Budai Siklórepülő Egyesület

SÁRKÁNYREPÜLŐ OKTATÁS EGÉSZ ÉVBEN


Ajánlott meteo jelentések. 


Mielőt külföldre mész, mindenképpen érdemes a helyi meteo jelentést is lekérni.

http://www.windguru.cz/hu/

http://www.metnet.hu/

http://www.wetter.at/

http://www.wetterzentrale.de/

Könyv ajánló:

Repülésmeteorlógia (Sándor Valéris -Wantuch Ferenc) magyar

Clouds and Weather (Peterson First Guides) angol

Das Termikbuch (Bukhard Martens) német, angol

Das Streckenflugbuch (Bukhard Martens) német, angol


Röviden a meteorológiáról:


Meteorológiai alapismeretek

Tartalomjegyzék: 
Hőmérséklet 
Légnyomás 
Szél 
Légnedvesség 
A víz halmazállapotai 
Látástávolság 
Köd, párásság, száraz légköri homály 
Felhőképződés 
A csapadék 
Észlelési segédlet 
Árnyékoló készítése 
Rövidítések 
Impresszum

A levegő  állapothatározói 
A légkör egy igen nagy kiterjedésű és tömegű, gáz halmazállapotú fizikai rendszer, a légköri folyamatok pedig az ebben a rendszerben bekövetkező állapotváltozások sorozatai. 
A gázok állapotjelzői: hőmérséklet, nyomás, sűrűség. A levegőnél még figyelembe vesszük a vízgőztartalmat (nedvességet) is.

Hőmérséklet (T) 
A levegő hőmérsékletén a levegő felmelegedési fokát értjük. 
Mérése 2 m magasban, hőmérőházban történik, egysége °C.

Radiációs minimum 
Az éjszaka folyamán a talajfelszín kisugárzása következtében beálló legalacsonyabb hőmérséklet. A mérésére szolgáló hőmérőt a talajfelszín felett 5 cm-re helyezik el.

Középhőmérséklet 
24 óra folyamán mért hőmérsékleti értékek középértéke. 
 
A napi legalacsonyabb, illetve legmagasabb hőmérséklet azonban bizonyos esetekben- frontátvonuláskor, légtömegcsere esetén- napkelte után, illetve napnyugta után is beállhat.

Izoterma 
Egy adott szinten az azonos hőmérsékletű pontokat összekötő görbét izotermának nevezzük.

Hőátadás 
A légkör hőkészletének jelentős részét a földfelszíntől kapja. A napsugárzás hőenergiáját a légkör csak a földfelszín közvetítésével tudja hasznosítani.

Hővezetés 
Az a hőátadási mód, amikor a hő a test egyik részéről a másik részére molekuláról molekulára terjed át. A levegő, rossz hővezető révén, a földfelszíntől vezetés útján csak egy egész vékony, 3-4mm-es rétegben melegszik át, tehát ilyen energiacsere a földfelszín és a vele közvetlenül határos légréteg között figyelhető meg.

Sugárzás 
A földfelszín által kisugárzott energia nagy része a levegőben elnyelődik, majd a levegő az elnyelt energiát újra kisugározza. Ennek egy része a felszín felé irányul, ilyen módon csökken a felszín energiavesztesége. A földfelszín minden időben (éjjel-nappal, télen-nyáron) energiaforgalmat bonyolít le: sugárzás révén energiához jut, és sugárzással energiát ad le.

Hőáramlás, átkeverés 
Gáz halmazállapotú anyagokban a kis kohéziós erő következtében a részecskék könnyen elmozdulnak, és más közegbe kerülve tulajdonságaikat kicserélik. A keveredés igen hatékony hőátadási mód. A légkörben a hőáramlás iránya szerint két nagy csoportot különböztetünk meg: konvekciót és advekciót. 
    Konvekció: függőleges légáramlás esetén; ilyenkor függőleges irányú hőcsere zajlik le. A vertikális mozgások fajtái: 
     - elemi konvekció 
     - turbulencia 
     - frontális emelés 
     - orografikus emelés 
    Advekció: légáramlással zajló horizontális irányú hőcsere.

A hőmérséklet horizontális és vertikális eloszlása 
A hőmérséklet horizontális változékonyságát a különböző légköri képződmények határozzák meg, vertikális változását a légállapotgörbe mutatja. Adott pont felett a levegő hőmérsékletének, nedvességének és a szélnek a magassággal történő változását leggyakrabban rádiószondás mérésekből ismerhetjük meg. A hőmérséklet magassággal történő változásait a legjobban a hőmérséklet - magasság (nyomás) koordinátarendszerben való ábrázolással tudjuk áttekinteni. Az így felrajzolt görbét geometriai állapotgörbének nevezzük.

Cumulus kondenzációs szint 
Az a magasság, ahol az emelkedő levegő telítetté válik, és megkezdődik a nedvesség kicsapódása, a gomolyfelhők képződése. 
 
A levegő hőmérséklete a talajtól kiindulva a magassággal változik, a troposzférában rendszerint csökken. Amennyiben nem csökkenés következik be, akkor a következő eseteket figyelhetjük meg: 
    Izotermia: A légkör olyan rétegében beszélünk izotermiáról, amelyben a hőmérséklet függőlegesen nem változik. 
    Inverzió: A légkör olyan rétege, amelyben a levegő hőmérséklete a magassággal növekszik.

Az állapotgörbe jellemzői, stabilitási viszonyok 
A gázok állapotát három állapotjellemző (hőmérséklet-T, nyomás-p és sűrűség) egyértelműen meghatározza. A gázokban, így a levegőben végbemenő folyamatoknál általában mindhárom állapotjelző változik, egyik sem mutat állandóságot. A folyamatok közül ki kell emelni az adiabatikus folyamatokat.

Adiabatikus folyamat 
Akkor beszélhetünk róla, ha a rendszer és környezete között nincs hőcsere, vagyis a rendszer nem vesz fel és nem is ad le hőenergiát környezetének (elsősorban fel- és leáramlások).

Hőmérsékleti gradiens 
A hőmérséklet eloszlásának jellemzése. Az egységnyi távolságra eső hőmérséklet-változás. 
 
- Vízszintes (horizontális) hőmérsékleti gradiens: A hőmérséklet vízszintes eloszlásának jellemzése. Vektormennyiség, amely megmutatja, hogy a léghőmérséklet mely irányban csökken a legnagyobb mértékben a felület mentén a vizsgált pontban, megadja mekkora a távolságegységre eső hőmérséklet-csökkenés. 
 
- Függőleges hőmérsékleti gradiens: A hőmérséklet függőleges eloszlását jellemzi, általában a 100m-re eső hőmérséklet-változást értjük alatta. Megadja a léghőmérséklet vertikális csökkenésének vagy növekedésének mértékét, magasságegységre vonatkoztatva. 
 
- Átlagos hőmérsékleti gradiens: A sokévi magaslégköri mérések alapján a troposzférában az átlagos hőmérsékleti gradiens értéke: 0,65°C/100m a mérsékelt övben. 
 
- Tényleges hőmérsékleti gradiens: Változékony jellemszám, az időjárás változékonysága határozza meg. A rádiószondás mérésekből meghatározott gradienst: tényleges vagy lokális gradiensnek nevezzük. 
 
- Száraz-adiabatikus hőmérsékleti gradiens: Az állapotváltozás adiabatikus. Értéke: 1°C/100m. A telítetlen levegő adiabatikus állapotváltozása során fellépő hőmérséklet-változást írja le. 
 
- Nedves-adiabatikus hőmérsékleti gradiens: A telített levegő adiabatikus állapotváltozása során fellépő hőmérséklet-változás. Mivel a kondenzáció látens (rejtett) hője a felfelé emelkedő légrészecskét melegíti, ezért a nedves-adiabatikus hőmérsékleti gradiens mindig kisebb a száraz- adiabatikus hőmérsékleti gradiensnél.

Egyensúlyi helyzetek 
Az adiabatikus hőmérsékleti gradiens és a lokális hőmérsékleti gradiens viszonya határozza meg a légkör egyensúlyi állapotát, attól függően, hogy a légkör valamely rétegének hőmérsékleti gradiense az adiabatikus gradiensnél nagyobb, kisebb vagy egyenlő. 
 
- Stabilis egyensúlyi állapot: Ha egy légtömeget nyugalmi helyzetéből elmozdítunk, közte és környezete között olyan hőmérséklet-különbség alakul ki, amely a légrészecskét eredeti helyére visszavinni igyekszik. 
 
- Labilis (instabil) egyensúlyi állapot: Ha egy légtömeget nyugalmi helyzetéből elmozdítunk, magától is tovább emelkedik vagy süllyed. 
 
- Közömbös (indifferens) egyensúlyi állapot: Ha egy légtömeget nyugalmi helyzetéből elmozdítunk, új helyén is ugyanúgy nyugalomban marad.

Inverzió

Kisugárzási inverzió 
Az éjszakai órákban a talajfelszín általában lehűl, ezzel egyidejűleg lehűl a vele érintkező levegő is; ez a lehűlés a kisugárzási időszak alatt egyre vastagabb rétegre terjedhet ki. Hajnalra az inverziós hőmérsékleti eloszlás több száz méter vastagságot is elérhet. Különösen erős inverzió keletkezik derült, szélcsendes éjszakákon, ha a levegő nedvességtartalma kicsi és tiszta az idő. A kisugárzási inverzió besugárzás, élénkülő szél, illetve vertikális átkeverés hatására gyengül vagy feloszlik. A felhőzetnek és nedvességnek fontos szerepe van az inverzió kialakulásának meggátlásában.

Zsugorodási inverzió 
Magasban, általában 1-3km között, rendszerint anticiklonális nyomásmezőben kialakuló inverziós réteg. Ennek létrejöttében az anticiklonban felszálló-leszálló légmozgások játszanak szerepet.

Hidegpárna 
Az az inverziós hőmérsékleti eloszlás, amely a téli időszakban napközben sem oszlik fel, és az időjárási körülményektől függően tartósan (akár hetekig is) fennmarad. Jellemző a Kárpát-medencére.

A talajközeli hőmérséklet változása 
A hőmérséklet-változásokat két csoportra oszthatjuk: periodikus, illetve aperiodikus változásokra. Periodikus változás, pl. a nappali-éjszakai vagy az évszakos hőmérséklet-változás. Aperiodikus változásokat többek között légáramlás, légtömegcsere okoz; ez a változás elnyomhatja az előzőt. Egy adott helyen a levegő hőmérsékletében beálló változást, azaz lokális hőmérséklet-változást individuális és advektív okokra vezethetjük vissza.

A hőmérséklet individuális változása 
Két okra vezethető vissza. Az első adiabatikus, azaz hőcserementes változás. Ez függőleges légmozgásokkal vagy a légnyomás időbeli változásával jöhet létre. A második, nem adiabatikus (transzformációs) változás vagy molekuláris hővezetés, turbulens hőcsere, vagy sugárzás útján történő energia felvétellel, illetve leadással valósulhat meg. A talajfelszín közelében transzformációs, a magasban adiabatikus individuális hőmérséklet-változás az elsődleges.

A hőmérséklet advektív változása 
Hőmérsékleti advekción (szállítás) valamely helyen az oda érkező levegő eltérő hőmérséklete által okozott hőmérséklet-változást értjük. A légkörben alig van advekciómentes állapot. Az advekció függ: a hőmérséklet horizontális eloszlásától, a légáramlás irányától és nagyságától, tehát a szélsebességtől. Hideg advekcióról abban az esetben beszélhetünk, ha egy hely fölé az ott lévőnél hidegebb levegő áramlik, ellenkező esetben pedig meleg advekcióról van szó.

A sűrűség magassággal történő változása 
A magasban levő légrészecskék súlyuknál fogva nyomást gyakorolnak az alattuk lévőre, ezáltal azokat összenyomják, így a sűrűség a talajfelszínen a legnagyobb. A sűrűség a magasság növekedésével logaritmikusan csökken. A sűrűségcsökkenés az alsó légrétegekben valamivel gyorsabb, mint a nagyobb magasságokban. Kb. 5500m magasan a sűrűség közel fele a talajon észlelhető sűrűségnek, 12km magasságban közel negyede, 30km magasságban pedig már csak kb. százada.

Légnyomás 
A nyomás a felületegységre ható nyomóerőt jelenti, vagyis a nyomás a felületre ható erő és a felület hányadosa által értelmezett fizikai mennyiség. A légnyomásnál a nyomóerőt a légkör egy bizonyos helyén az adott hely fölött elhelyezkedő levegőoszlop súlya okozza. A légnyomást a meteorológiában hekto-Pascal-ban (hPa) adjuk meg. A légnyomás a légkörben felfelé haladva közel exponenciálisan csökken; a tiszta exponenciális csökkenés akkor valósulna meg, ha a légkör állandó hőmérsékletű volna.

Horizontális bárikus gradiens 
A nyomásgradiens mint térbeli vektor vízszintes síkra vonatkoztatott komponense. Vektormennyiség, megmutatja, hogy a horizontális felület mentén (a vizsgált pontban) mely irányban csökken a légnyomás a legnagyobb mértékben, valamint azt is megadja, hogy mekkora a távolságegységre eső nyomáscsökkenés.

Izobárok 
Az azonos légnyomású pontokat egy adott vízszintes felületen összekötő görbék.

Izobár felület 
Az azonos légnyomású pontokat térben összekötő felület.

Izobár alakzatok 
A szinoptikus vagy más néven, talajtérképeken az izobárokat 5hPa-onként szokták analizálni. Az analizált térképen izobár alakzatok láthatóak.

A légnyomás változása lehet időbeli és térbeli 
Az időbeli változás lehet periodikus, illetve aperiodikus. 
 
- Periodikus: egyrészt a napi menetet takarja, a napi hullámban két maximum és két minimum jelentkezik: a minimum időpontja 4, illetve 16 óra, a maximumé 10 és 22 óra. A napi menetre jellemző, hogy a nappali amplitúdó nagyobb, mint az éjszakai. A légnyomás menetében másrészt évi ingás is megfigyelhető, az ingás amplitúdója télen csökken, nyáron növekszik. Ez a változás nem hat erősen az időjárás változásra. 
- Aperiodikus: légtömeg-áthelyeződéssel, időjárás alakító hatással van kapcsolatban, ez a változás elnyomja a periodikus változást. 
 
A térbeli változás mind vertikális, mind horizontális irányban jellemző. A légnyomás és a magasság kapcsolata a repülésben igen fontos. A légnyomás vízszintesbeli változékonyságát a légnyomási képződmények adják. A legfontosabb nyomási képződmények a következők: 
 
- Ciklon: egy vagy több zárt izobárral rendelkező légköri örvény, melynek középpontjában legalacsonyabb a légnyomás. 
- Anticiklon: egy vagy több zárt izobárral rendelkező légköri képződmény, melynek középpontjában a legmagasabb a légnyomás. 
- Peremciklon: nagykiterjedésű ciklonok peremén keletkező újabb ciklon. 
- Csatorna vagy teknő: az alacsony nyomású képződmények területén kijelölhető olyan vonal, melyhez közeledve a légnyomás csökken, attól távolodva pedig nő. 
- Gerinc vagy hátság: magasnyomású területen belül kijelölhető vonal, melyhez közeledve a légnyomás nő, attól távolodva pedig csökken. 
- Nyereg: két-két szemközti alacsony-, illetve magasnyomású képződmény közti terület. 
- Izobártalan mező: A légnyomás viszonylag nagy területen közel egyforma.

A légnyomás  átszámítása a tengerszintre 
Ha különböző földrajzi helyeken, a talajon mérjük a légnyomást, a mért értékek csak akkor hasonlíthatók össze, ha mindenütt ugyanabban a magasságban mértük, különben az állomások magasságkülönbségéből adódó légnyomáskülönbség elfedi a vízszintes eltéréseket. Az összehasonlíthatóság végett azonos magasságra kell az értékeket átszámítani. Ez a magasság legtöbbször a tengerszint magassága. Az így átszámított légnyomás csupán egy képzelt érték, amellyel lehetővé tesszük az összehasonlítást. 
 
A tengerszinti javítás függ: 
- a műszer tengerszint feletti magasságától 
- az észlelt léghőmérséklettől 
- a műszerszinti légnyomástól 
Ezek ismeretében számítható a tengerszinti légnyomás.

Szél 
A levegő vízszintes áramlását szélnek nevezzük. A szél vektormennyiség, tehát iránya és nagysága van. A felszíni szelet 10 méter magasságban mérjük.

Szélirány 
Azt az irányt adjuk meg, ahonnan a szél fúj. A szélirányt a legközelebbi 10 fokra kerekítve vagy az égtájak, illetve mellékégtájak szerint közöljük. Az északi iránynak a 0° (vagy 360°), a keletinek a 90°, a délinek a 180°, a nyugatinak pedig a 270° felel meg.

Szélsebesség 
A szélsebességet m/s-ban vagy csomóban (knot) mérjük. A talajszél esetén megadjuk az átlagszelet, azaz a szélsebesség átlagértékét és az elmúlt óra folyamán bekövetkezett legnagyobb széllökést. Az átlagszelet 10 percre, a széllökést a repülésmeteorológiai táviratokban az elmúlt 2 percre vonatkoztatjuk, általános meteorológiai jelentésekben pedig az elmúlt egy óra legnagyobb széllökése kerül megadásara. 1m/s = 1,944csomó = 3,6km/h. A meteorológiai térképeken a mért vagy előre jelzett szelet szélzászlóval adjuk meg. A szélsebesség mérésére nincs mindig lehetőség, ilyenkor a szél által kiváltott hatásokkal lehet a szél erősségére következtetni. Így készült a Beaufort-skála.

A szél kialakulásának okai 
Ahhoz, hogy a levegőben vízszintes irányú légmozgások kialakuljanak, nélkülözhetetlen feltétel a horizontális légnyomáskülönbség. Gázok esetében ugyanis, ha a gázon belül két pont között nyomáskülönbség alakul ki, azonnal megindul a kiegyenlítődés, vagyis a magasabb nyomású pont felől az alacsonyabb nyomású pont felé fog a gáz áramlani. Ez a mozgás, ez a folyamat addig tart, míg a nyomáskülönbség meg nem szűnik. Teljesen hasonlóan: ha a levegőben két hely között horizontálisan nyomáskülönbség alakul ki, akkor azonnal megindul a levegő áramlása a magasabb nyomású hely felől az alacsonyabb nyomású hely felé.

A szelet meghatározó  erők 
Ahhoz, hogy valamely levegőrész nyugalmi helyzetéből kimozduljon, valamilyen erőhatás szükséges. A levegőben a vízszintes mozgásokat kiváltó erő a nyomáskülönbségből, a nyomáskülönbség pedig hőmérséklet-különbségből származik. 
 
- Gradiens erő: a nagyobb nyomású terület felől az alacsonyabb nyomású hely felé légrészecskét szállító erő. 
 
- Légnyomási gradiens: A nyomásmező eloszlását határozza meg. A gradiens nagysága a nyomáskülönbség nagyságával arányos: minél nagyobb két hely között a nyomáskülönbség, annál nagyobb a gradiens értéke és a légmozgást létrehozó erő is. A légnyomási gradiens nagysága a távolságegységre eső nyomáscsökkenés mértéke, iránya pedig a legerősebb nyomáscsökkenés irányába esik. Egyenes vonalú izobárok esetén a légnyomási gradiens erő iránya merőleges az izobárokra; nagyságára jellemző, hogy fordítottan arányos az izobárok közötti távolsággal, azaz minél nagyobb a nyomáskülönbség, annál nagyobb a szél (sűrűbbek az izobárok). 
 
- Coriolis-erő: a Föld forgásából adódó eltérítő erő. Hatása abban nyilvánul meg, hogy a már mozgó testeket a mozgás irányára merőlegesen akarja kitéríteni - az északi féltekén jobbra, a délin balra. A Coriolis-erő nagysága arányos a földrajzi szélességgel és a mozgó test sebességével. Az Egyenlítőn az eltérítő erő horizontális komponense 0, a sarkokon pedig maximális. A Coriolis-erő a mozgó levegőt tehát fokozatosan eltéríti mindaddig, amíg a szél az izobárokkal párhuzamosan nem fúj.  
 
- Geosztrofikus szél: a gradiens erő és a Coriolis-erő egyensúlya esetén kialakuló, az izobárokkal párhuzamosan fújó szél. Ez a magaslégkörben fordul elő, mivel ott eltekinthetünk a súrlódástól, az alsó légrétegekben geosztrofikus szél nem alakul ki. Geosztrofikus szél tehát akkor jön létre, ha az izobárok párhuzamosak, a légnyomás időben nem változik és a talajjal való súrlódás hatása nem érvényesül. A levegőrészecskék vízszintes mozgását a geosztrofikus áramlás esetén két fő erő irányítja: a vízszintesben jelentkező nyomáskülönbségből származó gradiens erő és a Föld forgásából származó egyik tehetetlenségi erő, a Coriolis-erő vízszintes komponense. Amikor a geosztrofikus szél létrejön, akkor a fenti két erő egyensúlyt tart egymással és így a szél az izobárokkal párhuzamosan fúj. 
 
- Ageosztrofikus szél: Ha a mozgás nem felel meg az előbb leírtaknak, vagyis többnyire gyorsuló mozgás jön létre. 
 
- Geociklosztrofikus vagy gradiens szél: az izobárok görbültek, a légnyomás időben nem változik, és a talajjal való súrlódás hatása nem érvényesül. Görbevonalú izobárok esetén a gradiens erő és az eltérítő erő mellett a centrifugális erő is részt vesz a mozgásforma létrehozásában. A kialakult geociklosztrofikus szél az izobárokhoz húzott érintő mentén fúj, mégpedig oly módon, hogy az Északi féltekén ciklonális esetben a cirkuláció az óramutató járásával ellentétes, anticiklonális esetben pedig az óramutató járásával megegyező. 
 
- Súrlódás: az áramló levegő és a földfelszín között lép fel. 
 
- Súrlódási erő: talajközeli rétegben kialakuló, a mozgásiránnyal ellentétes, nagysága arányos a sebességgel. 
 
- Súrlódási réteg: a légkörnek az a rétege, amelyben a talajfelszínnel való súrlódást figyelembe kell venni. Ebben a rétegben közelítőleg igaz, hogy a súrlódási erő lineárisan arányos a szélsebességgel, és a súrlódási erő egyállású, de ellentétes irányú a sebességvektorhoz viszonyítva.

Konvergencia 
A légkör valamely rétegében létrejövő vízszintes irányú tömeg-összeáramlás. Felléphet talajközeli levegőrétegben ciklon esetén (a konvergencia egy pontra történik, ez a pont a ciklon centruma), és ennek a talajközeli konvergenciának eredményeként a ciklon területén egészen a középső troposzféráig feláramlás tapasztalható. A talajközeli konvergencia a vízszintes légáramlásnak a talajjal való súrlódása révén jön létre. A feláramlás, mivel adiabatikus hűlést eredményez, kellő nedvességtartalom esetén felhőzet-, illetve csapadékképződéshez vezet. Konvergencia lép fel a talajközeli levegőrétegekben konvergencia-vonalak, valamint nyomási csatornában húzódó időjárási frontok esetében is; a konvergencia itt vonalra történik. Ez esetben is feláramlás, és ennek folytán felhő- és csapadékképződés figyelhető meg.

Divergencia 
A légkör valamely rétegében létrejövő vízszintes irányú tömegszétáramlás. Felléphet talajközeli levegőrétegekben anticiklon esetén (a divergencia egy pontról történik, ez a pont az anticiklon centruma), és ennek a divergenciának eredményeként az anticiklon területén egészen a középső troposzféráig leáramlás tapasztalható. A nagytérségű leáramlás, mivel adiabatikus melegedéssel jár, felhőoszlató hatású. Divergencia lép fel a talajközeli rétegekben akkor is, ha a talajtérképen nyomási gerincet analizálunk; a divergencia itt vonalba rendezett. A térségre leáramlás, és ennek kapcsán általában kevés felhő vagy a felhőzet teljes hiánya a jellemző.

Légnedvesség 
A légkörben a vízgőznek mindhárom halmazállapota megtalálható: 95%-a légnemű, 5%-a szilárd és cseppfolyós halmazállapotban. A légköri vízmennyiség mindössze százezred része a Föld felszíni vízkészletének. A légköri víz mintegy 10 naponként kicserélődik. A légkörből kihullott víz a felszínről pótlódik, vagyis a légkör és a felszín között állandó körforgás megy végbe (párolgás - kicsapódás - csapadék), és eközben a víz halmazállapot-változásokon megy keresztül. A nedvesség befolyásolja a sugárháztartást, a frontok, nyomásrendszerek fejlődését.

Abszolút nedvesség 
A térfogategységben lévő vízgőz mennyisége g-ban. Az abszolút nedvesség a magassággal rohamosan csökken, 8km-en már csak negyede a talajon mérhetőnek.

Fajlagos (vagy specifikus) nedvesség 
A nedves levegő tömegegységében lévő vízgőz mennyiségét kifejező mérőszám.

Gőznyomás vagy páranyomás 
A levegőben lévő vízgőz feszítő ereje (hPa), a levegőben található vízgőz súlyából származó nyomás.

Telítési gőznyomás 
Egy adott hőmérsékleten lehetséges legnagyobb gőznyomás.

Telítési hiány 
Adott hőmérsékleten a telítési és a tényleges gőznyomás különbsége. A párolgás arányos a telítési hiánnyal.

Relatív nedvesség 
A tényleges és az adott hőmérséklethez tartozó telítési páranyomás aránya.

Harmatpont 
Az a hőmérséklet, amelyre a levegőt lehűtve az telítetté válik, miközben a nyomás és a rendelkezésre álló vízgőz mennyisége változatlan marad.

Harmatpontdeficit 
A levegő pillanatnyi hőmérséklete és harmatpontja közötti különbség.

A légnedvesség mérése 
A jó nedvszívó anyagot használva a rajta átvezetett nedves levegőből magába szívja a nedvességet, a súlynövekedésből pedig következtetni lehet a nedvességtartalomra. 
 
A hajszálas higrométerek azon az elven alapulnak, hogy a relatív nedvesség növekedésével a hajszál hossza megnövekszik. A nedvességtartalom ún. száraz-nedves hőmérőpárral is mérhető. Az egyik hőmérővel a szokásos módon a levegő hőmérsékletét mérik, a másik hőmérő higanygömbjét viszont nedves muszlinnal veszik körül. Ha a levegő nem telített, akkor a nedvesen tartott hőmérőről víz párolog el, így hőenergiát veszít, ennek következtében ez a hőmérő alacsonyabb hőmérsékletet mutat, mint a másik. A közöttük levő különbség nagyságából következtetni lehet a levegő nedvességtartalmára.

A víz halmazállapotai

Szilárd halmazállapot 
A részecskék hőmozgása az összetartó erőhöz képest kicsi, így tulajdonképpen helyhez kötöttek; a hőmozgás e hely körüli rezgőmozgásban nyilvánul meg.

Cseppfolyós halmazállapot 
A molekulák hőmozgásának (mozgási energiájának) növekedtével eljutunk egy olyan állapothoz, amikor a molekulák egymáshoz képest is elmozdulnak, nincsenek helyhez kötve, de ugyanakkor még érvényesül a molekulák között a vonzóerő is.

Légnemű  halmazállapot 
A molekulák hőmozgása már olyan nagy, hogy az összetartó erő elhanyagolható. A molekulák egymástól függetlenül, szabadon mozognak. 
 
A részecskék hőmozgásától függően az anyag egyik halmazállapotból átmehet egy másikba.

Látens hő 
Az átalakulási hő közlése nem okoz hőmérséklet-változást, csupán a halmazállapotot változtatja meg, ezért rejtett vagy látens hőnek nevezzük.

Párolgás 
A levegőbe a földfelszínről jut a víz, párolgás és szublimáció útján. A két folyamat közül a párolgás lényegesen nagyobb mennyiségű vizet mozgat meg. A párolgás során molekulák lépnek ki a víz felszínéről, a vízfelszín fölé kerülő molekulák egy része azonban a felszínnek ütközve visszakerül, ismét elnyelődik.

Tényleges párolgás 
A vízfelszínről kilépő és visszakerülő molekulák különbsége adja meg. Annál nagyobb a párolgás mértéke, minél nagyobb a kilépő, de a folyékony vízbe vissza nem kerülő molekulák száma.

Telítési állapot 
A kilépő molekulák száma megegyezik a visszakerülő molekulák számával. A vízfelszín fölötti légtérben a molekulák száma nem változik. 
 
A természetes felszín párolgása függ: 
- a párolgó felszín sajátossága 
- a rendelkezésre álló víz mennyisége 
- a párolgásra fordítandó energia nagysága 
- a levegő átkeveredésének mértéke 
- a párolgó víz hőmérséklete 
- a levegő párabefogadó képessége (telítési hiány)

Kondenzációs folyamatok 
Amikor egy adott térrészben a levegő túltelítetté válik, a telítésen felüli páramennyiség kicsapódik. Ha a kondenzáció a magasban következik be, felhő, ha a talaj mentén, akkor köd keletkezik. A felhőképződéshez - elegendő vízgőztartalom esetén - kétféle alapvető folyamat vezethet: légköri feláramlás és ennek kapcsán adiabatikus hűlés, vagy a levegőréteg sugárzásos hűlése. 
 
A kicsapódáshoz szükséges: 
- Kondenzációs magvak: Nedvszívó részecskék, mindig jelen vannak a légkörben, szennyeződés mindig van. 
- A vízgőztartalom megközelítse a telítettséget: A relatív nedvesség közel 100%-os legyen. 
    A relatív nedvesség növekedésének okai: 
       - Bepárlás 
       - Lehűlés - ez a legfontosabb tényező (a levegő a harmatpont közelébe hűl) 
       - Dinamikus keveredés - a telítettséghez közel álló légtömegek keveredése.

A látástávolság 
A levegő átlátszósága akkor lenne tökéletes, ha a fénysugár gyengítetlenül hatolna át a légkörön. Ez az eset azonban soha nem áll fenn, mert teljesen tiszta és száraz légkörben is a - levegő molekuláin, atomjain történő - szóródás miatt a fénysugár gyengülése bekövetkezik. Ehhez járul még a levegőben levő pára, vízrészecskék és a szennyeződés által előidézett fénygyengítés.

Homályossági tényező 
A vendéganyagok jelenléte által keltett, a tiszta levegőhöz viszonyított fénygyengítést mutató jellemszám. Megmutatja, hány tiszta légkör kellene ahhoz, hogy ugyanolyan fénygyengítés álljon elő, mint amilyen az adott légállapot mellett fennáll. A homályossági tényező értéke különböző levegőfajtáknál, mint jellemző és bizonyos mértékig maradandó tulajdonság szerepel. Amint a kicsapódott vízrészecskék a levegőben szaporodnak, a homályossági tényező magas értéket vesz fel és maradandó jellegét elveszti.

Vízszintes látástávolság 
Az a legnagyobb távolság, amelyről egy megfelelő nagyságú, fekete tárgyat egy átlagos észlelő felismer. Az észlelést talajon szemmagasságban végezzük.

A látástávolságot befolyásoló  tényezők 
 
- Objektív tényezők 
    - a Föld görbülete, amely határt szab a rajta lévő tárgyak láthatóságának 
    - a földfelszín tagoltsága, a rajta lévő tereptárgyak 
    - a levegő átlátszósága 
    - a megfigyelt tárgyak mögötti fényviszonyok, az ún. háttérvilágítás 
    - a megfigyelt tárgy alakja, színe, fényessége és megvilágítása 
- Szubjektív tényezők 
    - a szem érzékenysége (ez egyénenként változik), ez mutatja, hogy a látástávolság meghatározása mennyire szubjektív 
    - a szem alkalmazkodó képessége, illetve, hogy a szem előzőleg milyen fényhatásnak volt kitéve

Meteorológiai látástávolság 
Nappal a látástávolságot az észlelő ismert távolságban lévő tereptárgyak segítségével állapítja meg, sötétedés után pedig a különböző fényforrások alapján. Az éjszakai távolságot úgy kell megbecsülni, mintha a megvilágítás a nappalinak felelne meg. A fénylátásnál meghatározott látástávolság nagyobb, mint a fények nélküli. A szürkületi időszak tetemes bizonytalanságot hoz a látástávolság észlelésébe: mind a tárgyak, mind a fényforrások érzékelése csak hiányosan történik. 
 
Gyakran előfordul, hogy a különböző irányokban megfigyelt látástávolságok különböznek egymástól, ilyen esetekben mindig a legkisebb látástávolság-értéket kell jelenteni.

Függőleges látástávolság 
Az a legnagyobb távolság, amelyről egy függőleges irányban elhelyezkedő tárgy még látható.

A látástávolságot csökkentő  tényezők 
    - a légkörben lebegő vízcseppek felhalmozódása (párásság, köd) 
    - csapadék (eső, hó stb.) 
    - por- és homokvihar 
    - egyéb szennyező anyagok (füst, korom, pernye stb.)

Köd, párásság, száraz légköri homály

Köd 
A vízgőz kicsapódása a talaj közelében megy végbe és a látástávolság nem éri el az 1 km-t 
 
A levegő a talajközeli légrétegekben különböző módon válhat telítetté: 
    - párolgás útján történő vízgőztartalom-növekedéssel 
    - a levegő harmatpontra való lehűlésével 
    - különböző hőmérsékletű, de a telítéshez közel álló levegőfajták keveredésével 
 
A légkörben lebegő szilárd és cseppfolyós részecskék felhalmozódása nagymértékben csökkentheti a látástávolságot.

Párásság 
A relatív nedvesség meghaladja a 80%-ot, és a látásromlást elsősorban a vízcseppek túlsúlyba kerülése okozza. 
A ködöt a párásságtól az különbözteti meg, hogy ködben a látástávolság 1 km-nél kisebb.

Száraz légköri homály 
A relatív nedvesség nem haladja meg a 80%-ot és a látásromlást elsősorban a szilárd szennyezőanyagok: por, korom, füst szuszpenziója okozza.

A ködök fajtái

Radiációs vagy kisugárzási köd 
Tipikus légtömegen belüli köd. Akkor keletkezik, ha a talaj és a talajközeli levegő hőmérséklete a hosszúhullámú kisugárzás következtében oly mértékben lecsökken, hogy a kondenzáció a levegőben bekövetkezik. Vastagsága néhány méter és néhányszor 100 méter között van. Derült időben és gyenge szél esetén éjszaka és kora reggel képződik, napközben általában feloszlik. Kora tavasszal, késő ősszel és télen gyakori, legkedvezőbb időjárási helyzet, amelyben létre jöhet, az anticiklon.

Kisugárzási köd keletkezésének feltételei 
- Nagy relatív nedvesség a felszín közelében - ekkor már kis lehűlés is elegendő a harmatpont eléréséhez 
- Derült ég - ez biztosítja az erős kisugárzást, s ennek révén a talajfelszín és a talajközeli levegő megfelelő mértékű lehűlését 
- Gyenge talajszél és stabilis rétegződés - ha szélcsend van, akkor harmat vagy sekély talaj menti köd keletkezik. Élénk vagy erős szél átkeveri a levegőt, s a talaj közelében feloszlatja a ködöt, az átkeverés alacsonyszintű felhők (St és Sc) kialakulásához vezet. Az 1-4m/s szelek a legkedvezőbbek a kisugárzási köd keletkezéséhez. A stabilis légrétegződés szintén fontos, mert a labilitás esetén fellépő átkeveredés megakadályozza a ködképződést

Emelt köd 
A köd megemelkedik és St felhővé alakul át.

Inverziós köd 
Anticiklonális helyzetben alakul ki, a téli időszakban. A magasban elhelyezkedő inverziós réteg alatt zárt St felhőzet (Stratus nebulosus) képződik. Amennyiben ez a talaj közelébe leszivárog, kialakul a köd.

Advekciós vagy áramlási köd 
Meleg, nagy nedvességtartalmú levegő áramlik hidegebb felszín fölé. A meleg levegő alsó rétege a hideg felszíntől lehűlve telítetté válik és bekövetkezik a kicsapódás. Keletkezéséhez: mérsékelt, 3-7m/s-os szél a legkedvezőbb, mely megfelelő átkeveredést biztosít ahhoz, hogy több száz méter vastag ködréteg keletkezzék.

Párolgási köd 
Hideg levegő áramlik meleg vízfelszín fölé. A vízfelszínről történő bepárolgás hamar telítetté teszi a hideg levegőt. Az így kialakuló köd általában gyenge, vastagságuk nemigen haladja meg a néhány métert.

Orografikus köd 
A levegő a hegyek, dombok lejtőén emelkedésre kényszerül, kisebb nyomású környezetbe kerülve kitágul, és adiabatikusan lehűl. Ha elegendő nagy a levegő nedvességtartalma, a lehűlt levegőben megindul a kondenzáció, és ún. hegyi vagy lejtőköd keletkezik.

Keveredési köd 
Két különböző hőmérsékletű és nedvességtartalmú (de telítettséghez közelálló) levegőhalmaz keveredésekor a meleg levegő lehűl és vízgőztartalmának egy része kicsapódik.

Frontális köd 
Melegfront felhőzetéből a hideg levegőbe hulló viszonylag meleg esőcseppek párolgása okozza a telítettséget. 
- Prefrontális köd: a front előtti mintegy 50-100km-es térségben alacsony St felhőzet vagy köd keletkezik 
- Posztfrontális köd: a meleg levegő hideg felszín fölé áramlik, alacsony St vagy köd keletkezik (tulajdonképpen áramlási köd) 
Frontális köd keletkezhet úgy is, ha a felhőrendszer leereszkedik a földfelszínre, a képződött köd a front átvonulása után megszűnik, de némely hegyes-dombos területen meg is maradhat.

Köd advekció 
Máshol kialakult köd áthelyeződik. Késő ősztől kora tavaszig többször előfordulhat.

Felhőképződés 
A felhő a magasban kondenzálódott vízcseppek, jégkristályok halmaza. A felhőzet kialakulása akkor kezdődik, amikor a levegő annyira lehűl, hogy telítetté válik. A levegő felhőzetképződést eredményező lehűlését a levegő felemelkedése során végbemenő adiabatikus hőmérséklet-csökkenés váltja ki, ezért a felhők létrejöttét, alakját és kiterjedését döntően a levegőben kialakuló feláramlási viszonyok határozzák meg. A felemelkedő levegő adiabatikusan lehűl, elegendő nedvességtartalom esetén a kondenzációs szintet elérve kicsapódik és megkezdődik a felhőképződés. A kondenzációs szint magassága - egyebek mellett - függ a levegő nedvességtartalmától: nedvesebb levegőben a felhőképződés alacsonyabb szinten megy végbe.

Felhőatlasz

A levegőt emelkedésre kényszerítő tényezők 
- a levegő felmelegedése a talaj közelében (termikus konvekció) 
- akadályok (hegyek) 
- különböző hőmérsékletű légtömegek találkozása (frontális emelés) 
- összeáramlás 
- kéményhatás

Termikus konvekció 
A talajfelszín felmelegedése következtében a levegő feláramlása megindul. A feláramlás kompenzációjaként a környező levegőben leáramlás indul meg, így cirkuláció jön létre. A termikus konveckió fő energiaforrása a napsugárzás. A talajfelszín a napsugárzás hatására felmelegszik, majd hőenergiájának egy részét a vele érintkező levegőnek hővezetés útján átadja. A felmelegedő levegő kitágul, sűrűsége csökken, és megfelelő hőmérsékleti rétegződés esetén felszálló légmozgás jön létre. 
 
A termikus konvekció labilis légrétegződéshez kötött. Amennyiben a labilitás megfelelő nagyságú és a levegőrészecske elegendő magasságig emelkedik, vagyis addig, míg az adiabatikus hűlés miatt harmatpontjáig hűl, kialakulnak a gomolyfelhők (Cu). A felszálló levegőrészecskék fontos szerepet játszanak a légköri hőenergia szállításban. 
 
A felhő további fejlődése a kondenzációs szint fölötti hőmérsékleti rétegződéstől függ. Abban az esetben, ha a kondenzációs szint fölött inverzió alakul ki, akkor a felhő csak addig emelkedhet fel. Ha a labilitás nagyobb magasságokig nyúlik, ekkor a felhő sokkal magasabb lesz, mint az előbbi esetben. Akár a tropopauzáig is feltornyosulhatnak a gomolyfelhők.

Cumulus-kondenzációs szint 
A kondenzációs szint magassága, az a magasság tehát, amelyet a termikus konvekció során felemelkedő részecske elér. A napsugárzás hatására a talajfelszín nem egyenletesen melegszik fel, mert a különböző talajfelszínek más-más hőkapacitással bírnak, ezért a termikus konvekció sem lesz mindenütt azonos erősségű: helyenként feláramlások, más helyen pedig leáramlások alakulnak ki. Feláramlások főként homokfelszín, száraz rét vagy gyárterület fölött alakulnak ki, míg az erdők vagy vízfelület fölött leáramlások jellemzőek.

Akadályok (hegyek) által kényszerített feláramlások 
Hegyek körzetében a levegő fel-, illetve leáramlásra kényszerül, miközben benne adiabatikus hőmérséklet-változások lépnek fel. A hegyek előoldalán a levegő felemelkedik és lehűl, míg a hátoldalon a leszálló légtömegekben melegedés lép fel. A feláramlás - megfelelő nedvességi viszonyok mellett felhőképződéssel jár.

Emelési kondenzációs szint 
Az a kondenzációs szint, amelyet a levegő kényszeremelkedése során ér el. 
A légtömeg, amely az akadály miatt emelkedésre kényszerül. Száraz adiabatikusan hűl mindaddig, míg a kondenzációs szintet el nem éri. Az emelési kondenzációs szint eleinte alacsonyabban van, mint a Cumulus- kondenzációs szint, ugyanis a kényszeremelés hatására már akkor is képződhet felhő, amikor a termikus konvekció még nem indult be.

Frontális emelés 
A különböző hőmérsékletű légtömegek között keskeny határfelület alakul ki. A hideg és meleg levegő között kialakuló határfelület nem merőleges a talajra, hanem kis szögben metszi azt: a hidegebb levegő ék alakban fekszik a melegebb alatt. A sűrűbb és ezzel nehezebb hideg levegő a meleg levegő szempontjából hasonlóan viselkedik, mint egy domborzati akadály, így a szabad légkörben a légtömeghatárokon felhőképződési folyamatok mennek végbe, hasonlóan, mint ahogy azt a hegyeknél megfigyelhetjük. 
 
A meleg levegő aktív felsiklásáról akkor beszélhetünk, ha a meleg levegő gyorsabban mozog, mint az előtte levő hideg. A hideg levegő akadályt képez, így a meleg levegő kis szögben történő felsiklásra van kényszerítve. Ennek következtében nagytérségű emelési folyamatok zajlanak le, nagy kiterjedésű rétegfelhők alakulnak ki, melyekből hosszú ideig tartó csapadékhullásra is számítani kell. 
 
Ha egy hideg, ék alakban fekvő légtömeg előtti meleg levegő gyorsabban mozog, mint a hideg, akkor aktív lesiklásról beszélünk. Az adiabatikus melegedés miatt a felhők feloszlanak. A meleg levegő passzív lesiklásáról akkor beszélünk, ha az elől lévő hideg levegő gyorsabban mozog, mint a meleg. Ekkor is felhőoszlató hatás érvényesül. 
 
Ha a hideg levegő áramlási sebessége nagyobb, mint az előtte fekvő melegé, a nehéz, hideg levegő a könnyebb meleg alá csúszik, és azt passzívan megemeli. Labilis légrétegződés esetén az emelés erőteljes gomolyfelhő-képződéssel, záporokkal, zivatarokkal társulhat. Ezt az esetet passzív felsiklásnak nevezik.

Konvergencia 
A konvergencia- vonalak mentén torlódás lép fel, így a levegő ebben a tartományban feláramlásra kényszerül. Ezáltal adiabatikus lehűlés következik be, felhő- és csapadékképződéssel együtt. Konvergencia alakul ki frontok mentén, de gyakran egy-egy légtömegen belül is.

Divergencia 
A konvergenciával ellentétes folyamat a divergencia, amikor a széttartó áramlásból adódó levegőveszteséget kell pótolni. Következményképpen leáramlás jön létre, adiabatikus melegedéssel és felhő feloszlással.

Kéményhatás 
Ha a légkör magasabb rétegeiben erős áramlási zóna, általában jet-stream található, akkor a talajközeli rétegekben feláramlás figyelhető meg. A jelenség ugyanazon az egyszerű fizikai hatáson alapul, mint a kémények füstelszívó hatása. A sebesség megnövekedésével lecsökken az adott légréteg légnyomása, a nyomáscsökkenés kompenzációjára törekedve vertikális áramlások jönnek létre a légoszlopban.

A csapadék 
A felhőben keletkezett vízcseppek és jégkristályok kis súlyuk és nagy felületük miatt eleinte nem hullanak lefelé, hanem keletkezésük helyén lebegnek. Ha egy bizonyos nagyságot elérnek, elkezdenek hullani, de még nem biztos, hogy csapadék lesz, mert telítetlen helyre érve elpárologhatnak. Azok a részecskék, amelyek tényleg földet érnek - a csapadékelemek. Kis cseppek csak nagyon alacsony felhőkből hullanak. 
 
Csapadéknak tehát a földfelszínen megjelenő szilárd vagy cseppfolyós halmazállapotú vizet nevezzük. A csapadék túlnyomó többsége felhőkből származik eső vagy hó formájában, de a vízgőz kicsapódása, kikristályosodása végbemehet közvetlenül a felszínen is, így megkülönböztethetünk hulló és nem hulló csapadékfajtákat.

Nem hulló  csapadékok 
Akkor képződik, amikor a levegő harmatpontjánál hidegebb felülettel érintkezik. Ebben az esetben az érintkező levegőrétegben található vízgőz egy része a felszínre folyékony vagy szilárd formában kicsapódik, attól függően, hogy a felszín hőmérséklete pozitív vagy negatív.

- Harmat: A felszínre apró cseppek formájában kicsapódó vizet nevezzük. A harmat nyugalomban levő vagy nagyon gyenge légmozgású levegőben keletkezik. Kialakulásának oka a felszín kisugárzás útján történő lehűlése. Ha a lehűlés során a hőmérséklet a levegő harmatpontját eléri, akkor a vízgőz a felületen kicsapódik. Ez pozitív hőmérsékleten következik be. A harmatképződés főleg ősszel jelentős. 
- Dér: A felszínen apró jégkristályok formájában megjelenő vizet nevezzük. A dér a fent leírt feltételek mellett a harmathoz hasonló körülmények között képződik, azzal a különbséggel, hogy a folyamat negatív hőmérsékleten zajlik le, vagyis a harmatpont 0°C alatt van. A kicsapódás ilyenkor szilárd vízrészecskék alakjában jelentkezik. 
- Zúzmara: Az áramló levegőből rakódik le. Megkülönböztetünk kristályos, "folyékony" és durva zúzmarát. 
- Kristályos zúzmara: Enyhe légmozgású, nedves levegőben alakul ki. Ekkor a kisugárzás révén lehűlt tárgyakon (fák, kerítések, huzalok) a légáramlásnak kitett oldalon a lassan mozgó és a felületnek ütköző levegő vízgőztartalmának egy része jégkristályok, jégtűk formájában a lehűlt felszínre csapódik, de csak akkor, ha az áramlásnak kitett felület hőmérséklete 0°C alatt van. 
- Folyékony zúzmara: A leírtakhoz hasonlóan képződik, de ebben az esetben a kitett felület hőmérséklete 0°C fölött van. 
- Durva zúzmara: Szintén gyengén áramló levegőben képződik a talajfelszínből kiemelkedő tárgyak szélnek kitett oldalán. Ebben az esetben azonban nem a vízgőz kristályosodik ki, hanem az áramló levegő által szállított túlhűlt vízcseppek fagynak ki a tárgyaknak ütközve.

Hulló  csapadékok 
A hulló csapadékok különféle csapadékképződési mechanizmusok révén jönnek létre. A felhő, illetve ködelemek olyan méretűvé növekszenek, melynél az esési sebesség már jelentős, a létrejött csapadékelemek így kihullanak a felhőből, illetve ködből. Amennyiben a felhő alatti légrétegen áthaladva nem párolognak el és elérik a talajfelszín, akkor csapadékról, ha viszont még a felszín elérése előtt elpárolognak, akkor csapadéksávról (virgáról) beszélünk. 
 
Az intenzív csapadék erősen lerontja a látást és csökken a felhőalap. 
A hulló csapadékok formái:

Cseppfolyós csapadékok 
- Szitálás: apró vízcseppekből álló egyenletes, cseppfolyós csapadék, legtöbbször St felhőből vagy köd esetén hullhat. 
- Eső, záporeső: csendes, vízcseppekből álló csapadék, erőssége lassan változik, hullhat Ns, Sc, As és Cu felhőkből. 
- Ónos eső: túlhűlt vízcseppekből álló eső, a cseppek a talajra érve az ütődéstől megfagynak. Jellegzetes hőmérsékleti rétegződés kell kialakulásához: a magasabb légrétegek hőmérséklete pozitív, a talajmenti rétegeké






Weblap látogatottság számláló:

Mai: 28
Tegnapi: 26
Heti: 158
Havi: 632
Össz.: 106 178

Látogatottság növelés
Oldal: Meteorológia
Budai Siklórepülő Egyesület - © 2008 - 2017 - bse.hupont.hu

Az, hogy weboldal ingyen annyit jelent, hogy minden ingyenes és korlátlan: weboldal ingyen.

Adatvédelmi Nyilatkozat

A HuPont.hu ingyen honlap látogatók száma jelen pillanatban:


▲   Itt: budai siklórepülő egyesület - Vatera.hu
X

A honlap készítés ára 78 500 helyett MOST 0 (nulla) Ft! Tovább »