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Gewitter - eine kurze Einführung

Grundlagen, Begriffe

Im folgenden werden einige Grundlagen und Begriffe erklärt, die für das Verständnis der folgenden Abschnitte notwendig sind.

Atmosphäre
Als Atmosphäre bezeichnet man die gasförmige Hülle um einen Himmelskörper. Die Atmosphäre der Erde wird in mehrere Schichten aufgeteilt (von unten nach oben): Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Ionosphäre. Das Wetter spielt sich weitestgehend in der Troposphäre ab, die sich in unseren Breitengraden bis in etwa 12 km Höhe erstreckt. Wenn im folgenden von „Atmosphäre“ die Rede ist, so ist damit immer die Troposphäre gemeint.

In der Troposphäre nimmt die Temperatur in der Regel von unten nach oben ab, im Mittel um
0,65 °C pro 100 m. Durch verschiedenste Vertikalbewegungen in der Atmosphäre, auf die hier nicht näher eingegangen werden kann, verläuft der Temperaturgradient in der Realität jedoch von Tag zu Tag und von Ort zu Ort höchst unterschiedlich. Wichtig in diesem Zusammenhang ist der Begriff der Inversion. Eine Inversion ist eine Temperaturschichtung in der Atmosphäre, bei der es nach oben hin wärmer statt kälter wird.

Der Druck innerhalb der Atmosphäre nimmt ebenfalls von unten nach oben ab. Der Luftdruck geht auf das Gewicht der Atmosphärengase zurück, die auf einer Oberfläche lasten. Auf Meereshöhe beträgt der Luftdruck durchschnittlich 1013 hPa und nimmt von dort an nach folgender Formel ab:

p1 = p0 * EXP ( (-C * h1) / T)

mit p1 = Luftdruck in Höhe h1, p0 = Luftdruck auf Meereshöhe, T = mittlere Temperatur der Luftschicht zwischen Meeresniveau und h1 und C = Konstante mit dem Wert 34 wenn T in Kelvin und h in km angegeben werden.

Luftfeuchtigkeit
Die Luftfeuchtigkeit beschreibt den Wasserdampfgehalt der Luft. Die Luftfeuchtigkeit wird normalerweise als absolute Feuchte a in g Wasserdampf pro m³ Luft angegeben, was aber in der Meteorologie nicht praktikabel ist, da sich bei einem Luftpaket (siehe unten) bei einer Veränderung seines Niveaus durch die Volumenänderung die absolute Feuchte verändern würde, obwohl die Wasserdampfmenge im Luftpaket identisch bleibt. Um dieses Problem zu umgehen, gibt man stattdessen die spezifische Feuchte s an (g Wasserdampf pro kg Luft). In der Praxis wird in der Regel die relative Feuchte RF angegeben, die aussagt, zu wieviel Prozent die Luft wasserdampfgesättigt ist. Die Höchstmenge an Wasserdampf, die von der Luft aufgenommen werden kann, wird als Sättigungsfeuchte S bezeichnet und wird wie die spezifische Feuchte in g Wasserdampf pro kg Luft angegeben. Die Sättigungsfeuchte ist von der Lufttemperatur abhängig und beträgt z.B. bei -10 °C 1,8 g / kg, bei 0 °C 3,8 g / kg und bei 10 °C 7,6 g / kg. Wichtig in diesem Zusammenhang ist die Tatsache, dass warme Luft deutlich mehr Wasserdampf aufnehmen kann als kalte Luft (exponentielle Zunahme). Die relative Feuchte ergibt sich aus der spezifischen Feuchte und der Sättigungsfeuchte nach folgendem Zusammenhang:
RF = s / S * 100 %

Taupunkt
Der Taupunkt ist ein weiteres Maß für die Luftfeuchtigkeit. Der Taupunkt τ ist die Temperatur, bei der die spezifische Feuchte s gleich der Sättigungsfeuchte S ist. Anders ausgedrückt ist der Taupunkt τ die Temperatur, bei der die relative Feuchte = 100 % beträgt.

Kondensationsniveau
Als Kondensationsniveau wird die Höhe bezeichnet, bei der die Kondensation eines Luftpaketes einsetzt. Dies ist der Fall, wenn die Temperatur des Luftpaketes den Taupunkt erreicht hat. Wenn die Lufttemperatur am Boden (υo) und der Taupunkt am Boden (τo) bekannt ist, lässt sich das Kondensationsniveau hk wie folgt berechnen:
hk = 122 * (υo – τo)

Erreicht ein Luftpaket das Kondensationsniveau, so setzt die Wolkenbildung ein.

Luftpaket
Ein Luftpaket ist ein gedachtes Luftvolumen, das gegenüber der Umgebung thermisch isoliert ist und beliebig und ohne Kraftaufwand dehnbar ist. Das Verhalten solch eines Luftpaketes kommt dem eines realen Luftvolumens in der Atmosphäre so nahe, dass man es sehr gut zur Erklärung vieler Vorgänge innerhalb der Atmosphäre heranziehen kann. Im folgenden wird daher immer von Luftpaketen gesprochen, wenn ein Luftvolumen in der Atmosphäre auf- oder absteigt.

Steigt ein Luftpaket in der Atmosphäre auf, wird der Luftdruck in seiner Umgebung immer geringer. Das Luftpaket muss sich an den veränderten Luftdruck in der Umgebung anpassen. Da es in sich geschlossen ist, geschieht dies, indem es sich ausdehnt. Für diese Volumenänderung wird Energie benötigt, die das Luftpaket aufgrund seiner thermischen Isolierung nicht von außen erhalten kann. Daher muss die Energie aus dem Luftpaket selber stammen, und zwar aus seinem Wärmevorrat. Die Folge daraus ist, dass sich das Luftpaket entlang eines adiabatischen Temperaturgradienten abkühlt. „Adiabatisch“ bedeutet, dass kein Energieaustausch mit der Umgebung stattfindet und somit die gesamte bei der Volumenänderung umgesetzte Energie ausschließlich aus dem Wärmevorrat der Luft innerhalb des Luftpaketes stammt. Der Begriff „Temperaturgradient“ bedeutet „Temperaturänderung pro Höhenänderung“. Wie stark sich das Luftpaket abkühlt, hängt davon ab, ob ein Phasenübergang stattfindet oder nicht. Bei einem nicht mit Wasserdampf gesättigten Luftpaket findet kein Phasenübergang statt, es kühlt sich mit 1 K / 100 m ab (trocken-adiabatischer Temperaturgradient). Bei einem mit Wasserdampf gesättigtes Luftpaket findet ein Phasenübergang statt (Wasser kondensiert), und es kühlt sich im Mittel nur mit 0,65 K / 100 m ab (feucht-adiabatischer Temperaturgradient). Das liegt daran, dass bei der Kondensation Kondensationswärme freigesetzt wird. Diese wirkt wie eine Heizung und verlangsamt die Abkühlung des Luftpaketes. Mit zunehmender Höhe und damit sinkender Temperatur wird jedoch weniger Wasserdampf auskondensiert und somit weniger Kondensations­wärme freigesetzt, was dazu führt, dass die feucht-adiabatische Temperaturgradient-Kurve nicht linear ist und sich mit steigender Höhe wieder der trocken-adiabatischen Kurve angleicht. Um die folgenden Erklärungen nicht unnötig zu verkomplizieren wird im Folgenden jedoch von einem konstanten feucht-adiabatischen Temperaturgradienten von 0,65 K / m ausgegangen.

Sinkt ein Luftpaket in der Atmosphäre nach unten, kehren sich die Vorgänge um, das bedeutet, solange es mit Wasserdampf gesättigt ist, verdunstet dieser und es findet eine Erwärmung entlang des feuchtadiatatischen Gradienten statt, unterhalb des Kondensationsniveaus erwärmt sich das Luftpaket dann entlang des trockenadiabatischen Gradienten.

Entstehung eines Gewitters

Grundvoraussetzung für die Entstehung eines Gewitters sind eine labil geschichtete Atmosphäre, ausreichend Feuchtigkeit in den unteren und mittleren Schichten der Atmosphäre sowie ein Hebungsprozess, der den Aufstieg warmer, feuchter Luft auslöst.

Stabilität / Labilität der Atmosphäre

Vereinfacht gesagt befindet sich die Atmosphäre in einem stabilen Zustand, wenn ein Luftpaket, das die gleiche Temperatur wie die es umgebende Atmosphäre hat, nach einer Auslenkung nach oben oder unten wieder an den gleichen Ort zurück kehrt. Als Labil bezeichnet man den Zustand, wenn das Luftpaket nach einer Auslenkung nicht an seinen Ursprungsort zurück kehrt, sondern weiter in Richtung Auslenkung sich von seinem Ursprungsort entfernt. Abbildung 1 stellt dies noch einmal grafisch dar.

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Abbildung 1: links stabiler Zustand, rechts labiler Zustand der Atmosphäre. Die blaue Linie markiert den Temperaturverlauf der Atmosphäre, die rote Linie entspricht dem adiabatischen Temperaturgradienten. Die gelben Rechtecke stellen ein Luftpaket dar, das von seiner Position am Schnittpunkt beider Linien ausgelenkt wurde. Im stabilen Fall (links) wird es an seine ursprüngliche Position zurück kehren, im labilen Fall (rechts), wird es sich nach einer Auslenkung weiter vom Ursprungsort entfernen.

Die Temperatur in der Atmosphäre ist variabel. In der Regel ist sie am Boden wärmer und nimmt nach oben hin ab. Der genaue Verlauf der Temperatur in der Troposphäre wird 4 mal täglich von etwa 800 Wetterstationen weltweit Mithilfe von Radiosonden gemessen. Verfolgt man in dieser tatsächlichen Temperaturschichtung ein aufsteigendes imaginäres Luftpaket, dass am Boden die gleiche Temperatur hat wie die Umgebung und sich bis zum Kondensationsniveau nach dem trockenadiabatischen Gradienten und danach nach dem feuchtadiabatischen Gradienten abkühlt, lässt sich leicht ablesen, ob das Luftpaket auf seinem Weg durch die Atmosphäre an einem beliebigen Punkt wärmer, kälter oder gleich warm wie die Umgebungsluft ist. Nur wenn das Luftpaket an jeden beliebigen Punkt wärmer als die Umgebung ist, ist es auch leichter als die Umgebung und es kann weiter aufsteigen. Die Atmosphäre befindet sich in einem labilen Zustand. Wenn das Luftpaket stets kälter ist als die Umgebung wird es überhaupt nicht aufsteigen, die Atmosphäre ist stabil. Meist ist die Atmosphäre nicht durchgehend stabil oder labil, da der Temperaturverlauf mit der Höhe nicht linear ist. So ist es häufig, dass ein Luftpaket nur bis in eine bestimmte Höhe aufsteigen kann und dort von einer stabilen Schicht oder gar einer Inversion gestoppt wird. Abbildung 2 zeigt schematisch den Aufstieg eines Luftpaketes.

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Abbildung 2: Aufstieg eines Luftpaketes entlang des trockenadiabatischen Temperaturgradienten bis zum Kondensationsniveau. Dort setzt Wolkenbildung ein und die Abkühlung des Luftpaketes folgt nun dem feuchtadiabatischen Temperaturgradienten. Hat sich das Luftpaket auf die Temperatur der Atmosphäre abgekühlt, stoppt der Aufstieg, die Wolke wächst nicht weiter nach oben

Selbst in der labilsten Atmosphäre würde ein Luftpaket spätestens in der Tropopause (dem Übergang zwischen Troposphäre und Stratosphäre) gestoppt werden, da hier ein abrupter Temperatur­anstieg erfolgt, was einer sehr starken Inversion entspricht.

Feuchtigkeit

Feuchtigkeit ist der Grundbestandteil von Wolken. Wolken entstehen, wenn die in der Luft enthaltene Feuchtigkeit kondensiert. Wie bereits in Abschnitt 1.1 beschrieben, geschieht dies, wenn ein aufsteigendes Luftpaket das Kondensationsniveau erreicht. Bei der Kondensation wird latente Energie in Form von Wärme freigesetzt. Die Kondensationsenergie beträgt 2,3 kJ pro Gramm kondensierter Wasserdampf.

Wenn die Luft nur wenig Wasserdampf enthält, ist die Kondensationsenergie rasch erschöpft und die Wolkenentwicklung stoppt in relativ geringer Höhe. Nur wenn sehr viel Feuchtigkeit in der Luft enthalten ist, kondensiert immer neuer Wasserdampf und sorgt durch die freiwerdende Wärme für einen anhaltenden Auftrieb für das Luftpaket. Ein Luftpaket kann so Vertikalgeschwindigkeiten von bis zu 30 m/s erreichen. Die Wolke wächst dadurch stark an. Ein zweiter Effekt verstärkt das Wolkenwachstum zusätzlich: durch den starken Aufwind werden aus der Umgebung neue Luftpaket angesaugt, die nun ebenfalls auskondensieren, die Wolke wächst noch stärker, vor allem nach oben. So entwickelt sich aus einer unscheinbaren Cumulus humilis-Wolke innerhalb kurzer Zeit (weniger als eine Stunde) zunächst ein Cumulus mediocris, dann ein Cumulus congestus und letztendlich, wenn alle Voraussetzungen stimmen, ein Cumulonimbus, die Gewitterwolke. Hauptmerkmal eines Cumulonimbus ist die Vereisung im oberen Teil der Wolke. Gefriert die Feuchtigkeit, setzt sie wiederum latente Energie frei, was dem Wolkenwachstum einen erneuten Anschub gibt.

Feuchtigkeit ist also der Treibstoff für die Wolkenbildung. Ist die Atmosphäre jedoch stabil geschichtet und ein Luftpaket kann nicht aufsteigen, wird auch bei sehr hohen Luftfeuchtigkeiten kein Gewitter entstehen.

Hebung

Hebung ist die letzte wichtige Voraussetzung für die Entstehung eines Gewitters. Unter Hebung versteht man all die Vorgänge, die die feuchte Luft dazu bewegen, überhaupt erst aufzusteigen. Wärmegewitter, auch Luftmassengewitter genannt, werden meist dadurch ausgelöst, dass sich die Erdoberfläche durch die Sonneneinstrahlung lokal unterschiedlich erwärmt. In den wärmeren Bereichen ist die Luft weniger dicht als in der Umgebung, als Folge beginnt die Luft aufzusteigen.

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Hebung geschieht auch häufig an Berghängen, wo die Luft beim Überströmen des Gebirges gezwungen wird, am Berghang entlang aufzusteigen, bis sie einen Punkt erreicht, von wo an sie selbstständig weiter aufsteigt. Gewitter, die wie hier aufgrund von geografischen Begebenheiten entstehen, werden daher auch orografische Gewitter genannt.

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Ein weiterer wichtiger Auslöser für Hebung sind Fronten. Besonders oft geschieht dies an Kaltfronten, wo sich die kalte Luft wie ein Keil unter die warme, feuchte Luft schiebt und diese in die Höhe zwingt. Solche Frontgewitter können das ganze Jahr über auftreten, sind im Sommer aufgrund der größeren Temperaturunterschiede jedoch meistens kräftiger.

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Ebenfalls häufig erfolgt Hebung an so genannten Konvergenzlinien. An Konvergenzlinien treffen gegenläufige Luftströmungen zusammen, die zusammenströmende Luft wird dabei nach oben gezwungen.

Wenn die Atmosphäre labil geschichtet ist und genug Feuchtigkeit vorhanden ist, ist Hebung der Auslöser für die Gewitterbildung.


Lebenszyklus eines Gewitters

Wenn alle Voraussetzungen erfüllt sind (die Atmosphäre ist labil geschichtet, die Luft sehr feucht, und durch Hebung wurde der Aufstieg feuchter Luft ausgelöst), entsteht ein Gewitter. Bereits 1949 veröffentlichten H. Byers und R. Braham in einer Studie einen idealisierten Lebenszyklus einer Gewitterzelle, der bis heute gültig ist. Demnach durchläuft ein Gewitter zunächst das Cumulus-Stadium (auch Wachstumsstadium genannt), danach das Reifestadium und zuletzt das Auflösungsstadium. Abbildung 3 zeigt schematisch den Lebenszyklus eines Gewitters.

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Abbildung 3: die drei Entwicklungsstadien eines Gewitters: links Cumulus-Stadium nur mit Aufwinden, in der Mitte Reife-Stadium mit Auf- und Abwinden, rechts Auflösungsstadium nur mit Abwinden

Cumulus-Stadium

Im Cumulus-Stadium wächst die Gewitterwolke aus einer Cumulus-Wolke heran, angetrieben durch die Kondensationsenergie. In der Wolke herrschen starke Aufwinde von 10 m/ s und mehr. Wenn die Wolke eine gewisse Höhe erreicht, bilden sich Eiskristalle, was weitere latente Energie freisetzt und die Wolke weiter in die Höhe treibt. In diesem Stadium gibt es noch keinen Niederschlag.

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Reifestadium

Im Reifestadium besteht der Aufwind weiter. Der obere Teil der Wolke stößt an die Tropopause und wird von der dort herrschenden Inversion gestoppt und zur Seite gezwungen, der typische Amboss entsteht. Im oberen Teil der Wolke wird in diesem Stadium Niederschlag in Form von Regen, Graupel oder Hagel gebildet, der durch sein Eigengewicht absinkt und so einen Abwind innerhalb der Wolke erzeugt. Das Reifestadium ist durch das gleichzeitige Vorhandensein eines Aufwind- und eines Abwindbereiches charakterisiert. Es fällt Niederschlag in Form von starkem Regen, Graupel oder sogar Hagel.

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Auflösungsstadium

Im Auflösungsstadium existiert nur noch ein Abwind. Durch den Niederschlag und den damit verbundenen Abwind wurde kühle Luft an die Erdoberfläche gebracht und rund um die Gewitterzelle herum verteilt, was die Zufuhr von neuer warmer, feuchter Luft abschneidet. Dem Gewitter kann keine neue Energie mehr zugeführt werden und es löst sich auf. Aus der sich auflösenden Wolke kann zunächst noch Niederschlag fallen, der aber nicht mehr stark ist.

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Gewitterarten

Bisher haben wir ein idealisiertes Gewitter betrachtet. Reale Gewitter lassen sich in eine der 3 folgenden Gewitterarten unterteilen:

  • Einzelzellengewitter

  • Multizellengewitter

  • Superzellengewitter

Im folgenden möchte ich kurz auf die einzelnen Gewitterarten eingehen.

Einzelzellengewitter

Einzelzellengewitter entsprechen in ihrem Aufbau in etwa dem idealisierten Gewitter aus Abschnitt 1.3. Sie bestehen aus einem Aufwind-Abwind-Paar und sind somit die kleinstmögliche Form eines Gewitters. Abbildung 4 zeigt den Aufbau eines Einzelzellengewitters. Ein typisches Einzelzellen­gewitter dauert etwa 30 Minuten und hat selten Unwetterpotential. Einzelzellengewitter treten selten auf. Ein Sonderfall von Einzelzellengewitter sind die so genannten Impulsgewitter, die in besonders labiler Umgebung entstehen und starke Regenfälle, Hagel, Downbursts (Fallböen in Orkanstärke) und schwache Tornados hervorbringen können.

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Abbildung 4: schematischer Aufbau eines typischen Einzelzellengewitters

Multizellengewitter

Multizellengewitter sind die häufigsten Gewitter. Sie bestehen aus einer Gruppe von Gewitterzellen, die eine gemeinsame Einheit bilden, in der jedoch jede Zelle in einem anderen Entwicklungs­stadium ist. Multizellengewitter entstehen, wenn im oberen Bereich der Gewitterwolke ein stärkerer Wind weht als im unteren Bereich. Somit ist die Gewitterwolke geneigt und der Niederschlag fällt nicht mehr direkt in den Aufwindbereich. Der Zustrom neuer, feuchter Luft wird nicht unterbrochen und es können neue Gewitterzellen entstehen. Diese werden in der Regel rechts oder links von der Zugbahn des Gewitters „angebaut“. So entsteht etwa alle 15 Minuten eine neue reife Gewitterzelle, gerade dann, wenn die vorhergehende abstirbt. Abbildung 5 zeigt schematisch den Aufbau eines Multizellengewitters.

Ordnen sich die Multizellengewitter linienförmig an, so spricht man von einer Multizellen-Linie oder auch Squall-Line. Besonders an Kaltfronten können solche Multizellen-Linien mehrere 100 km lang werden.

Ordnen sich die Multizellen dagegen als eher rundes Gebilde an, spricht man von einem Multizellen-Cluster.

Multizellengewitter haben häufiger Unwetterpotential als Einzelzellengewitter. Häufige Wettererscheinungen sind kleiner Hagel (bis 3 cm), heftiger Regen und Sturmböen, jedoch sind auch Downbursts und Tornados nicht ausgeschlossen.

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Abbildung 5: Schematischer Aufbau eines Multizellengewitters. Bei 1 befindet sich eine Zelle im Auflösungsstadium, bei 2 eine Zelle im Reifestadium, bei 3 und 4 bilden sich neue Zellen. Die Pfeile zeigen die Auf- und Abwärtsströme an.

Superzellengewitter

Superzellengewitter sind hoch organisierte Einzelzellengewitter. Superzellengewitter sind die seltenste Gewitterart, haben jedoch immer Unwetterpotential. Wichtigstes Merkmal ist der rotierende Aufwindbereich, die sogenannte Mesozyklone. Ein weiteres wichtiges Merkmal ist die räumliche Trennung von Auf- und Abwindbereichen. Dies führt dazu, dass Superzellengewitter über sehr lange Zeiträume (mehrere Stunden) existieren und extreme Wetterereignisse wie großen Hagel, extremen Regen, schwere Sturmböen und Downbursts und in etwa 30 % aller Fälle auch Tornados hervorbringen. Abbildung 6 zeigt den schematischen Aufbau eines Superzellengewitters.

Zusätzlich zu den in Abschnitt 1.2 beschriebenen Voraussetzungen für die Entstehung von Gewittern benötigt ein Superzellengewitter noch eine weitere atmosphärische Voraussetzung: Windscherung. Unter Windscherung versteht man eine Änderung der Windstärke und / oder der Windrichtung mit der Höhe. Für die Entstehung spielt besonders eine Änderung der Windrichtung mit der Höhe eine wichtige Rolle, da dies die Bildung der Mesozyklone ermöglicht.

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Abbildung 6: schematischer Aufbau eines Superzellengewitters. Man beachte den rotierenden Aufwärtsstrom, die Mesozyklone, als wichtigstes Merkmal einer Superzelle.

Blitz und Donner

Der Blitz ist das Hauptmerkmal eines Gewitters. Da die Entstehung von Blitzen sehr komplex und noch nicht vollständig geklärt ist, soll hier nur am Rande darauf eingegangen werden.

Blitze sind gewaltige elektrische Entladungen innerhalb der Gewitterwolke (Wolkenblitze) oder zwischen Gewitterwolke und Boden (Erdblitze). Der Donner ist eine Folgeerscheinung und wird durch die starke und plötzliche Erhitzung der Luft in der Blitzbahn ausgelöst, wodurch die Luft sich schlagartig mit Überschallgeschwindigkeit ausdehnt, was in unmittelbarer Nähe als Knall und in größerem Abstand als Donnergrollen wahrgenommen wird.

Gewitterwolken haben Bereiche unterschiedlicher elektrischer Ladung. Sehr vereinfacht gesehen ist der obere Teil der Wolke positiv, der untere Teil negativ geladen. Die Grenze zwischen den beiden Bereichen liegt normalerweise in der Höhe, in der die Temperatur -15 bis -20 °C beträgt. In diesem Bereich existieren Eisteilchen und unterkühlte Wassertropfen gleichzeitig und es finden intensive Gefriervorgänge statt. In vielen Fällen tritt in der Nähe der Wolkenbasis ein weiterer, eng begrenzter Bereich mit positiver Ladung auf. Abbildung 7 zeigt diese vereinfachte Darstellung der Ladungs­verteilung innerhalb einer Gewitterwolke. Die tatsächliche Ladungsverteilung innerhalb der Wolke ist erheblich komplexer, mit verschiedenen Zonen positiver und negativer Ladung.

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Abbildung 7: schematische, vereinfachte Darstellung der Ladungsverteilung innerhalb einer Gewitterwolke

Wie genau es zu den Ladungstrennungen innerhalb der Wolke kommt, ist noch nicht vollständig geklärt. Eine Theorie geht davon aus, dass Reibung zwischen Eiskristallen zu einer Ladungstrennung führt. Eine andere Theorie geht davon aus, dass sich fallende Regentropfen elektrisch aufladen. Eine weitere Theorie vermutet, dass größere Regentropfen als Folge von Deformationen im Fallen zerfetzt werden und sich das größere Fragment positiv, das kleinere Fragment negativ auflädt (Wasserfallelektrizität). Dies könnte zumindest für den eng begrenzten Bereich positiver Ladung im unteren Bereich der Gewitterwolke verantwortlich sein. Eine weitere Theorie hängt mit dem Gefriervorgang zusammen. Hier wird vermutet, dass während des Gefrierens von Wassertröpfchen H+-Ionen zusammen mit der Eiskruste abgesprengt werden.

Alle Theorien haben gemeinsam, dass die Ladungen zunächst an einem Ort getrennt werden und dann durch die Auf- und Abwinde innerhalb der Wolke verfrachtet werden, was zum Aufbau des elektrischen Feldes führt.

Die Entladung eines Blitzes erfolgt, wenn die Ladungstrennung groß genug ist und das so genannte Durchschlagspotential erreicht hat. Theoretisch ist dafür eine Feldstärke von 1 MV / m erforderlich, in der Natur kommt es jedoch schon bei deutlich geringeren Feldstärken zu Blitzentladungen.

Vor einer Blitzentladung eines Erdblitzes bildet sich durch Ionisation der Luft ein Blitzkanal zwischen Erde und Wolken. Der Blitzkanal baut sich ruckweise in mehreren Abschnitten von etwa 50 Metern Länge auf, was zur typischen Zickzack-Form des Blitzes führt. Die damit einhergehenden Vorentladungen werden auch als Leitblitz bezeichnet. Kurz bevor der Leitblitz den Boden erreicht, geht vom Boden eine Fangentladung aus, die von unten dem Leitblitz entgegen kommt und somit einen geschlossenen Blitzkanal zwischen Erde und Wolke herstellt und die Hauptentladung (den eigentlichen Blitz) auslöst. Die Hauptentladung besteht in der Regel aus mehreren Stößen. Ein durchschnittlicher Blitz besteht aus 4 Entladungen, die je etwa 40 Mikrosekunden bestehen. Dabei fließt bei jeder Entladung bei einer Spannung von 30 MV ein Strom von 20 kA. Ein Blitz setzt demnach etwa 25 kWh um, die Energie, die ein 4-Personen-Haushalt in etwa 2-3 Tagen verbraucht.



(c) Sabrina Müller, 2007