru je potenciál prakticky stejný, vzduch se zde prakticky stává vodičem (toto není ještě ionosféra, v které vzniká velké množství iontů v důsledku fotoefektu slunečního záření). V naší úvaze tedy můžeme předpokládat, že se zde nachází vodivá vrstva s kladným nábojem, která je zdrojem proudu směrem k zemskému povrchu. Jak se však kladný náboj dostává zpět zůstávalo po dlouhou dobu záhadou. 
Jestliže měříme proud (je to stabilnější veličina než gradient potenciálu) například nad mořem nebo v kontrolovaných podmínkách a velmi pečlivě vypočítáme průměry, abychom se zbavili náhodností, zjistíme, že existuje jeho denní variace, měnící se asi o plus mínus 15 procent (obrázek č. 6). Překvapující na tom je to, že tato variace nezávisí na místě měření. Na celém světě je maximální proud v 7 hodin večer a minimální ve 4 hodiny ráno londýnského času. Na druhou stranu to odpovídá naší představě, že ve výšce existuje vodivá vrstva, která způsobuje, že jakékoliv změny potenciálu jsou celosvětové. 
Ukazuje se, že jsou to právě bouřky, které nabíjejí Zemi elektrickým proudem 1800 A a udržují rozdíl potenciálů. Ten se pak vybíjí přes oblasti s pěkným počasím. Na celé zeměkouli je asi 40 000 bouřek za den. Nejvíce bouřek se odehrává v tropickém pásmu. Pokud odhadneme počet blesků, které v daný okamžik zasahují zeměkouli, souhlasí to s měřením napětí: největší bouřková aktivita je v sedm hodin večer londýnského času. 
Pokud se pokoušíme popsat tento neobyčejný jev v reálné přírodě, je třeba přiznat, že toho nevíme velmi mnoho. Ale je to jistě velmi vzrušující. Každý, kdo zažil bouřku se z ní radoval, bál se anebo aspoň něco pociťoval. A na těch místech v přírodě, které vyvolávají emoce, obyčejně nacházíme i patřičnou složitost i tajemství. 
  
Obrazek c. 8Bouřky  
Běžná bouřka se skládá z množství k sobě těsně přiléhajících komor. Komorou rozumíme oblast ohraničenou průřezem v horizontálním směru a v které probíhají všechny základní procesy (ne však přesně naráz). 
Obrázek osmý schematicky naznačuje, jak taková komora vypadá v počátečním stadiu bouřky. Za určitých podmínek,které popíšeme dále, dochází k všeobecnému vzestupu vzduchu, která směrem vzhůru narůstá. Dole teplý a vlhký vzduch se při vzestupu ochlazuje a pára kondenzuje. Na obrázku tečky označují déšť a křížky sníh. Protože je však stoupající proud dostatečně velký a kapky poměrně malé, ani sníh ani déšť nedopadá dolů. Současně jak teplý vzduch stoupá, dochází k přívalu vzduchu ze stran. 
Proč vzduch takto stoupá? Zem je vyhřívána sluncem a vysoko v atmosféře vodní pára vyzařuje teplo vzhůru. Ve velkých výškách je tedy vzduch velmi chladný, níže naopak poměrně teplý. Jakmile je v různých výškách různá teplota, je vzduch termodynamicky nestabilní a pokud bychom ho ponechali nekonečně dlouho sám sobě, všecek by nabyl tutéž teplotu. Slunce ale přes den vždycky svítí. Ve skutečnosti tedy nejde o problém  termodynamické, ale mechanické rovnováhy. Nakreslíme graf (obr. 9) závislosti teploty vzduchu na výšce nad zemským povrchem. Za normálních podmínek bychom dostali klesající křivku označenou a, při růstu výšky teplota klesá. To, že se teplý vzduch zdola jednoduše nezvedne k chladnému, je způsobeno tím, že když by se vzduch zdvíhal, jeho tlak by klesal a adiabaticky by se rozpínal a ochlazoval. (Teplo by do něho nepřicházelo ani neunikalo, neboť v tak velkých rozměrech o jakých zde uvažujeme není dost času na přechod velkého množství tepla.) Závislost teploty na výšce znázorňuje v obr. 9 křivka b. Jakýkoliv vzduch, který by se dostal vzhůru by byl chladnější než prostředí, do kterého vnikl (a měl by tak i větší hustotu). Za pěkného, jasného dne s velmi malou vlhkostí vzduchu nemá teplý vzduch důvod stoupat vzhůru a nachází se ve stavu mechanické rovnováhy. 
Obrazek c. 9Křivka adiabatického ochlazování vzduchu obsahujícího hodně vodních par vypadá zcela jinak. Při jeho rozpínání a ochlazování bude vodní pára v něm obsažená kondenzovat a kondenzující voda bude uvolňovat teplo. Vlhký vzduch se proto neochlazuje tak intenzivně jako suchý. Teplota stoupajícího vzduchu se bude měnit s výškou podle křivky c na obrázku 9. Začne-li tedy teplý vlhký vzduch z nějakého důvodu stoupat, zůstane vždy lehčím a teplejším než vzduch okolo a setrvá v stoupání až do obrovských výšek. V tom spočívá podstata mechanismu, který přivádí vzduch v bouřkové komoře k výstupu. 
Takto jednoduše se bouřková komora vysvětlovala po dlouhé roky. Pozdější měření však ukázala, že teplota oblaku v různých výškách nebyla ani přibližně tak vysoká, jak by to odpovídalo křivce c. Příčina je v tom, že jak bublina vlhkého vzduchu stoupá, unáší se sebou vzduch z okolí a tím se ochlazuje. Graf závislosti teploty na výšce vypadá jako křivka d, která je mnohem blíž k původní křivce a než ke křivce c. 
Po tom, co začalo právě popsané proudění, svislý průřez nyní už zralou bouřkovou komorou vypadá tak, jak je to znázorněno na obrázku číslo 10. V ní vzniká rychlé vzestupné proudění, které v tomto stadiu sahá asi do 10 až 15 km, někdy i poněkud výše. Bouřkové oblaky s probíhající kondenzací vystupují z celkového řetězu oblaků, unáší je vzestupný proud s rychlostí přibližně 100 km/h. Vodní pára unášená vzhůru rychle kondenzuje a tvoří drobné kapičky, které se rychle ochlazují na bod pod bodem mrazu. Nezamrznou ihned, jsou podchlazené a zmrznou až tehdy, když se v nich vytvoří nějaké krystalizační jádro (např. drobný krystalek NaCl). V rovnováze se potom vodní kapky rychle vypařují a ledové krystalky stejně rychle rostou. Kromě toho pokud se vodní kapka srazí s ledem, okamžitě krystalizuje. V určitém stádiu rozpínání oblaku dochází k prudkému hromadění velkých částic ledu. 
Obrazek c. 10 
Jakmile jsou částice ledu dost těžké, vzestupný proud je už nedokáže udržet a začnou propadávat přes stoupající vzduch. Při pádu s sebou strhávají trochu vzduchu a začíná tak sestupný proud. Je překvapující, že jen co sestupný proud začal, udržuje se už sám od sebe. 
Všimněte si, že křivka d na obrázku č. 9 pro reálné rozdělení teploty v oblaku má jiný sklon jak křivka c platící pro vlhký vzduch. Teplota padajícího vlhkého vzduchu se bude měnit tak, jak udává sklon křivky c a při dostatečně velkém poklesu bude nižší než teplota okolí (na obr. 9 vyznačena jako křivka e). V tom okamžiku však padající vzduch bude mít větší hustotu než okolní prostředí a jeho další pád je neodvratný. Počátečnímu pohybu vzduchu dolů také napomáhá to, že v nestabilních podmínkách musí přijít něco na místo vzduchu hnaného vzhůru. 
Jen co se vzduch dostane dolů, ze spodní části bouřkového oblaku začne pršet. Kromě toho se poměrně chladný vzduch po dosáhnutí zemského povrchu šíří na všechny strany. Proto se bezprostředně před deštěm pozoruje chladný vítr varující nás před přicházející bouřkou. V samotné bouřce se vyskytují náhlé a nepravidelné prudké závany větru, v oblaku vzniká ohromná turbulence, je to ve všeobecnosti velmi komplikovaný proces, ale v podstatě jde o vzestupný a potom sestupný proud. 
Okamžik, kdy začne pršet, je okamžikem, kdy začíná velké sestupné proudění a také okamžikem, kdy vlastně vznikají elektrické úkazy. Po půlhodině až hodině v bouřkové komoře vzestupný proud přestane, protože už není dost teplého vzduchu na jeho udržení (obr.11). Nějaký čas ještě prší, na zem dopadají poslední velké kapky a všechno se postupně uklidňuje, ve vzduchu zůstaly ještě malé krystalky ledu. Protože ve velké výšce větry dují v různých směrech, horní část oblaku se obvykle rozptyluje do tvaru kovadliny. Komora končí svůj život. 
Obrazek c. 11
 
Obrazek c. 12Mechanismus oddělování nábojů  
Nejrůznější experimenty včetně letadel prolétajících bouřkami ukazují, že rozdělení náboje v bouřkové komoře vypadá tak, jak je to zobrazeno na obrázku 12. Vrchol komory je nabitý kladně a spodek záporně, s výjimkou malé lokální oblasti klidného náboje na dně oblaku, která způsobuje dost starostí. Nezdá se, že by někdo věděl, proč existuje a jaký má význam -- zda je sekundárním efektem padajícího kladně nabitého deště nebo podstatnou částí celého mechanismu. 
V každém případě převažuje záporný náboj dole a kladný náboj nahoře oblaku představuje správnou polaritu zdroje, který by měl nabíjet zem záporně. Kladné náboje jsou ve výšce 6 až 7 km, kde je teplota vzduchu asi -20 stupňů Celsia, zatímco záporné náboje se nachází ve výšce 3 až 4 km při teplotách mezi 0 a -10 stupňů Celsia. 
Náboj vespod oblaku je dostatečně velký, aby vytvořil mezi oblakem a Zemí napětí 20 až 30, někdy také však i 100 miliónů voltů, což je mnohem více než 0,4 miliónu voltů mezi "oblohou“ a zemským povrchem při jasném počasí. Tato velká napětí způsobují průrazy vzduchu a vytvářejí obrovské obloukové výboje. Při průrazu procházejí záporné náboje zespodu oblaku do země ve formě úderů blesku. Blesky mohou vzniknout mezi různými částmi téhož oblaku, mezi různými oblaky nebo mezi oblakem a Zemí. Při každém takovém výbojovém úderu se dolů přenáší náboj 20 až 30 coulombů. Čas, který je třeba na to, aby oblak regeneroval tento náboj se dá určit měřením (daleko od oblaku) elektrického pole vytvořeného dipólovým momentem oblaku. Při těchto měřeních se zjišťuje náhlé zmenšení pole při úderu blesku a exponenciální návrat k původní velikosti s časovou konstantou kolem pěti sekund. To nevyhnutelně neznamená, že přesně každých pět sekund následuje další úder blesku, protože se mění geometrie situace apod.  
Každý model, který má vysvětlit, jak bouřka generuje elektřinu, musí vysvětlit toto obrovské rychle pracující zařízení. Musí také poskytovat správnou polaritu bouřkového oblaku a jeho mechanismus by měl platit jak pro vodní kapky tak pro kousky ledu. 
Důvtipná a v mnoha směrech uspokojivá je teorie C.T.R.Wilsona. Představme si, že máme vodní kapku, která padá v elektrickém poli s intenzitou asi 100 V/m k záporně nabité Zemi. Kapka bude mít indukovaný dipólový moment s kladnou spodní a zápornou vrchní částí (obrázek 13). Ve vzduchu existují již dříve vzpomínaná jádra -- velké, pomalu se pohybující ionty (rychlé ionty tu nehrají důležitou roli). Předpokládejme, že při pádě dolů se kapka přiblíží k velkému iontu. Jestliže jde o kladný iont, bude kladnou spodní stranou kapky odpuzovaný a odstrčený bokem, takže neuvázne v kapce. Kdyby se iont přiblížil shora, mohl by se přitáhnout k záporné Obrazek c. 13vrchní části. Protože však kapka padá vzduchem, existuje kolem ní vzdušné proudění směrem vzhůru, které unáší i ionty, je-li jejich pohyb ve vzduchu dostatečně pomalý. Kladné ionty se tedy nemohou přitáhnout ani k horní části kapky. Kapka se tak bude nabíjet záporně. 
Celkový náboj vyskytující se v bouřce je však velmi velký a zásoba velkých iontů se brzo vyčerpá. Proto Wilson a jiní badatelé museli hledat další zdroje velkých iontů. Jen co začlo rozdělování nábojů, vznikají velká elektrická pole, v kterým může docházet k ionizaci vzduchu. Silně nabitý hrot či jakýkoliv malý objekt (třeba kapka), může pole tak koncentrovat, že vznikne korónový výboj. Pokud je elektrické pole dostatečně silné (předpokládejme, že je kladné), elektrony budou padat do něho a mezi srážkami budou nabírat velkou rychlost dostatečnou na to, že při srážce s atomem vytrhnou z něho další elektrony a zanechají za sebou kladný iont. Tyto nové elektrony se taktéž urychlí a při nárazech uvolní další elektrony. Dochází tak k lavinovitému hromadění iontů. Kladné náboje zůstávají blízko svých původních poloh, takže výsledný účinek spočívá v přerozdělení kladného náboje z hrotu (kapky) do oblasti okolo něho. Samozřejmě po nějakém čase pole vymizí a proces se zastaví. 
Kapky budou shromažďovat záporný náboj vespod oblaku, zatímco rozmanité vzestupné proudy unesou kladně nabité ionty do horní části oblaku (Kousky ledu jako polarizovaná dielektrika se budou chovat úplně stejně.), dostávají se do horních vrstev, kde je vzduch vodivější a rozptylují se nad celou zeměkouli. V oblastech, v kterých je jasno se kladné náboje z těchto vrstev pomalu odvádějí do země tokem iontů (vytvářených kosmickým zářením, mořem a lidskou činností) ve vzduchu. To je původ atmosférické elektřiny. 
 
Foto NOAA
 
Blesk  
První svědectví o tom, co se děje při úderu blesku, poskytly fotografie získané aparátem drženým rukou a přemísťovaným s otevřenou závěrkou sem tam ve směru k místu, kde se očekával blesk. První fotografie zhotovené tímto způsobem ukázaly, že údery blesky jsou obvykle mnohonásobné výboje po téže dráze. Později byl vyvinut fotoaparát "Boys“, který má dvě čočky připevněné na rychle rotujícím disku pod úhlem 180 stupňů. Obraz vytvořený každou z čoček se pohybuje po filmu a dostáváme tak obrázek rozvinutý v čase (obr.14). Porovnáním obrazů z obou čoček můžeme zjistit podrobnosti o časové následnosti blesků. 
Obrazek c. 14Při popise vlastního blesku budeme uvažovat pouze obyčejný případ oblaku se zápornou spodní částí nad rovinatou krajinou. Všechno začíná tím, co se nazývá "stupňovitý vůdce“, který není tak oslňující jako vlastní úder blesku. Na fotografiích je možno na počátku pozorovat jasnou skvrnu, která se rychlostí zhruba šestina rychlosti světla pohybuje dolů. Projde jen 50 m a zastaví se. Stojí asi 50 mikrosekund a potom udělá další krok a k zemi se pohybuje tímto sledem kroků (obr.15). V celém kanálu, který vytvořil vůdce jsou záporné náboje, jejichž rychlý pohyb vzduch ionizuje a ten se stává vodivým. Když se stupňový vůdce dostane do výšky asi 100 m nad zem, ze země se k němu zdvihne protisměrný výboj. Jestliže se na zemi nachází ostrý předmět (např. budova s hrotem na vrcholu) a v jeho blízkosti prochází dolů vůdce, pole se natolik zvětší že z ostrého výčnělku vyrazí samostatný výboj a dosáhne vůdce. Vzniká tak vodivý drát, který sahá až do oblaku a je naplněný záporným nábojem. 
Nejprve vytečou elektrony ze spodní části vůdce, zbude po nich prázdné místo, které přitahuje další náboje z vyšších oblastí vůdce. Vytvořeným kanálem tak vyteče velkou rychlostí všecek záporný náboj z nějaké části oblaku. Úder blesku, který vidíme se šíří proto od země směrem vzhůru (obr.16) se nazývá zpětný úder. Je to nejjasnější část úkazu, vydává intenzivní světlo a teplo, které způsobuje velkou expanzi vzduchu vyvolávající dunění hromu. Proud v bleskovém výboji dosahuje v maximu až 10 000 ampérů a unáší dolů 20 coulombů. 
Po uplynutí několika setin sekundy od vyhasnutí zpětného výboje přichází dolů další vůdce. Nazývá se střelný vůdce, neboť celou cestu shora dolů už projde naráz. Pohybuje se po staré trase, která ještě obsahuje dostatek ionizovaného vzduchu vytvářejícího pro něj nejschůdnější cestu. V okamžiku, kdy se dotkne zemského povrchu se objeví další zpětný úder. Někdy takto může blesk přeskočit dvakrát, pětkrát i desetkrát. Bylo zaznamenáno až 42 přeskoků po téže dráze, ale vždy v rychlém sledu za sebou. 
Obrazek c. 15
Obrazek c. 16
Někdy se může stát, že se na některé ze svých zastávek vůdce rozdělí vysláním dvou odnoží v trochu odlišných směrech. Jestliže pak jedna větev dosáhne země dřív než druhá, zpětný úder se pak šíří po té větvi, která se dotkla země a když míjí bod větvení, objevuje se jasný výboj směrem dolů (vyprazdňuje se tak záporně nabitá stopa nedokončené větve vůdce).  
Jestliže se však stane, že obě větve dosáhnou země téměř současně, může se stát, že střelný vůdce druhého úderu půjde do druhé větve. První, hlavní záblesk pak uvidíme na jednom místě, druhý pak na jiném místě. 
Jistě je už dávno známé, že blesk zasahuje vysoké předměty. Když se perský král Xerxes před 2300 lety chystal na výpravu, jíž chtěl přivést celý známý svět do svého područí, radil mu jeho poradce Artabanis toto: "Podívej, jak bůh svým bleskem vždy sráží větší tvory a nedovolí jim stát se bezohlednými. Stejně tak jeho rány dopadají na nejvyšší domy a nejvyšší stromy. Zřejmě tak chce ponížit všecko, co se vyvyšuje." 
 
S požitím knihy R.P.Feynmana, Feynmanove prednášky z fyziky sestavil Josef Kapitán