(Fr.: aérologie; Du.: Aerologie; Eng.: aerology), in de letterlijke betekenis de kennis van de lucht (v. oud-Grieks: aèr = lucht); onder aërologie wordt sedert omstreeks 1900 de kennis van de zgn. vrije atmosfeer verstaan, d.w.z. van dat gedeelte van de dampkring, dat niet direct wordt beïnvloed door het aardoppervlak.
De laag waarin zulks wel het geval is, wordt planetaire grenslaag of wrijvingslaag genoemd; deze strekt zich uit van het aardoppervlak tot een hoogte van ca. 1 km. Men kan onderscheid maken tussen directe en indirecte methoden om informatie te verkrijgen omtrent de hogere luchtlagen. Bij de directe methoden tracht men door middel van sonderingen informatie te verkrijgen, bijv. door het oplaten van instrumenten aan een ballon.
Het trekken van conclusies uit het spectrum van een verschijnsel als het poollicht is een voorbeeld van een indirecte methode. Beide methoden zullen door elkaar worden besproken; het aantal waarnemingen door middel van indirecte methoden is nl. veel kleiner dan dat met behulp van directe methoden.
Dichtheid, temperatuur, vochtigheid.
Het onderzoek van de luchtlagen boven de grenslaag kon aanvankelijk slechts worden uitgevoerd door middel van waarnemingen op hoog gelegen bergstations. Voorbeelden in Europa zijn de meteorologische stations op de Säntis, de Sonnblick en de Zugspitze. Ook de waarnemingen die op de 3000 m hoge top van de Pangerango in West-Java werden verricht, verdienen te worden vermeld. Van een werkelijk vrije atmosfeer is bij deze bergwaarnemingen geen sprake.
Omstreeks 1900 werd incidenteel begonnen met ballonwaarnemingen waarbij door middel van een thermograaf en een barograaf het verband tussen druk en temperatuur werd vastgelegd. Daarbij werd uitgegaan van de gasvergelijking voor droge lucht: ϱ = p/RlT, en de statische vergelijking dp = −ϱg dz, waarbij ϱ de dichtheid van de lucht op de hoogte z voorstelt en p en T de daarbij behorende druk en de temperatuur zijn; Rl is de gasconstante voor droge lucht, nl. 287 J kg−1 K−1 ; g is de versnelling van de vrije val (ca. 9,81 m s−2). Het effect van de waterdamp werd in eerste instantie niet in aanmerking genomen. Uit de twee voorgaande vergelijkingen kon, uitgaande van de bekende temperatuur T0 en druk p0 op het uitgangsniveau, het verband tussen temperatuur en hoogte worden afgeleid. Langs deze weg ontdekten L.Ph. Teisserenc de Bort en R. Assmann onafhankelijk van elkaar in 1902 het bestaan van de stratosfeer.
Uiteraard ging men ook spoedig over tot het bepalen van het waterdampgehalte in de vrije atmosfeer, gewoonlijk door het meten van de relatieve vochtigheid. Bij het uitwerken van de aërologische gegevens moet in de gasvergelijking een correctie worden aangebracht in verband met de aanwezigheid van de waterdamp. Tot de jaren dertig werden, afgezien van de waarnemingen op hooggelegen stations, de waarden van druk, temperatuur en vochtigheid in de vrije atmosfeer bepaald met behulp van registrerende instrumenten die zowel met ballons, vliegers als vliegtuigen naar de hogere niveaus werden gebracht. De drie methoden vertonen belangrijke nadelen.
Vrij stijgende ballons bereiken wel grote hoogten, maar het instrumentarium, de meteorograaf een combinatie van barograaf, thermograaf en hygrograaf, komt aan een valscherm naar beneden op een plaats die op niet te voorziene wijze wordt bepaald door de wind op de verschillende hoogten en het niveau waarop de ballon springt. Dit betekent dat de registraties eerst na enige tijd, soms na weken beschikbaar komen, indien althans de meteorograaf wordt teruggevonden.
Vliegerwaarnemingen vertonen dit euvel niet, maar de bereikte hoogte is veel geringer.
Vliegtuigwaarnemingen hetzij door middel van meteorografen waarvan de registratie direct na de landing wordt uitgewerkt, hetzij door een waarnemer die tijdens de vlucht de instrumenten afleest, vertonen niet de nadelen van ballons en vliegers, maar het is daarbij niet mogelijk de waarnemingen onder alle weersomstandigheden te verrichten (mist, ijzel).
De invoering van de radiosonde betekende een grote vooruitgang in de ontwikkeling van de aërologische waarnemingsmethoden. Een radiosonde bestaat uit een meteorograaf waarbij de stand van de meetelementen door een radiozendertje naar een ontvangsttoestel op de grond wordt overgebracht. De bekendste systemen zijn die waarbij de signalen in morse- of een andere code worden overgeseind en die waarbij de audiofrequentie of de radiofrequentie worden gemoduleerd. Met radiosondes worden tegenwoordig, dank zij de sterk verbeterde ballons veelal hoogten bereikt van ruim 30 km, waar de luchtdruk ca. 10 mbar (= 1 kPa = 103 N m−2), bedraagt. De gegevens zijn bovendien vrijwel onmiddellijk beschikbaar en het oplaten van de sondes is onafhankelijk van de weersomstandigheden. Een belangrijk voordeel van de radiosonde is voorts dat hij ook op schepen kan worden gebruikt. Het netwerk van aërologische waarnemingsstations op de zgn. weerschepen, die zijn gestationeerd in de Atlantische en de Grote Oceaan, berust geheel hierop.
Speciale sondes worden gebruikt voor het bepalen van de samenstelling van de lucht op grote hoogte, bijv. voor het waarnemen van het ozongehalte. Men kan dit doen langs chemische weg, dan wel conclusies trekken uit de verzwakking in bepaalde absorptiebanden in het ultraviolet die aan ozon moet worden toegeschreven. Door middel van op de grond verrichte waarnemingen van veranderingen in het zonnespectrum tijdens ondergaande of opkomende zon kan het gehalte aan ozon in de hogere luchtlagen eveneens worden bepaald.
Het aërologisch netwerk, dat na de Tweede Wereldoorlog werd opgebouwd, dreigt thans voor een deel te worden aangetast door het verdwijnen van een aantal weerschepen. Men tracht de lacunes die daardoor zullen ontstaan op te vullen met behulp van waarnemingen door middel van meteorologische satellieten; als eerste werd Tiros I in 1960 gelanceerd. Oorspronkelijk werden ze gebruikt voor het meten van oppervlaktetemperaturen, hetzij van het aardoppervlak, hetzij van de bovenzijde van de wolken. De metingen vonden plaats in het atmosferische venster dat zich bevindt in het infrarode gedeelte van het spectrum, nl. in het golflengtegebied tussen ongeveer λ = 8 μm en λ = 13 μm, in repetentie(golfgetal)eenheden (σ = 1/λ) in het gebied tussen ongeveer σ = 77 mm−1 en σ = 125 mm−1, het gebied dat voor straling, afkomstig van aardse bronnen, relevant is. Daarnaast verschaffen de satellieten foto’s van de aarde waarop de wolkensystemen zichtbaar zijn.
Op 14 april 1969 werd Nimbus III door de Verenigde Staten gelanceerd. Deze satelliet was uitgerust met de Satellite Infrared Spectrometer (SIRS) bestemd voor het meten van temperaturen van de dampkring. Men werkt daarbij in de 4,3- en 15-μm-absorptiebanden van CO2. De metingen berusten op het volgende principe: vinden in een spectraalgebied uitsluitend emissie en absorptie plaats door atmosferische gassen die steeds in een constante verhouding tot de lucht als geheel voorkomen (zoals bij CO2 en O2 het geval is) dan kan uit de intensiteit van de ontvangen straling worden nagegaan welke de temperatuur van de emitterende laag moet zijn. Teneinde de verticale temperatuurverdeling in de atmosfeer te leren kennen, dient men nog onderscheid te kunnen maken tussen de van verschillende hoogten afkomstige straling. Daartoe wordt gemeten in verschillende gebieden van de gebruikte absorptieband. meest 5 tot 8, waarbij elk gebied, in repetentiemaat uitgedrukt, ca. 0,5 mm−1 breed is. Het centrum van de band, waar de absorptie het sterkst is, geeft een indicatie omtrent de temperatuur van de hoogste emitterende laag, meestal gelegen van 40...50 km. Straling in het desbetreffende frequentiegebied die van lagere niveaus afkomstig is, wordt zo sterk door de erboven liggende lagen geabsorbeerd dat ze niet meer of slechts zeer zwak wordt waargenomen. In een frequentiegebied dat iets buiten het centrum ligt is de absorptie minder sterk, zodat men in dit gebied ook straling, afkomstig van iets diepere lagen, kan waarnemen. Na correctie voor de bijdrage van de bovenste laag kan men de temperatuur van de desbetreffende dieper gelegen laag bepalen enz.
Daarbij dient men echter te bedenken dat de op deze wijze verkregen temperaturen gemiddelde waarden zijn voor lagen van vrij grote dikte, minstens van de orde van 1 km. Dit beïnvloedt de nauwkeurigheid van de temperatuurbepaling ongunstig, met dien verstande, dat kleine details in de verticale temperatuurverdeling. bijv. die welke samenhangen met de aanwezigheid van een troposferisch frontvlak, niet kunnen worden gedetecteerd. Met speciale hulpmiddelen, bijv. door in twee golflengtegebieden gelijktijdig waar te nemen, heeft men wel enige verbetering aangebracht, maar voorlopig moet worden aangenomen, dat satellietbepalingen van de verticale temperatuurverdeling in de atmosfeer minder nauwkeurig zullen blijven dan die welke met behulp van radiosondes worden verricht. Een groot bezwaar is voorts, dat de infrarode straling in sterke mate door wolken wordt geabsorbeerd, zodat de temperatuurverdeling beneden een wolkendek niet kan worden bepaald. Men tracht deze moeilijkheid op te lossen door te werken in het microgolfgebied (λ ≈ 5,0 mm; σ ≈ 0,2 mm−1) dat voor meer dan 95% door wolken wordt doorgelaten. In het desbetreffende gebied heeft O2 een absorptieband. Ondanks de tekortkomingen die nog aan de temperatuurbepaling in de atmosfeer door middel van satellietwaarnemingen kleven, kan men stellen dat hier een uiterst belangwekkende technische ontwikkeling aan de gang is.
Voor het sonderen van hogere niveaus maakt men gebruik van apparatuur die met behulp van raketten wordt omhoog geschoten. Daarbij kunnen de verschillende meteorologische parameters direct worden gemeten, of kan de meetapparatuur op een bepaalde hoogte worden afgeschoten en vervolgens aan een valscherm neerdalen. Ook worden uit raketten op grote hoogte lichte bollen afgeschoten waarvan de daalsnelheid een maat is voor de dichtheid van de lucht in het desbetreffende niveau; uit de geleidelijke afremming van satellieten kunnen conclusies worden getrokken omtrent de luchtdichtheid.
Informatie omtrent het verticale temperatuurverloop kan men voorts verkrijgen uit de anomale geluidsvoortplanting. Daarbij wordt het geluid naar de aarde teruggebogen indien de temperatuur in de atmosfeer bij grotere hoogten toeneemt. Het verschijnsel kan worden verklaard uit de afhankelijkheid van de voortplantingssnelheid c van de temperatuur, nl. c is evenredig met √T (T is de absolute temperatuur). De met de hoogte toenemende temperaturen in de ozonosfeer, de laag van ca. 20...50 km, zijn het eerst uit de anomale voortplanting van het geluid, afkomstig van explosies ontdekt; het betreft hier een voorbeeld van indirecte aërologie.
Verdere informatie omtrent de dichtheid van de atmosferische lucht op grote hoogte kan men verkrijgen uit meteorietensporen; deze worden zowel optisch gedetecteerd als met behulp van radiogolven in het gebied van 30...80 MHz, die door het geïoniseerde spoor worden teruggekaatst. Ook de mate waarin satellieten worden afgeremd geeft informatie omtrent de luchtdichtheid in de desbetreffende niveaus. Informatie omtrent de hogere luchtlagen heeft men voorts verkregen door het waarnemen van lichtende nachtwolken en het spectrum van het poollicht.
Wind.
De wind in de hogere luchtlagen kan o.a. worden bepaald uit de trekrichting en de treksnelheid van wolken. Vroeger deed men dit van de grond af door na te gaan hoe lang een bepaald punt van een wolk er over deed om schijnbaar de afstand tussen een tweetal verticaal staande, zich op ca. 3 m hoogte bevindende tanden van een zgn. wolkenhark af te leggen. Daarbij diende de hark zo goed mogelijk evenwijdig aan de trekrichting van de wolk te worden gedraaid. Bovendien moest de wolkenhoogte worden geschat, welke schattingen meestal niet erg nauwkeurig zijn. Eenvoudige meetkunde leidt dan tot een schatting van de windsnelheid in het niveau waarop de wolk zich bevindt. De methode is uiteraard uitsluitend toepasbaar indien er wolken zijn met duidelijk herkenbare delen.
Tegenwoordig neemt men uit geostationaire satellieten, d.w.z. satellieten die zich op een hoogte van ca. 36.000 km boven de evenaar bevinden en daardoor een omlooptijd hebben van 24 uur (dus steeds boven dezelfde plaats op aarde blijven staan), uit opeenvolgende beelden de verplaatsing van wolken waar. Aan deze methode van windbepaling kleven dezelfde euvels als hiervoor werden genoemd, nl. in het bijzonder dat het moeilijk is goed herkenbare delen van de wolken uit te zoeken.
In het algemeen wordt de wind in de hogere luchtlagen waargenomen door het volgen van een met een licht gas (meestal waterstof) gevulde ballon. Uit de bepaling van de positie van de ballon op twee opeenvolgende tijdstippen, die bijv. één minuut uit elkaar liggen, kan dan worden afgeleid wat de windsnelheid en de windrichting zijn geweest, gemiddeld over de laag welke de ballon tussen beide tijdstippen heeft doorlopen.
Het volgen van de ballon kan op verschillende manieren plaatsvinden.
In de eerste plaats kan dit gebeuren met een om een horizontale en een verticale as draaibaar opgestelde kijker. Uit azimut, declinatie en de bij de constant veronderstelde stijgsnelheid bekende hoogte kan de positie van de ballon dan worden bepaald. Het bezwaar van de methode is dat de ballon, zodra deze achter een wolk verdwijnt, niet meer kan worden gevolgd. Bovendien is de veronderstelling dat de stijgsnelheid van een ballon constant is slechts hoogstens bij benadering juist. Zowel kleine lekkages als verwarming van de ballon door de zon kunnen, evenals verticale luchtbewegingen, de stijgsnelheid van de ballon beïnvloeden. Het waarnemen van de van een geschikt doel voorziene ballon met behulp van radar geeft een nagenoeg volledige oplossing van deze problemen; slechts zeer zware neerslag kan de waarneming onmogelijk maken. Aangezien bovendien, behalve azimut en declinatie, ook de afstand tot het radardoel wordt bepaald, is het constant zijn van de stijgsnelheid van de ballon niet langer noodzakelijk.
Een tussenvorm is in dit opzicht de radiowind waarbij de hoogte wordt bepaald door middel van een radiosonde, en azimut en declinatie met behulp van een draaibare antenne.
De meest moderne methode is momenteel het omega-locate-systeem, waarbij de radiosonde wordt gepeild uit een aantal vaste grondstations. Dit systeem heeft voordelen bij gebruik aan boord van schepen omdat men dan niet gedwongen is een speciaal platform aan te brengen dat in een horizontale stand blijft, hetgeen bij het gebruik van radar aan boord wel noodzakelijk is. Een nadeel is dat men voor iedere windbepaling een radiosonde nodig heeft, in tegenstelling tot het gebruik van radar waarbij met een radardoel kan worden volstaan. In gebieden met weinig of geen waarnemingsstations, bijv. de oceaangebieden van het zuidelijk halfrond, maakt men ook gebruik van grote ballons die op een nagenoeg constant niveau drijven. Deze ballons zenden bepaalde gegevens uit, bijv. temperatuur, vochtigheid en druk; hun positie wordt van een beperkt aantal grondstations uit periodiek gepeild, waardoor men een indruk krijgt van het stromingsveld op het desbetreffende niveau. Men spreekt daarbij van de trajectoriën die door de ballon worden gevolgd.
Resultaten.
Voor de resultaten van het aërologisch onderzoek: zie Atmosfeer; Meteorologie.