Спектр солнечной радиации


Солнечная радиация – это интегральный поток корпускулярных частиц (протоны, γ-частицы, электроны, нейтроны, нейтрины) и электромагнитного (фотонного) излучения.

В результате солнечной активности образуется большое количество корпускулярных частиц, которые движутся со скоростью – от 300 до 2000 км/сек и достигают атмосферы Земли за 2 суток, однако задерживаются его магнитным полем. Образуется также электромагнитное излучение, двигающееся со скоростью 300 000 км/сек и достигающее Земли за 8 мин.

Корпускулярные частицы: α-частицы, β-частицы, протоны, электроны, нейтроны, позитроны и т. п.

Электромагнитный состав:

· Спектр солнечной радиации γ- излучение (длина волны <0,1 нм) задерживаются

· рентгеновское излучение (0,1–10 нм) магнитным

· крайний, канцерогенный ультрафиолет (10-120 нм) полем Земли

· ультрафиолетовое излучение (120-400 нм; 0,6-3% достигает Земли, другая часть рассеивается)


· видимое (400–760 нм; 40% достигает Земли)

· инфракрасное (760–10 000 нм, 59% достигает Земли)

· далекое инфракрасное (10 000–100 000 нм)

· радиочастоты (>100 000 нм)

Физические свойства, биологическое действие и, соответственно, возможные нарушения, в состоянии здоровья возникающие при недостаточном или избыточном облучении, зависят от длины волны преобладающей в составе солнечной радиации на данной территории. Корпускулярные частицы и волны, имеющие длину менее чем 280 нм, полностью поглощаются в озоновом слое, в верхних слоях земной атмосферы. Однако, загрязнение атмосферы промышленными выбросами, особенно фреоном, способствует разрушению и утончению озонового слоя атмосферы, появлению в некоторых регионах так называемых “озоновых дыр”, сквозь которые к поверхности земли проникают более опасные для всего живого, с меньшей длиной волны УФ лучи.

Количество солнечного излучения, которое достигает Земли, называется световым климатоми зависит от природных и антропогенных факторов. В зависимости от обеспечения ультрафиолетом регионов выделяют зоны:

УФ-ДЕФИЦИТА (северные регионы, >57 широты);

УФ-КОМФОРТА (42-57 широты);

УФ-избытка (южные регионы, <42 широты).

Интегральный (суммарный) поток радиации Солнца измеряется пиранометром (например, пиранометр Янишевского) и выражается в мкал/см2×мин.


Физические свойства и биологическое действие ультрафиолетового излучения

Весь диапазон УФ-излучения Солнца и искусственных источников делятся на три области:

· область А – длинноволновое УФ-излучение λ = 320–400 нм;

· область В – средневолновое УФ-излучение λ = 280–320 нм;

· область С – коротковолновое УФ- излучение: λ = 10–280 нм.

Биологическое действие УФИ:

А. Биогенное:

1. Общестимулирующее – В-спектр. Благодаря фотолизу белков кожи (УФ лучи проникают в кожу на глубину 3-4 мм) с образуются токсичные продукты фотолиза – гистамин, холин, аденазин, пиримидиновые соединения и др. Последние всасываются в кровь, стимулируют обмен веществ в организме, ретикулоэндотелиальную систему, костный мозг, повышают количество гемоглобина, эритроцитов, лейкоцитов, активность тканевых ферментов, функцию печени, стимулируют деятельность нервной системы и так далее .Общестимулирующее действие УФИ усиливается благодаря ее эритемному эффекту – рефлекторному расширению капилляров кожи, особенно наряду с интенсивным инфракрасным облучением. Эритемный эффект при избыточном облучении может закончиться ожогом кожи.

2. Д-витаминообразующее воздействие УФИ свойственно для области В. Эффект заключается в расщеплении кальциферола: из эргостерина (7,8-дегидрохолестерина) в кожном жире (секрете сальных желез) под воздействием УФО вследствии расщепления бензолового кольца образуется витамин Д2 (ергохолекальциферол) и витамин Д3 (холекальциферол), а из провитамина 2,2-дегидроэргостерина – витамин Д4.

3. Пигментообразующий эффект УФИ – область А, В. Обусловлен образованием меланина. Меланин защищает кожу (и весь организм) от избытка УФИ, видимого и инфракрасного излучения.


Спектр солнечной радиации

Б. Абиогенное:

1. Бактерицидное действие свойственно для области С. Под влиянием УФИ сначала возникает возбуждение бактерий с активацией их жизнедеятельности, которое с увеличением дозы УФИ сменяется бактериостатическим эффектом, а затем – фотодеструкцией, денатурацией белков, гибелью микроорганизмов.

2. Канцерогенное действие УФИ появляется в условиях жаркого тропического климата и на производстве с высоким уровнем и длительным воздействием технических источников УФИ (электросварка и т. п.).

3. Мутагенное.

4. Аллергическое.

Недостаточность УФ-излучения (световое голодание) приводят к:

· снижению резистентности организма и, как следствие, к увеличению заболеваемости, обострению хронической патологии

· анемии

· возникновению рахита у детей

· возникновению остеопороза у взрослых

Профилактика: солнечная ванна, солярии, фотарии, витамин D в медикаментозной форме

Избыток УФ-излучения приводят к:


· эритеме, ожогам

· снижению резистентности организма и, как следствие, увеличению заболеваемости, обострению хронической патологии

· поражению глаз (фотоофтальмия при природном происхождении УФИ, например, в горах, электрофтальмия при искусственном происхождении, например, у электросварщиков, кератоконъюнктивиты, катаракта, птеригий – рак роговицы)

· фотодерматозу, солнечному эластозу (нарушение образования коллагена)

· рак кожи

· выведению из организма витаминов В2, РР, С

· нарушению липидного обмена

Профилактика: одежда из натуральной ткани, головные уборы, солнцезащитные и специальные очки, используемые на производстве.

Методы определения интенсивности УФИ:

1) Фотохимический по Н.З.Куличковой – основанный на распаде щавелевой кислоты пропорционально интенсивности и длительности УФ-облучения. Прибором для измерения интенсивности ультрафиолетового излучения фотохимическим методом является кварцевая пробирка с раствором щавелевой кислоты и азотнокислого уранила. Единица измерения: миллиграмм распавшейся щавелевой кислоты на см2 поверхности раствора за единицу времени (мин, час). Физиологичная доза облучения – 1 мг/см2, профилактическая доза – 0,5 мг/см2.

2) Фотоэлектрический метод – измерение интенсивности УФИ ультрафиолетметром или уфиметром (фотоинтенсиметром или фотоэкспозиметром) в мкВт/см2


3) Биологический (эритемний) метод – определение эритемной дозы при помощи биодозиметра М.Ф. Горбачева. Биологическая (эритемная) доза (биодоза) является минимальным временем облучения участка кожи ультрафиолетовым излучением, в результате которого возникает ее слабое покраснение (эритема). Биодозиметр является планшеткой с 6 отверстиями-окошками, которые закрываться двигающейся пластинкой. Биодозиметр располагается на незагорелой чувствительной к ультрафиолетовому излучению части кожи (нижняя часть кожи живота либо внутренняя часть предплечья) исследуемого, располагающегося на расстоянии 0,5 м от источника излучения.

В начале исследования открывают все отверстия. В дальнейшем, через 1 минуту закрывают первое, через 2 минуты – второе, через 3 минуты – третье и т.д.

Контроль появления эритемы следует проводить через 6 – 8 часов после облучения. Биодозу (в минутах) определяют в соответствии с номером отверстия (по времени экспозиции), в котором было зарегистрировано наименьшее покраснение.

Профилактическая доза ультрафиолетового излучения составляет 1/8 биодозы, физиологическая доза –1/4-1/2 биодозы. Максимальная доза – 1 биодоза для детей и 2 биодозы для взрослых.

Например:

Для определения биологической (эритемной) дозы биодозиметр Горбачева-Дальфельда разместили на коже нижней трети брюшной полости школьника и облучали на протяжении 6 минут.


Через 4 часа после облучения на коже было обнаружено 2 красные полоски. Учитывая, что биодоза представляет собой наименьшее время облучения вызывающее наименьшее покраснение, в данном случае она составляет 5 минут или 300 секунд.

Профилактическая доза составляет 1/8 биодозы или 38 секунд.

Оптимальная доза составляет – от 1 мин 15 сек до 1 мин 30 сек.

Максимальная доза составляет 5 или 10 минут.

УФИ используютв стоматологической практике для закрепления фотополимерного пломбировочного материала, для лечения афтозных стоматитов, парадонтоза, для дезинфекции инструментария, санации воздуха. В медицинской практике – при лечении гнойничковых заболеваний кожи, воспалительных заболеваний органов дыхания, артритов, псориаза, при частых простудных заболеваниях для повышения резистентности организма, для профилактики рахита, а также для профилактики хронических сердечно–сосудистых заболеваний.

Искусственные источники ультрафиолетового излучения: бактерицидно-увиолевая лампа (БУВ-30, БУВ-60), эритемно-увиолевая лампа (ЭУВ-30), ртутно-кварцевая лампа (ПРК).

Для санации воздуха используют кварцевание. В итоге кварцевания воздух обогащается озоном, который в свою очередь также дезинфицирует воздух. Озон ядовит, поэтому после кварцевания помещение следует проветрить. Во время работы кварцевой лампы следует покинуть помещение. На работающую лампу категорически запрещено смотреть и пытаться с ее помощью загорать.


Облучение искусственными источниками ультрафиолетового излучения с лечебной или профилактической целью проводятся в фотариях (солярии – природное УФИ). Фотарии могут быть разными по своему строению. Различают фотарии кабинного типа, проходного или лабиринтного типа и фотарии маячного типа. В качестве источников искусственного УФ излучения используют лампы эритемные (ЛЭ–30 и др.) или прямые ртутно-кварцевые, которые не генерируют нежелательного коротковолнового УФ излучения с длиной волны менее 280 нм

Методика расчета необходимого количества бактерицидных ламп для санации воздуха стоматологических кабинетов

Оптимальная мощность бактерицидной лампы должна составлять 3 Вт/м3.

Пример расчета: необходимо провести обеззараживание воздуха в кабинете хирургической стоматологии при помощи открытой бактерицидной лампы БУВ-30. Площадь помещения составляет 30 м2, высота – 3 м.

В данном случае объем помещения, подлежащее обеззараживанию 30 х 3 = 90 м3. Соответственно общая мощность всей бактерицидных ламп должна составлять: 90 м3 х 3 Вт = 270 Вт/м3. Так как каждая лампа БУВ–30 имеет мощность 30 Вт, то необходимое количество ламп составляет 270 : 30 = 9 штук.

Методика оценки эффективности санации воздуха в условиях использования

ультрафиолетового излучения

Для оценки эффективности санации воздуха необходимо провести посев воздуха на чашке Петри с питательной средой аспирационно-седиментацонным методом Ю.Кротова до и после облучения (рис. 1).


Облучение проводят с помощью бактерицидных ламп ЛБ–30 или ртутно-кварцевых типа ПРК с учетом рассчитанной экспозиции. После облучения проводят повторный посев воздуха на чашки Петри. После инкубации чашек в термостате на протяжении 24 часов при температуре 37°С подсчитывают количество колоний, которые выросли на обеих чашках, засеянных воздухом до и после облучения.

Спектр солнечной радиации

Мал. 1. Прибор Кротова для бактериологического исследования воздуха

(1 – клиновидна щель; 2 – вращательный диск; 3 – реометр)

Оценка микробного загрязнения воздуха проводится путем определения показателя микробного загрязнения воздуха или микробного числа, характеризующего общее количество микроорганизмов и количество гемолитического стафилококка, в 1 м3 воздух.

Микробное число рассчитывается по формуле (2):

М.ч. = А · –——––; (2)

Т ×V

где М.ч. – количество микроорганизмов в 1 м3 воздуха;

А – количество колоний выросших на чашке с питательной средой;

Т – время забора воздуха (мин);

V – скорость пропускания воздуха (л/мин).

Бактерицидное действие ультрафиолетовой радиации характеризуется степенью эффективности, которая показывает, на сколько процентов уменьшилось число микроорганизмов в 1 м3 воздуха после санации, или коэффициентом эффективности, показывающим, во сколько раз уменьшилось количество микроорганизмов в данном объеме.


Санация считается эффективной, если степень эффективности составляет 80%, а коэффициент эффективности – не менее 5.

Микробное число, после санации воздуха в стоматологическом кабинете не должно превышать 1000. Гемолитического стафилококка быть не должно.

Источник: studopedia.ru

ТЕМА: СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ

 

План:

1. Солнечная радиация. Виды радиационных потоков.

2. Спектральный состав солнечной радиации.

3. Изменение солнечных лучей в атмосфере.

4. Радиационный баланс и его составляющие.

5. Приход солнечной радиации на различные формы рельефа и посевы.

 

 

1. Солнечная радиация

 

Солнечная радиация – это излучение Солнца, состоящее из электромагнитных волн различной длины (от 0,2 до 24 мкм) 1 мкм = 10-6 м. Интенсивность солнечной радиации измеряется в [Вт/м2] или [Дж/м2.сек], солнечные лучи преодолевают расстояние от Солнца до Земли за 8,5 минут со скоростью 300 тысяч км/сек, и приносят на Землю свет и тепло, необходимые для существования биосферы.

(от Солнца до Земли ≈ 150 млн. км.)


 

 

Виды радиационных потоков:

 

Прямая солнечная радиация – это солнечная радиация, поступающая на Земную поверхность, непосредственно от Солнечного диска в виде пучка параллельных, солнечных лучей. ( S ) ,[Вт/м2].

Рассеянная солнечная радиация – это солнечная радиация, которая при прохождении через земную атмосферу, рассеивается молекулами атмосферных газов аэрозолей.

(Аэрозоль – мельчайшие твердые и жидкие частицы, взвешенные в атмосфере).

Отраженная солнечная радиация – это та часть солнечной радиации, которая отражается от земной поверхности. (Rк)

(Земля, как и любое тело, имеющее температуру выше абсолютного нуля, то есть –2730С, излучает тепло)

Тепло, которое излучает Земля в атмосферу, называется — тепловое излучение Земли. (Ез)

(Атмосфера поглощает это тепло, так же часть солнечной радиации. В результате она нагревается и начинает излучать тепло ≈ 30% — в космос и ≈ 70% — в сторону, навстречу Земле).

Тепло, которое излучает атмосфера в сторону Земли, называется встречное излучение атмосферы (Ез).

 

Разность между тепловым излучением Земли и встречным излучением атмосферы, называется эффективное излучение ( Еэф)

 
 
Еэф = Еза

 

2. Спектральный состав солнечной радиации

 

           
  Спектр солнечной радиации   Спектр солнечной радиации   Спектр солнечной радиации
 
 

 

УФ – лучиВидимая часть спектраИК – лучи

(λ ‹ 0,4 мкм) (λ от 0,4 до 0,76 мкм) (λ › 0,76 мкм)

 

 

1. УФ – лучи практически не достигают земной поверхности, поглощаясь озоновым слоем. Негативно влияют на рост растений.

2. ИК – лучи по биологическому действию подразделяют на две группы:

а) ближнее ИК – излучение (λ до 4мкм ). Эти лучи невидимы и дают тепло. Они активно поглощаются водой, содержащейся в растениях, и ускоряют их рост и развитие.

б) дальнее ИК – излучение (λ более 4 мкм). Также невидимы, дают тепло, но не оказывают существенного влияния на растения.

 

3. Видимая часть спектра состоит из цветных лучей, в совокупности дающих белый цвет.

В диапазоне от 0,38 до 0,71 мкм находится ФАР – это часть солнечной радиации, которая поглощается растениями и используется в процессе фотосинтеза.

Известно, что наиболее интенсивно растения поглощают сине-фиолетовые и красно-оранжевые лучи, меньше – желто-зеленые.

 

Для того, чтобы образование органических веществ, в процессе фотосинтеза, превышало распад органических веществ в процессе дыхания,необходимо, чтобы освещенность, создаваемая солнечным излучением, была выше определенного значения, называемого компенсационной точкой. Если освещенность выше этой точки, происходит накопление органических веществ. Для светолюбивых растений компенсационная точка ≈ 20 – 35 Вт/м2, у теневыносливых она меньше (до 15 Вт/м2)

 

 

3. Изменение солнечных лучей в атмосфере

 

При прохождении через атмосферу УФ – лучи практически полностью поглощаются ее верхними слоями. Инфракрасные и видимые лучи частично поглощаются водяным паром и СО2. Поэтому, чем большее количество водяного пара содержится в атмосфере, тем меньше количество солнечной радиации достигает земной поверхности. В среднем в атмосфере поглощается ≈15% солнечной энергии. Кроме того, ≈ 255 солнечной радиации рассеивается облаками, молекулами атмосферных газов и аэрозолями.

 

Интенсивность рассеяния солнечных лучей в атмосфере зависит от следующих факторов:

1). Высоты Солнца над горизонтом (Чем меньше высота Солнца, тем больший путь луча через атмосферу и тем сильнее поглощаются и рассеиваются солнечные лучи).

2). Концентрации в атмосфере рассеивающих частиц (чем больше концентрация, тем рассеивание интенсивнее).

К=С λ4

3). Длины волны солнечных лучей (чем меньше длина волны, тем сильнее рассеиваются такие лучи).

 

Закон рассеяния лучей Релея —

 

(где С – коэффициент, зависящий

от числа рассеивающих частиц

в единицу объема)

 

а). Наименьшая длина волны у фиолетовых лучей, чуть больше у голубых и синих.

Но так как именно последние имеют максимальную в спектре квантовую энергию, то и в рассеянном свете наибольшая энергия смещается на сине-голубые лучи, что и обуславливает голубой цвет неба.

б). Чем ниже Солнце, тем больше путь лучей и тем сильнее они рассеиваются. А так как наиболее интенсивно рассеиваются коротковолновые лучи, то достигают Земли лучи с наибольшей длиной волны, то есть красные. Поэтому заходящее Солнце –красное.

в). Капли тумана и облаков одинаково рассеивают лучи с любой длиной волны (нейтральное рассеяние), поэтому они кажутся белыми.

 

 

4. Радиационный баланс и его составляющие

 

Радиационный баланс – разность между приходящими земной поверхности и уходящими от нее потоками лучистой энергии.

 

Если приход больше расхода, то радиационный баланс положительный и земная поверхность нагревается, а если наоборот – охлаждается.

Радиационный баланс становится положительным через 1 час после восхода Солнца, отрицательным за 1 – 2 часа до захода

 
 
В = S` +Д – R к — Еэф


Спектр солнечной радиации

 

S` + Д –приход

R к – Еэф –расход

S` -прямая солнечная радиация, приходящая на горизонтальную поверхность

Д – рассеянная солнечная радиация

R к – отраженная коротковолновая солнечная радиация

Еэф – эффективное излучение

 

 

1. Прямая солнечная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность и рассеянная солнечная радиация вместе составляют суммарную солнечную радиацию.

 
 
Q = S΄ + Д

в [Вт/м2 ]

 

 

Соотношение прямой и рассеянной солнечной радиации в составе суммарной зависит:

А). От высоты Солнца над горизонтом (чем выше Солнце, тем больше доля прямой солнечной радиации и меньше рассеянной)

Б). От облачности и загрязненности атмосферы (чем прозрачнее атмосфера, тем больше доля прямой солнечной радиации. Облака, даже не закрывающие Солнце, значительно увеличивают приход рассеянной солнечной радиации).

В). От высоты местности над уровнем моря (чем выше пункт над уровнем моря, тем быстрее приход прямой солнечной радиации и меньше рассеянной).

 

Кроме того, зимой вследствие отражения солнечной радиации от снега и вторичного ее рассеяния в атмосфере, доля рассеянной солнечной радиации в составе суммарной, заметно увеличивается.

 

Мощность потока прямой солнечной радиации выше, чем рассеянной. Поэтому прямая солнечная радиация приносит намного больше света и тепла.

 

 

2. Величина отраженной солнечной радиации в значительной степени зависит от альбедо земной поверхности.

 

А = R к ·100% Q

Альбедо – отражательная способность любой поверхности.

 

Чем больше альбедо поверхности, тем интенсивнее отражаются от нее солнечные лучи и, следовательно, тем меньше нагревается эта поверхность.

Максимальное альбедо в природе у свежего снега: 80 – 95%, минимальное у темных почв (5 –15%).

 

Альбедо зависит цвета поверхности (у темных меньше, чем у светлых); от шероховатости поверхности (у гладких выше, чем у шероховатых). Кроме того, альбедо зависит от высоты Солнца над горизонтом: у любой поверхности максимальное альбедо утром и вечером, минимальное в полдень (так как в это время меньше рассеянной солнечной радиации, а именно она лучше отражается).

 

3.

Еэф = Е з а

Эффективное излучение — это непосредственно то тепло, которое безвозвратно теряет наша планета. Чем выше эффективное излучение, тем больше охлаждается земная поверхность.

Величина Еэф зависит от соотношения теплового излучения Земли (Ез) и встречного излучения атмосферы (Еа). При повышении температуры земной поверхности, увеличивается излучение земли, следовательно, эффективное излучение так же возрастает. При этом земная поверхность интенсивно теряет тепло. Встречное излучение атмосферы, наоборот, является источником тепла в дополнении к солнечной радиации.

Так, подсчитано, что если бы атмосфера, не возвращала тепло обратно на Землю, то средняя температура земной поверхности была бы не +150С, а –230С. Такое влияние атмосферы на тепловой режим Земли называют парниковым эффектом.

Величина излучения атмосферы прямо пропорциональна содержанию СО2 и водяного пара в атмосфере, а также количеству облаков.

(Чем больше и плотнее облачность, тем выше излучение атмосферы и ,следовательно, меньше охлаждается земная поверхность.)

(Вот почему, в пасмурные ночи заморозки на почве гораздо реже, чем в ясные).

 

 

Зависимость радиационного баланса земной поверхности

от облачности

 

Радиационный баланс и связанный с ним тепловой режим планеты в холодное время года (то есть зимой, ранней весной и поздней осенью) определяется, главным образом, эффективным излучением. А так как эффективное излучение тем ниже, чем больше и плотнее облачность, то в пасмурную, облачную погоду температура воздуха и почвы будет всегда выше, чем в ясную, безоблачную погоду.

А в теплое время года ( летом, поздней весной и ранней осенью) температура на Земле определяется прямой солнечной радиацией . Ее интенсивность тем меньше, чем больше облачность. Поэтому в пасмурную погоду, в это время года всегда прохладнее, чем в ясную, безоблачную погоду.

Количество солнечной радиации, поступающей на земную поверхность в течении года, равно количеству солнечной радиации, уходящей от планеты за год.

Поэтому, в целом за год радиационный баланс Земли равен нулю.

 

 

5. Приход солнечной радиации на различные формы рельефа и посевы

 

Поступление прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность зависит от угла падения солнечных лучей. Максимальное количество солнечной радиации получает земная поверхность тогда, когда угол 900. Чем меньше угол (то есть, чем ниже Солнце над горизонтом), тем меньшее количество солнечной радиации поступает на единицу поверхности.

 

S´ = S · sin h

Приход прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность:

h – высота Солнца

S – прямая солнечная радиация на поверхность,

перпендикулярную солнечным лучам.

Пример: если S = 100 Вт/м2 h = 300

Sin 300 = 0,5 и S´ =100/2 = 50 Вт/м2

 

Поступление солнечной радиации на различные формы рельефа зависит, главным образом, от экспозиции склонов. Склоны южной экспозиции получают максимальное количество тепла и света, северные – минимальное. Восточные и западные – меньше, чем южные, но больше, чем северные.

 

Основной фактор, определяющий поглощение ФАР посевами –это отношение площади листовой поверхности к площади поля (L).

Поглощение ФАР растениями максимальное, если L = 4 ,то есть

40 000 м2 листовой поверхности

1 га

При дальнейшем возрастании L, поглощение ФАР посевами не увеличивается.

 

Источник: studopedia.su

Солнце производит три вида излучения:

1. Видимый спектр — то, что мы называем солнечным светом

2. Ультрафиолетовое (УФ)

УФ-излучение (в международной версии UV — ultraviolet) делят на три спектра в зависимости от длины волны, и у каждого спектра свои особенности воздействия на организм человека. Спектр С имеет длину волны от 100 до 280 нм. Эти лучи практически не доходят до поверхности Земли, поглощаясь озоновым слоем атмосферы — и хорошо, ведь это самый активный диапазон: при проникновении сквозь кожные покровы лучи спектра С способны вызвать разрушительное действие на клетки организма.

3. Инфракрасное (ИК)

Инфракрасное излучение вызывает в основном тепловой эффект — попросту говоря, греет нас. В свою очередь, ультрафиолетовое отвечает за фотохимический эффект: именно от него нам достаётся загар, потому в специфике УФ-излучения стоит разобраться подробнее.

Спектр B с длиной волны 280–320 нм составляет около 20 % всего УФ-излучения, попадающего на поверхность Земли. Именно УФБ-лучам (UVB) мы обязаны покраснениями на коже после беспечного отдыха под палящим солнцем. Спектр B обладает мутагенным эффектом — активно воздействует на клеточную ДНК и вызывает различные нарушения её структуры — от разрыва пар азотистых оснований с последующим формированием «неправильных» поперечных связей до сшивок ДНК с белком, синтез которого активизируется под воздействием УФ, сбоев в делении клетки и денатурации ДНК. При клеточном делении такие изменения «наследуются» дочерними клетками, остаются при нас и могут привести к системным мутациям на уровне генома.

Спектр А, длина волны которого 320–400 нм, составляет почти 80 % всего ультрафиолетового излучения, попадающего на кожу человека. Благодаря большой длине волны лучи спектра А (UFA) обладают примерно в 1000 раз меньшей энергией, чем спектр В, поэтому почти не вызывают солнечных ожогов. Они в значительно меньшей степени способствуют выработке биологически активных веществ, способных оказать влияние на ДНК, однако эти лучи проникают глубже, чем УФБ, а вырабатываемые ими вещества (например, реактивные формы кислорода) остаются в коже значительно дольше.

Правда ли, что загар «старит» кожу?

Могут ли солнечные ванны провоцировать рак?

Источник: zen.yandex.ru

Солнечная радиация состоит из электромагнитных волн различной длины. В системе СИ длина волн измеряется в микрометрах (мкм) = 0,001 мм и нанометрах (нм) = 0,000001 мм. Спектр — это распределение солнечной энергии по длинам волн. Он делится на три части: ультрафиолетовую (менее 0,4 мкм), видимую (0,4 — 0,76 мкм) и инфракрасную (более 0,76 мкм). У верхней границы атмосферы видимая часть спектра составляет 46% всей радиации, инфракрасная — 47%, ультрафиолетовая — 7%. Видимая часть спектра создает освещенность. При прохождении света через призму, он разлагается на окрашенные лучи в порядке убывания длины волны: красного, оранжевого, желтого, зеленого, голубого, синего, фиолетового цвета. Инфракрасные лучи зрением не воспринимаются, производят тепловой эффект.

При прохождении через атмосферу солнечная радиация ослабляется путем поглощения и рассеивания в атмосфере, изменяется ее спектральный состав. До поверхности Земли не доходит ультрафиолетовая радиация с длиной волны менее 0,29 мкм, которая поглощается озоном. Инфракрасную радиацию сильно поглощает углекислый газ, но его содержание в атмосфере незначительно, а основным поглотителем радиации является водяной пар. Также интенсивно поглощают радиацию аэрозоли. Всего в атмосфере поглощается до 20% солнечной радиации.

Рассеивания существенно ослабляет видимые синие и фиолетовые лучи (в 16 раз сильнее, чем красные). В зависимости от высоты Солнца над горизонтом, солнечные лучи проходят через атмосферу разное расстояние. Чем меньше высота, тем больше путь лучей, тем больше поглощение и рассеивание радиации, тем больше изменяется ее спектраль-ный состав: понижается энергия наиболее коротковолновых лучей — синих и фиолетовых, преобладающими становятся желтые, красные. Поэтому, когда солнечный диск находится у горизонта, путь лучей велик и наблюдаются красные восходы и закаты Солнца.

 

17. Температура воздуха — одно из свойств воздуха в природе, выражающегося количественно.

Температура воздуха в каждой точке непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьируется в довольно широких пределах: крайние её значения, наблюдавшиеся до сих пор, +58,4 ˚С (13 сентября 1922 года в Саудовской Аравии ) и около −91,2 ˚С (03.08.2004 на Антарктической станции Купол-Фудзи)[1][2]. С высотой температура воздуха меняется в разных слоях и случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10—15 км,до около -65 градусов в полярных широтах и -45 градусов в тропических,затем растёт до 50—60 км,до 0 -2 C,потом снова падает и т. д.

Относительная шкала

Температура воздуха, а также почвы и воды в большинстве стран выражается в градусах международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (˚С), общепринятой в физических измерениях. Ноль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лёд, а +100 ˚С — на температуру кипения воды. Однако в США и ряде других стран до сих пор не только в быту, но и в метеорологии используется шкала Фаренгейта (F). В этой шкале интервал между точками таяния льда и кипения воды разделён на 180˚, причём точке таяния льда приписано значение +32 ˚F. Таким образом, величина одного градуса Фаренгейта равна 5/9 ˚С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на −17,8 ˚С. Нуль шкалы Цельсия соответствует +32 ˚F, а +100 ˚С = +212 ˚F.

Абсолютная шкала

Кроме того, в теоретической метеорологии применяется абсолютная шкала температур (шкала Кельвина), K. Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движения молекул, то есть самой низкой возможной температуре. По шкале Цельсия это −273,15 ˚С, но на практике это значение округляют до −273 ˚С. Величина единицы абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия. Поэтому нуль шкалы Цельсия соответствует 273-му делению абсолютной шкалы (273 К). По абсолютной шкале все температуры положительные, то есть выше абсолютного нуля.По этой же шкале температура кипения воды при обычном атмосферном давлении 373 K.

Виды

  • Активная температура — температура воздуха, больше чем биологический минимум на протяжении всего периода вегетации.
  • Максимальная температура — самая высокая температура воздуха, почвы или воды на протяжении определённого промежутка времени.
  • Минимальная температура — самая низкая температура воздуха, почвы или воды на протяжении определённого промежутка времени.

Теплово́й режи́м почв — совокупность и последовательность всех явлений поступления, перемещения, аккумуляции и расхода тепла в почве на протяжении определенного отрезка времени (так различают суточный и тепловой режимы). Основным показателем теплового режима является температура почвы (на разных глубинах почвенного профиля). Она зависит от климата, рельефа, растительного и снежного покрова, тепловых свойств почвы.

Тепловой режим обусловлен преимущественно радиационным балансом, который зависит от соотношения энергии солнечной радиации, поглощенной почвой, и теплового излучения. Некоторое значение в теплообмене имеют экзо- и эндотермические реакции, протекающие в почве при процессах химического, физико-химического и биохимического характера, а также внутренняя тепловая энергия Земли. Однако два последних фактора оказывают незначительное влияние на термический режим почвы. Количество тепла, приходящее изнутри земного шара к поверхности почвы, составляет всего 55 кал (230 Дж)/см² в год.

Радиационный баланс изменяется в зависимости от широты местности и времени года. В тундре он равен 10-20 ккал (42-84 кДж)/см², в южной тайге — 30-40 (126—167), в черноземной зоне — 30-50 (126—209), а в тропиках превышает 75 ккал (314 кДж)/см² в год.

И величина радиационного баланса, и дальнейшее преобразование фактически поступившего в почву тепла теснейшим образом связаны с тепловыми свойствами почвы: теплоемкостью и теплопроводностью. Однако наиболее крупные изменения в тепловом режиме почв определяются различиями общеклиматических условий. чаще всего о тепловом режиме судят по её температурному режиму. Температурный режим графически изображается в виде термоизоплет — кривых, соединяющих точки одинаковых температур.

Температурный режим почв следует за температурным режимом приземного слоя, но отстает от него. Средние годовые температуры почвы возрастают с севера на юг и с востока на запад. В пределах России и сопредельных государств среднегодовая температура почвы изменяется в пределах от −12 до +20°С. Выделяются 2 области — положительных и отрицательных среднегодовых температур почвы на глубине 20 см. Геоизотерма 0°С проходит по диагонали с северо-запада на юго-восток. Область отрицательных среднегодовых температур на глубине 20 см в основном совпадает с областью распространения многолетнемерзлых пород.

Типы температурного режима почв — по классификации В. Н. Димо выделяются следующие Т. т. р. п.:

  1. Мерзлотный. Среднегодовая температура профиля п. имеет отрицательный знак. Преобладает процесс охлаждения, сопровождающийся промерзанием почвенной толщи до верхней границы многолетнемерзлых пород;
  2. Длительно-сезонно-промерзающий. Преобладает положительная среднегодовая температура профиля п. Отрицательные температуры проникают глубже 1 м. Длительность процесса промерзания не менее 5 месяцев. Сезонно промерзающая толща не смыкается с многолетнемерзлыми породами. Не исключено отсутствие многолетнемерзлых пород;
  3. Сезонно-промерзающий. Среднегодовая температура профиля п. положительная. Сезонное промерзание может быть кратковременным (несколько дней) и продолжительным (не более 5 месяцев). Подстилающие породы немерзлые;
  4. Непромерзающий. Среднегодовая температура профиля п. и температура самого холодного месяца положительные. Промерзания не наблюдаются. Подстилающие породы немерзлые.

 

18. Влажность воздуха и образование

Атмосферных осадков

В атмосферном воздухе всегда находится некоторое количество водяного пара. До 86 % пара поступает в атмосферу с поверхности морей и океанов. Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В одном кубическом метре воздуха может содержаться при температуре:

—20 °С — не более 1 г воды
0 °С — не более 5 г воды
+ 10 °С — не более 9 г воды
+ 30 °С — не более 30 г воды

Из приведенных данных видно, что чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться. Воздух может быть насыщенным и ненасыщенным водяными парами. Так, если при температуре +30 °С в каждом кубическом метре воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяными парами; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность— это количество водяного пара, содержащегося в 1 м3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят: «Абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 м3 воздуха содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м3 воздуха к возможному при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность воздуха равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того количества водяного пара, которое он может вместить при этой температуре.

Всегда высокая (до 90%) относительная влажность воздуха имеет место в экваториальной зоне, т. к. там в течение всего года высокая температура и большое испарение с океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое содержание водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам: зимой она выше, летом ниже.

Особенно низка относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м3 воздуха там содержит водяного пара в два-три раза меньше возможного при данной температуре. Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром.

Туман. При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, и он сгущается в капельки тумана (конденсируется). Туманы часто можно наблюдать летом в ясную, прохладную ночь.

Облака — это тот же туман, только образуется он не у поверхности Земли, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от поверхности Земли. На высоте от 2 до 8 км можно наблюдать более легкие кучевые облака. Самые высокие и легкие — это перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над землей.

Облачность— важная характеристика погоды. Ночью облачность препятствует понижению температуры приземного слоя воздуха, днем ослабляет нагревание поверхности Земли Солнцем. Кроме того, облака являются источником атмосферных осадков.

При определенных условиях облачные капли начинают сливаться в более крупные и тяжелые. Они уже не могут удерживаться в атмосфере и падают на землю в виде дождя.

Бывает, что летом воздух быстро поднимается вверх, подхватывает дождевые тучи и несет их на высоту, где температура ниже нуля. Дождевые капли замерзают и выпадают в виде града.

В зимнее время в умеренных и высоких широтах осадки выпадают в виде снега. Облака в это время состоят не из капелек воды, а из мельчайших кристалликов-иголочек, которые, соединяясь вместе, образуют снежинки. Количество выпавших осадков измеряется осадкомером. Осадки выпадают на землю не только из облаков, но и непосредственно из воздуха. Это роса и иней.

Распределение осадков на Земном шаре неравномерно. В этом можно убедиться, взглянув на климатическую карту и сравнив годовое количество осадков, скажем, на Амазонской низменности и в пустыне Сахара. Чем это объясняется?

Осадки приносятся влажными воздушными массами, формирующимися над океанами. Это хорошо видно на примере территорий с муссонным климатом, когда летний муссон приносит много влаги с океана, идут продолжительные дожди. Примером может служить все Тихоокеанское побережье Евразии. Постоянные ветры Земли также играют не последнюю роль в распределении осадков. Так, пассаты, дующие с континента, приносят сухой воздух на север Африки, где расположена самая обширная пустыня мира — Сахара. А западные ветры приносят в Европу дожди с Атлантического океана.

Как вы уже знаете, океанические течения влияют на осадки в прибрежных частях материков: теплые течения способствуют их появлению (Мозамбикское течение у восточных берегов Африки, Гольфстрим у берегов Европы), холодные, наоборот, препятствуют выпадению осадков (Перуанское течение у западных берегов Южной Америки).

Рельеф также влияет на распределение осадков. Например, Гималайские горы почти совершенно не пропускают на север влажные ветры, дующие с Индийского океана. Поэтому на южных склонах этих гор иногда за год выпадает до 20000 мм осадков. Влажные воздушные массы, поднимаясь по склонам гор (восходящие токи воздуха), охлаждаются, насыщаются и образуют осадки. Территория же севернее Гималайских гор напоминает пустыню: там выпадает всего 200 мм осадков в год (см. карту атласа).

Существует зависимость между поясами атмосферного давления и количеством осадков. У экватора в поясе низкого давления постоянно нагретый воздух, поднимаясь вверх, охлаждается и насыщается. Поэтому в области экватора образуется много облаков и идут обильные дожди. Много осадков выпадает и в других областях Земного шара, где господствует низкое давление. При этом большое значение имеет температура воздуха: чем она ниже, тем меньше осадков.

В поясах высокого давления преобладают нисходящие воздушные токи. Воздух, опускаясь, нагревается и утрачивает свойства состояния насыщения. Поэтому между 25 и 30° с. ш. и ю. ш. осадки, как правило, выпадают редко и в малом количестве. В областях высокого давления у полюсов также мало осадков.

Спектр солнечной радиации

Таким образом, по происхождению различают осадки (рис. 24):

— конвективные— характерны для жаркого пояса, где интенсивен нагрев и испарение, но нередко бывают и в умеренном поясе;
— фронтальные — образуются при встрече двух воздушных масс с разными температурами и выпадают из более теплого воздуха. Характерны для умеренных и холодных поясов;
— орографические— выпадают на наветренных склонах гор. Они очень обильны, если воздух идет со стороны теплого моря и обладает высокой абсолютной и относительной влажностью.

Распределение осадков на Земном шаре не равномерно. Абсолютный максимум зарегистрирован на о. Гавайи (Тихий океан) — 11 684 мм/год и в Чарапунджи (Индия) — 11 600 мм/год. Абсолютный минимум зарегистрирован в пустыне Атакама и в Ливийской пустыне — менее 50 мм/год; иногда осадки годами вообще не выпадают.

Увлажнение территории характеризуется коэффициентом увлажнения — отношением годового количества осадков к испаряемости за этот же период. Испаряемость — это количество влаги, которое может испариться при данных природных тепловых условиях. Коэффициент увлажнения обозначают буквой К, годовое количество осадков — буквой О, а испаряемость — И; тогда К = О : И. Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Если годовое количество осадков примерно равно испаряемости, то коэффициент увлажнения близок к единице. В этом случае увлажнение считается достаточным. Если показатель увлажнения больше единицы, то увлажнение избыточное, меньше единицы — увлажнение недостаточное, а если оно меньше 0,3 — скудное. К зонам с достаточным увлажнением относятся лесостепи и степи, к зонам с недостаточным увлажнением — пустыни.

Воздушные массы — это подвижные части тропосферы, отличающиеся друг от друга свойствами — в первую очередь температурой и влажностью. Воздушные массы бывают морскими и континентальными. Морские воздушные массы формируются над Мировым океаном. Они более влажные по сравнению с континентальными, образующимися над сушей. В различных климатических поясах Земли формируются свои воздушные массы: экваториальные, умеренные, тропические, арктические и антарктические и т.д. Перемещаясь, воздушные массы долго сохраняют свои свойства и поэтому определяют погоду тех мест, куда они приходят. Например, если территория Москвы и Подмосковья зимой долгое время находится под влиянием арктических воздушных масс, то устанавливается морозная, сухая и ясная погода, так как арктические воздушные массы холодные и сухие. Многолетний режим погоды для определенной территории называется климатом.

 

19. В учебниках географии можно встретить такое определение земной атмосферы: «Атмосфера — воздушная оболочка Земли, вращающаяся вместе с земным шаром как одно целое». Такое определение вызывает сомнения. Как понимать «вращается с земным шаром как одно целое»? По-видимому, так можно было бы сказать, если бы атмосфера в целом была неподвижна по отношению ко вращающемуся земному шару. Однако это далеко не так. В атмосфере все время происходят перемещения воздушных масс; в результате атмосфера оказывается весьма беспокойным объектом, о котором вряд ли можно говорить, что он вращается вместе с земным шаром «как одно целое».

Первопричиной всех беспокойств в атмосфере является неравномерность нагревания поверхности земного шара, а как следствие этого, и нижних слоев атмосферы. Имеется в виду неравномерность как в пространстве (для разных участков поверхности), так и во времени (в разное время суток, в разное время года).

Нагревание воздушных масс вблизи поверхности приводит в действие механизм конвекции: нагретый воздух начинает подниматься вверх. В то же время холодный воздух опускается вниз. Явление конвекции тебе хорошо известно. Напомню, что с учетом этого явления батареи отопления в квартире помещают вблизи пола, а не у потолка, а вот форточку, наоборот, помещают не у пола, а повыше. Холодный зимний воздух с улицы проникая через форточку в комнату, опускается к полу, а теплый воздух от нагретой батареи поднимается к потолку. В результате происходит перемешивание воздуха внутри комнаты. Всю комнату обогревает воздух от батареи, и всю комнату освежает воздух из форточки.

С конвекцией мы встречались в книге «Микромир и Вселенная» — там рассматривалась конвекция плазмы в недрах Солнца. В данной книге упоминалась конвекция магмы в астеносфере Земли. Конвекция наблюдается в средах жидких и газообразных. Астеносферу Земли можно рассматривать как весьма вязкую жидкость; поэтому процесс конвекции протекает там крайне медленно.

Сейчас нас интересует конвекция воздуха в атмосфере Земли. Почему она происходит? Почему более нагретый воздух поднимается («всплывает») над менее нагретым? Почему менее нагретый воздух погружается под более нагретый? Ответ на эти вопросы тебе уже известен. Ты уже знаешь, что теплый воздух легче холодного (его плотность меньше плотности холодного воздуха) и что закон Архимеда действует не только в жидкостях, но и в газах. Об этом мы говорили с тобой, когда рассматривали предыдущую тему. Значит, тебе уже не надо объяснять, что конвекция есть проявление закона Архимеда.

Восходящие и нисходящие движения воздуха, связанные с конвекцией, — не единственный вид движений воздушных масс в атмосфере. Возникают также воздушные потоки, распространяющиеся в горизонтальном (или близком к горизонтальному) направлении. Эти воздушные потоки имеют хорошо знакомое всем название — ветер.

Справка. Ветер -движение воздуха относительно земной поверхности, вызванное неравномерным распределением атмосферного давления и направленное от высокого давления к низкому.

В справке не отмечается, что ветер — это горизонтальное движение воздуха. Строго говоря, главное в понятии ветра — это движение воздуха от места с более высоким давлением к месту с более низким давлением. В принципе эти два места не обязательно должны располагаться вблизи поверхности или на одинаковой высоте. Однако вблизи поверхности ветры обычно дуют в горизонтальном направлении. Некоторое отклонение от горизонтального направления может быть связано с рельефом местности. Не удивительно, что во многих учебниках географии даже специально отмечается: ветром называется движение воздуха в горизонтальном направлении.

Кстати, обрати внимание: одна из важнейших характеристик ветра — его направление -указывается в предположении, что ветер дует в горизонтальном направлении. Например, говорят, что данный ветер юго-восточный. Это значит, что речь идет о горизонтальном воздушном потоке, движущемся с юго-востока. Этот ветер дует в направлении с юго-востока на северо-запад. Заметь: ветер дует не на юго-восток, а с юго-востока! В названии ветра указывают не куда он дует, а откуда. Северный ветер дует с севера (ясно, что он направлен на юг). Западный ветер дует с запада (он направлен на восток).

Вторая важная характеристика ветра — скорость его движения. Она определяет так называемую силу ветра (обрати внимание: мы говорим «сила ветра», а имеем в виду скорость ветра). Ветрам разной силы присваивают специальные названия (например, легкий, свежий, крепкий, шторм, ураган). Измеряют силу ветра в баллах по условной 12-балльной шкале Бофорта. Ее предложил в 1806 году английский гидрограф и картограф контр-адмирал Френсис Бофорт (1774-1857). С этой шкалой ты можешь познакомиться. Здесь же приведены соответствующие значения скорости ветра.

Причиной неравномерного распределения атмосферного давления вблизи земной поверхности (иначе говоря, причиной возникновения горизонтально направленного ветра) может быть конвекция. В качестве примера рассмотрим, как возникает бриз -ветер, дующий на побережьях морей и крупных озер с суточной периодичностью. Днем бриз дует с моря на берег, а ночью наоборот, с берега к морю. Днем суша прогревается сильнее, чем поверхность воды; поэтому над сушей плотность воздуха понижается, и воздух начинает подниматься вверх. В результате атмосферное давление над сушей несколько снижается — и тогда прохладный ветер с моря начинает дуть в направлении к берегу. Можно сказать, что нагревшийся воздух над сушей поднялся вверх (произошла конвекция воздуха) и на его место пришел холодный воздух с моря (появился бриз). Ночью ситуация обратная. Нагревшийся за день приповерхностный слой воды остывает медленнее, чем суша. И теперь холодный воздух с берега начинает дуть в направлении моря.

Источник: infopedia.su


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте, как обрабатываются ваши данные комментариев.