太阳辐射作为生态系统调节器

罗伯特·g·韦策尔

目录

摘要5

1.1简介5

1.2尺寸问题-与有机物负荷相关的辐射衰减

1.3降水问题-进水频率和强度的重要性7

1.4 UVR的直接影响

1.5异源与原生有机质——UV-VIS介导的关键过程调节异养利用

1.5.1大分子酶可达性的改变

1.5.2腐殖质大分子光解作用

1.5.3溶解的有机氮、磷化合物的光解

1.5.4腐殖质完全光解为CO和CO2

1.5.5 UVR不太直接但重要的生物地球化学相互作用……12

1.6顽固性有机物、代谢稳定性、光解

引用15

摘要

太阳辐射是生态系统的基本调节器。几乎所有有机物的产生都是通过光合作用和光的分布来实现的水生生态系统是调节主要能量输入的关键。然而，同时，太阳辐射的特定成分，特别是紫外线，既发挥加速器的作用微生物降解通过提高复杂有机底物对微生物的生物利用度，以及通过完全光解和氧化有机大分子成分，形成二氧化碳和其他无机形式的营养物质。由于自然或人为原因而影响内陆水生和沿海海洋生态系统及其内部的紫外线强度的改变将改变与这些大分子相关的代谢速率和生物地球化学过程。这种级联效应可以极大地改变自然生态系统的功能。

1.1介绍

在本卷的后续章节中，详细的评估提供了对水生生态系统中紫外线辐射(UVR)特性及其对水生生物影响的当代理解的总结。在这里，我试图提供这些特性的耦合概述，以强调UVR的个别影响是如何整合的，并在生态系统层面上提供生态系统生物地球化学循环、能量通量、生产力和系统进化的调控的主层面。

关于太阳辐射的特定成分及其影响的这些详细处理，有必要强调水生生态系统的几个相关的普遍特征。也就是说，生态系统是生物系统，生态系统是生物地球化学系统生态系统中物质和能量的循环是由一组高度可变的相互耦合的物理、化学和生物参数调节的。在高度动态、不断变化的生态环境(动态的空间和时间尺度)中评估紫外线辐射的影响和变化是非常重要的。那么问题就来了紫外线的影响生态系统内部的变化是如此之大，以至于分析是混乱的，或者某些化学计量学分析是否允许定量预测一般系统对紫外线辐射变化的反应。

所采取的方法是首先分析我们目前对紫外线辐射如何影响生态系统过程的理解，以及这些过程如何与这些过程的其他相关影响相互耦合，例如与紫外线辐射相关的气候或大气过程。最后，我们能否合理地预测不同特征的生态系统将如何应对改变紫外线辐射的大气或水生条件的变化?

1.2尺寸问题-与有机物负荷有关的辐射衰减

几乎所有的UV-C (< 280 nm)都被平流层气体和水生生态系统的水吸收。虽然相对较少的UV-B (280-320 nm)穿过平流层(第2章)，但UV-B是高能量的，是水中重要的光活化剂。UV-A (320-400 nm)的能量比UV-B低，但不易被吸收，并能更深地渗透到水中。近紫外光在可见光谱的蓝色部分(400-500纳米)最近已被证明在功能上类似于邻近的UV- a辐射在许多重要的光化学反应受到紫外线辐射的影响，在任何综合效应评估中都必须考虑到这一点。

最近的原位测量表明，UV-B和UV-A的穿透性有很大的变化，但已经发现穿透性比以前认为的要大得多(第3,6章，[1])。当引用到纯水,辐射传输随着自然发生的有色溶解有机化合物，特别是腐殖酸浓度的增加而急剧减少。在一些水域中，UV-B衰减深度(za =表面辐照距离的1%)从几厘米到> - 10 m不等[2-6]。不同生境间扩散衰减系数(Kd)的很大一部分(> - 90%)变化可以用溶解有机碳(DOC)浓度的差异来解释。在整个太阳UV-B和UV-A范围内，Kd可以用基于DOC浓度的单变量功率模型很好地估计，特别是在低至中等浮游植物生产力的水域。当低于2 mg C 1_1时，za强烈依赖于DOC浓度。在湖泊富营养化，浮游植物密度开始影响紫外线衰减[7]。

只有非均质溶解有机物(DOM)的某些部分能吸收太阳辐射。在内陆水域，酚类和其他芳香基腐殖酸化合物(黄腐酸和腐殖酸)主要来自陆地和高级水生植物，是溶解有机酸的主要成分，约占DOM总量的80%，其中30-40%由芳香碳化合物[8]组成。腐殖质是色度溶解有机物(CDOM)的最大组分。腐殖质的可溶性部分中，异质富里酸的分子量在500 ~ 1200 Da之间，含有许多酸性官能团，主要是羧酸[9-11]。腐殖酸比富里酸亲水性差，分子量大(平均约4000-5000 Da)[12]。腐殖质物质在CDOM中占主导地位，是吸收太阳UV和蓝色辐射的最重要成分[4,13]。

4 ~ 8mg有机酸l -1在地表水中很常见，在富含有机物的水域，如湿地、河流生态系统的洪泛平原、水文土壤[1]的间质水中，有机酸浓度往往超过50mg 1 ~1。CDOM和腐殖质物质的浓度通常沿着淡水-海岸-海洋的梯度下降。

由于紫外线对水生生态系统的影响受到CDOM浓度的强烈影响，影响因素CDOM对水生生态系统的加载速率将强烈影响紫外线的选择性分布及其对栖息地和生物群的影响。在这方面，有两个方面特别重要。首先，来自以色磷腐殖质化合物为主的高等植物组织(陆地和湿地/沿海来源)的DOM与来自含少量黄腐质且不含腐殖质成分的藻类的DOM的比例[10,14,15]。溪流和河流的DOM几乎完全由陆地和湿地高等植物的部分分解产物所主导。同样的,小湖泊较高比例的DOM来自陆地和湿地来源，主要是较高的植物生产力，以及较高比例的腐殖质残留物来自结构组织成分的部分降解，特别是木质纤维素。

其次，接收水生态系统的形态是必要的，因为湖盆体积与水潴留时间、进水DOM的稀释和混合频率之间有直接关系光区．数百万湖泊中的大多数都很小(< 10平方公里)，相对较浅，通常深度<10米[1,16]。因此，dom夹带水与太阳辐射相互作用的频率往往很高分层的湖泊而在浅层非分层湖泊和池塘．同样，溪流和河流水体中DOM与太阳辐射相互作用的频率也较高，特别是在较大的河流级(>3级)中，河岸树冠遮阳的影响较小。

1.3降水问题-进水频率和强度的重要性

由于紫外线的穿透性及其对人体的影响生态系统的新陈代谢功能受到DOM的强烈影响，将DOM加载到接收水域的速率和时间非常重要。许多研究表明，陆地有机质的异地输入在溪流和河流生态系统的物质和能量循环中起着主导作用，其形式是碎屑DOM和颗粒有机质(POM)。大部分DOM从土壤释放到地下水和邻近湿地的厌氧过程[例如，1,17-19]。

陆地有机物向溪流和湖泊的DOM输入来自活植被的直接淋滤，以及死植物材料在不同分解阶段的径流中携带的可溶性化合物。高浓度的有机物来自湿地。DOM的输入通常与降水直接相关，在降水事件的初始冲刷阶段，接收水的负荷率很高。随着稀释度的增加，DOM加载量在后期显著下降，最终排量下降。类似地，在融雪的初始阶段DOM加载要比随后的阶段高得多。尽管在这些冲洗事件中DOM的总负荷很高，稀释也很高。一些最高的DOM浓度和导致的紫外线衰减发生在河流的低流量时期。在分层湖泊中，停留时间越长，DOM在光带的光解速率越高。在浅层、非分层的湖泊中，经常与高紫外线照射的表层混合，水停留时间的集中效应被紫外线蚀变和微生物矿化的可用时间抵消(第4章)。

DOM加载的季节时间也影响紫外线光解和微生物利用的有效性。显然，在一年中寒冷、弱光时期的径流负荷事件将导致生态系统生物群对有机化合物的有效降解和利用降低。这些改变的紫外线介导的代谢率将反过来影响营养物质的再生率和随后的生产力在许多生物水平。

由于DOM由河流输送到海洋沿海地区，具有复杂水动力分散的河口地区的输送速率降低水流．密度较小的咸水覆盖在沿海水域上，暴露在太阳光解作用下的强度和频率高于底层水域。其结果是部分和完全光解的速率增加，主要是由紫外线辐射引起的，通过增强微生物代谢和直接降解为CO2, CDOM的矿化速率更高。因此，剩余DOM的很大一部分是非色度的(NCDOM)。这种相对顽固的NCDOM，大约占总DOM的10-20%，倾向于持续存在于具有明显化学稳定性的海洋环境中长寿(几十年到几个世纪)。

外来溶解有机物对淡水生态系统和陆相海洋区域的负荷速率是如何和将如何受到气候变化的影响尚不清楚。在长期数据集中有迹象表明，湖泊中的DOC浓度在几十年内逐渐下降[例如，l(p。779), 20日,21日]。特别是在DOC浓度通常较低的寡营养湖泊中，紫外线可渗透到几米深，并可通过遗传损伤对生物产生负面影响，使生产转向增加保护性色素的合成，或在高海拔或高纬度地区，那里植物源材料较高，DOM负荷较低。这种湖泊中的生物可以暴露在高强度的紫外线辐射[22]下。即使在DOM浓度较高的湖泊中，长期趋势也往往是DOM[1]浓度缓慢下降。

毫无疑问，大气中的温度和二氧化碳浓度都在增加。气温上升还影响了降水模式，导致大片地区的降雨和积雪量减少。干旱是众多气象因素的累积结果影响降水，évapotranspiration，和其他水的损失．干旱通常在长期降水不足和无节制用水之后才会变得严重。

在过去的四分之一世纪里，一些湖泊的DOC明显下降，同时出现了大幅度的变暖[例如，l(p)。780), 23)。流域降水减少，évapotranspiration增加，导致河流流量减少，河流和湖泊的DOC负荷降低。在这些条件下，湖水对紫外线光解的透明度增加。在[19]流中也观察到类似的DOC减少。尽管长期干旱后风暴流的DOC浓度较高，但河流的DOC年产量仍会下降[23,24]。

1.4紫外线的直接影响

暴露在自然水平的UV-B，特别是UV-A辐射下，藻类的光合作用明显受到抑制。发生生理和遗传恢复，因此在损伤和恢复过程之间通常存在一种准稳态的生理状态[25,26，第9,11和13章]。许多物种在每天的黑暗中修复光系统和DNA的损伤。许多物种产生吸收紫外线的化合物-类菌素氨基酸是一类重要的和普遍存在的此类化合物[27,28，第10章]。许多物种对紫外线辐射的有毒最终产物具有生化防御，如类胡萝卜素色素和超氧化物歧化酶清除自由基(第15章)。一些物种通过向更深的区域迁移来避免强烈的表面紫外线的能力有限。

紫外线辐射可以直接影响浅水栖息地的浮游动物和鱼类，破坏DNA和产生有害的光化学（自由基，活性氧)[29,30，第八章]。尽管许多动物可以避开紫外线强的栖息地，并产生光保护色素(类胡萝卜素，角质层黑色素)，但这两种策略都可以改变它们对其他生物，特别是鱼类捕食的敏感性。

1.5异源与原生有机质——UV-VIS介导的关键过程调节异养利用

在水生生态系统中，大约90%或更多的总代谢是由微生物完成的，由细菌、真菌和许多原生生物的异养代谢完成，这些生物的大小都小于100±m[1,31]。因此，水生生态系统的物质和能量通量完全由颗粒碎屑(非生物)，特别是来自本地和异地来源的DOM的代谢主导。远洋开放水域只是整个湖泊或河流生态系统的一部分。在DOM的负荷和通量方面，异地和沿海来源至关重要，因为它们与藻类光合作用产生的化学物质不同。

生物群的衰老、死亡和降解速率的模式对降解和能量利用的速率和途径也相当重要。例如，高等水生植物DOM的持续缓慢衰老和释放与细菌或藻类DOM的相对瞬间生化死亡和释放非常不同。在所有水生生态系统中，原核和原生异养生物对非生命碎屑POM和DOM的非掠食性死亡和代谢占主导地位。

在综合UV对水生生态系统的影响时，一个关键组成部分是DOM在调节UYR分布和衰减方面的同时重要性，以及UV对生物群的代谢、生长、繁殖和生产效能的直接和间接影响。由于紫外线的这些影响是相互作用和耦合的，很难在没有冗余的情况下将它们分开。然而，在后面几章中一些更详细的讨论的总结中，有几点可以被描述出来。

物理过程，如有机大分子的部分或完全光化学修饰，可以导致部分复杂的、异构的溶解有机化合物的生物可用性的重大改变。这些光化学过程可导致:

1.5.1大分子酶可达性的改变

多酚类有机酸在许多淡水中大量存在(通常为4- 8mg 1_1)，通过与蛋白质表面的一个或多个位点结合，形成亲水性不如蛋白质本身的单分子层，从而与蛋白质结合或诱导蛋白质沉淀[32,33]。这种络合作用以及多肽链与多酚腐殖质物质的交联可导致酶的抑制或活性的降低[例如，33-35]。芳香性和凝聚态较多的腐殖酸分子更加坚硬，与简单化合物(如富里酸)相比，可以在更大程度上扭曲结合酶[例如，36]。酶的抑制以典型的非竞争性方式发生，其中抑制剂、多酚和底物同时与酶结合。此外，溶解的腐殖质物质可以通过肽化而复杂，并改变生物对酶水解的敏感性。例如，膜特性，如脂类疏水性，可以被腐殖质物质改变，进而影响酶水解速率和营养物质运输机制[例如，37,38]。生态系统的一个重要方面是，这些蛋白质或酶复合物可以长期以灭活状态储存，在生态系统内运输，然后通过UVR的部分光解裂解重新激活[1,34,35]。

1.5.2腐殖质大分子光解作用

腐殖质大分子的部分光解作用，特别是与生成挥发性脂肪酸和相关的简单化合物，可作为优良的底物细菌降解(例如,39-42)。重要的是要认识到，在总光解辐照度中，有机底物的部分光解约有四分之一来自UV-B，约一半来自UV-A，约四分之一来自较低波长(400-500 nm)光合作用的有效辐射(PAR, 400-700 nm)。UV-B和UV-A的透光率和光解活性主要局限于地表水。相比之下，PAR虽然在能量上比UY弱得多，但却能渗透到更深的水中。虽然有机化合物在地表水的光解作用明显小于紫外线，但在PAR和UV作用下，简单底物的光解生成是可观的[1,43,44]。这些研究结果表明，一些简单底物的光解生成有相当一部分是由PAR产生的。

1.5.3溶解的有机氮、磷化合物的光解

光解的退化溶解的有机氮和磷化合物释放出亚硝酸盐、氨和磷酸盐等无机营养化合物，以及CO和CO2[例如，综述41,45-47]。通过这些过程增加营养物质可用性的刺激效应明显发生[例如，47]。

1.5.4腐殖质完全光解成CO和CO2

自然溶解的有机化合物在太阳辐射下光化学氧化为CO和溶解的无机碳(C02和HC03~)已经为人所知多年[例如，48]。根据分解和饱和条件，一些多余的二氧化碳将逃避到大气中。以往对溶解有机质光解降解的研究表明，太阳辐射的主要光解组分是UV-B和UV-A，而PAR的影响很小。然而，这些研究中的许多都不是在无菌条件下进行的，因此，由于微生物对快速降解和生成二氧化碳所产生的有机化合物的几乎瞬间利用，研究结果被混淆了。此外，这些研究中的许多DOM源已经暴露在自然辐射下很长时间(例如几周)和不可比较的光周期。当代研究表明，尽管UV-B和UV-A很重要，可以贡献一半以上的光化学矿化，但PAR也是一种主要的光解剂[43,49,50]。例如，从近200个不同水体和植物在不同条件下对DOM的独立光解实验中，UV-B部分的光谱总是最有效的完全光降解为C02，但UV-A也很有效，与UV-B[1]的光解能力差异不大。PAR在将DOM光解降解为C02方面也非常有效，通常大约四分之一到一半的集体光解可归因于PAR光谱的大部分蓝色部分。CDOM的生物利用度可能增加[40]，保持不变，或因光解而降低[47,51,52]。生物利用度与天然有机化合物非均质自然聚集的主要组分的光解和改变阶段明显相关。

PAR的部分光解生成挥发性脂肪酸和完全光解生成大量二氧化碳都是重要的发现，因为与UVR相比，PAR在水中的消光率要低得多。因此，对养分循环如此重要的光解过程并不局限于几厘米的水生生态系统的最上层，而是影响大部分随季节变化的光带体积。

1.5.5 UVR的生物地球化学相互作用不太直接，但很重要

在水生系统中，UVR对DOM的生物地球化学相互作用也很重要，但在生态系统层面上的研究很少。对水生生态系统中自然溶解有机物质的持续深入研究，使人们对这些不同化合物，特别是腐殖质化合物与其他重要代谢成分相互作用的许多方式有了更好的了解。任何这些过程都将被紫外部分或完全光解的DOM所改变。例子有很多:

(a)与无机化合物特别是在络合反应中，如螯合[53综述]。取决于络合DOM的浓度比无机元素在某些情况下，可以增加或减少有机络合模式、生物有效性和元素毒性。所有这些过程都将被cdom的紫外光解所改变。

(b)与其他有机化合物相互作用，如肽化，并改变生物对酶水解的敏感性。例如，膜特性，如脂类疏水性，可以被腐殖质物质改变，进而影响酶水解速率和养分运输机制[例如，37,38]。在一种最有趣的相互作用中，腐殖质物质可以与蛋白质，特别是自由可溶性和膜结合的酶复合，具有非竞争性抑制作用[54,55]。酶可以在这种复杂的非活性状态下储存很长一段时间(几天，几周)，随着水包裹的移动在生态系统中重新分布，并通过紫外线的部分光解解理重新激活[31,33,35,43]。

(c)改变化学性质，如氧化还原和ph值。腐殖酸的优势会导致有机酸性，这种酸性可以影响，有时甚至超过来自自然或人为来源的无机酸性[1综述]。自然溶解的有机物暴露在紫外线下会形成活性氧，特别是过氧化氢(H202) [56,57;第8章)。H202在自然水中的半衰期为几个小时，可以从根本上改变金属的氧化还原循环。

(d)微生物还原的腐殖质物质进入还原程度较低的沉积物区域后，可以作为电子供体，对几种具有环境意义的电子供体[59]进行微生物还原。腐殖质一旦被微生物还原，可以将电子转移到各种Fe(m)或Mn(iv)的氧化物形式，并将腐殖质化合物循环到氧化形式，从而接受更多来自腐殖质化合物还原微生物的电子。UVR在这些高活性过程中的相互作用浅水区(e)改变物理性质，如选择性修改光穿透．众所周知，CDOM对光的选择性衰减[cf. 1]可以在许多方面进一步改变生物地球化学循环。这种光环境的改变可以改变光合作用、激素活动、迁移分布和繁殖行为的速率。腐殖质对UYR的吸收可以保护生物免受遗传损伤，修饰大分子，提高有机底物的生物利用度。

1.6顽固性有机物，代谢稳定，光解

通常观察到的DOC的不完全光解对加速这些大分子的利用至关重要，但显然不是强制性的。部分复杂的DOM池，包括腐殖质和黄腐酸化合物的部分，被降解，但总降解速度明显较慢。DOM的化学有机顽固性有助于为湖泊、水库、湿地-滨海陆地-水界面和河流生态系统的代谢提供热力学稳定性[1,31,54,60-62]。化学顽抗是生态系统代谢的“刹车”，这种刹车对于维持合成或输入有机物和能量异养利用的整体稳定性至关重要。U VR可以改变化学顽抗“刹车”的有效性。

内陆水生态系统的碎屑有机库，无论是颗粒态的还是溶解态的，大部分都是植物结构组织的残留有机化合物。复杂的溶解有机物和颗粒有机物中较不稳定的有机成分通常比较难通过酶途径获得的有机化合物更快地水解和代谢。其结果是较顽固化合物的浓度普遍增加，通常超过总量的80%，代谢和周转速度较慢。然而，这些顽固的化合物的代谢速度减慢和调节，在很大程度上是由它们的分子复杂性和结合结构。

在湖泊和河流生态系统的每一个详细的年度有机碳预算中，浮游植物产生的有机物并不会支持生态系统的所有异养代谢。陆水界面群落和异地生产的有机补贴至少是总代谢的几倍支持。从代谢稳定性的角度来看，尤其重要的是，大部分有机碳是溶解的，相对不稳定，广泛分布在内陆水域。当资源丰富时，这种主导DOM的化学顽抗改善了生态系统中远洋生物群组成部分的剧烈代谢和生长振荡。此外，在湖泊、河流和河口生态系统的主要陆水界面区域形成的大部分POM被置换到减少，缺氧的环境沿海和深海沉积物。DOC主要来自于较高的植物来源，它提供了稳定性，并且是水生生态系统中定量更重要的碎屑路径的货币。这种稳定性的基础在陆地生态系统中普遍存在，很可能在沿海以及大部分(如果不是大部分的话)海洋生态系统中也普遍存在。

碎屑包括非生物颗粒、胶体和溶解的有机物，代谢大小仅影响水解攻击率[31]。内陆水生生态系统从陆地、湿地和沿海来源收集有机物，特别是溶解形式的有机物，其数量补充了(如果没有超过)本地产生的有机物。有机物质的利用速率由于化学抗拒和迁移到缺氧环境的结合而减慢。因此，内陆水生生态系统是异养和功能碎屑碗，而不是藻类碗。

陆地和特别是陆地-水界面区域(湿地，沿海地区)的高有机质产量通常导致向内陆水域装载过多的有机碳，通常主要以溶解有机化合物的形式。其中很大一部分DOM在流经湖泊和河流时被代谢、吸收、沉积或光解，但仍有一部分到达沿海地区海洋区域．对海洋水域的这种异地负荷的程度尚不清楚，尽管估计高达海洋DOC总量的20%[63,64]。由于这种异源DOM在进入公海的过程中长时间暴露在光解降解过程中，其代谢调节功能明显不如内陆的情况水生态系统．藻类光合作用的更不稳定的DOM产物在海洋中上层占主导地位，因此，它们被迅速利用和开发，直到持续生长的限制条件占主导地位。据推测，这些条件明显不如那些含有高浓度的主要来自高等植物组织的有色和非有色DOM的条件稳定。因此，海洋中上层紫外线辐射率改变的影响通过更直接的方式影响生态系统，例如直接破坏生物群的遗传成分，而不是在改变有机大分子化学方面发挥主要作用。

在长期的进化尺度上，人类现在有能力迅速干预这种相互依赖的关系，改变有机物代谢速率的稳定性。例如，平流层臭氧的减少和相关的UV-B增加可能导致DOM大分子通过非生物和生物途径加速光解降解为二氧化碳。此外，通过紫外线光解增强细菌代谢底物的光解作用可以加速营养物质的生物地球化学循环速率，并刺激生态系统的生产力。除了降低湖泊和河流的代谢稳定性外，微生物呼吸作用的增强肯定会导致二氧化碳的产生增加并向大气中逃逸。

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物理

紫外线辐射气候学

•水柱光学和紫外线穿透

•通过垂直混合和平流调节UVR曝光和效果

第二章

紫外线辐射气候学

Mario Blumthaler和Ann R. Webb

目录

抽象的23

2.1简介23

2.2理论24

2.2.1来自太阳的能量

2.2.2行星运动与几何

2.2.3大气

2.2.4吸收和散射29

2.2.5测定地面紫外光谱33

2.2.5.1臭氧吸收

2.2.5.2平流层臭氧化学

2.2.5.3平流层臭氧变化

2.2.5.4对流层臭氧化学

2.2.5.5其他衰减器

2.2.5.6地面最终结果

2.3测量39

2.3.1地基测量39

2.3.1.1仪器仪表39

2.3.1.2结果42

2.3.2太空出生的测量

2.4太阳紫外线辐射趋势

2.4.1臭氧长期变化

2.4.2长期紫外线辐射变化

2.4.3未来UVR水平54 .

2.4.3.1紫外线辐射预测

2.4.3.2未来UV场景

引用55

摘要

地球表面的紫外线辐射是由太阳的辐射以及在穿过大气层时的变化决定的。地球-太阳距离和观测者在地球上的位置决定了入射辐射的功率，而地面上的紫外光谱随着时间和地点的变化而变化，这是由于大气中波长相关的衰减过程。最重要的决定因素是太阳高度、臭氧和气溶胶含量、高度和反照率以及云量。高光谱分辨率的测量允许详细研究这些参数的影响。简单的宽带测量可以提供来自大量位置的信息。如果已知输入参数(大气状态)，模式计算可以很好地估计辐照水平。因此，基于太空测量的估计提供了全球分布和时态变化但对某些大气参数的不完全了解仍然限制了绝对精度。

随着臭氧总量的减少，特别是在中高纬度地区，UV-B有增加的趋势。所有潜在的气候变化影响对臭氧的相互作用使未来紫外线的预测变得困难，raybet雷竞技最新但最好的估计是全球范围内的恢复不会早于10至20年。

2.1介绍

到达水生生物自然栖息地的紫外线来自太阳。额外的,地面辐射当辐射穿过地球大气层时会发生变化，有许多因素会影响到达地球表面的辐射。这些因素包括大气状态(晴朗、干净、多云、污染)、在地球上的位置(纬度和高度)和季节(相对而言)太阳的位置到地球上的位置)。当辐射穿过水环境到达水生生物时，会发生进一步的衰减。后一种复杂情况将在第三章讨论;这里我们只讨论地面或水面上的紫外线辐射。

紫外线辐射覆盖了部分电磁波谱波长低于400纳米，介于x射线和可见辐射之间。紫外线被随意地分成更窄的波段，并根据不同的科学分支进行了命名，如真空紫外线、远紫外线、近紫外线。在考虑地球表面的紫外线时，我们关注的是光谱中波长最长的紫外线部分，即280-400纳米之间的波长，被指定为UV- b和UV- a辐射(更有害的UV- c(200-280纳米)和更短的波长被大气完全衰减)。国际糕点委员会(CIE)将UV-B定义为280-315 nm, UV-A定义为315-400 nm。然而，UV-B经常被描述为280-320纳米，出于实用的原因，320纳米大约是太阳光谱“变平”，以及生物学行动光谱接近响应为零或非常小的区域。实际上，在太阳辐射和生物反应的连续光谱中，这些波段的区别是任意的。

本章的第一部分一般讨论辐射和辐射转移的基本物理。在下面几节中，将讨论UVR的测量，并细分为地面和太空方法。介绍了影响地球表面UVR的不同参数的仪器和结果。最后分析了太阳紫外线辐射的发展趋势。从观测到的臭氧长期变化开始，讨论了由此引起的UVR变化。未来紫外线辐射水平是指对短时间尺度(天)以及未来几十年可能发生的情况的预测。

2.2理论

2.2.1太阳能

天然紫外线辐射起源于太阳内部的核反应。以这种方式产生的能量通过太阳的气体体向外传播到称为光球层的一层。光球层是发射我们在地球上接收到的辐射的层。它在5800 K时的发射近似于黑体，即它的发射在电磁波谱上是连续的，波谱形状由普朗克定律决定。光球层的温度使得发射覆盖了从伽马射线到近红外(约4000nm)的光谱区域(图1)。最大发射波长由维恩定律给出

对于太阳的温度这是0.5 /mi (500 nm)，在光谱的蓝绿色可见部分。然而，普朗克曲线的形状，人眼的相对灵敏度，以及辐射与大气的光谱依赖性相互作用(下面讨论)导致了我们观察到的黄色太阳。

太阳放射出的太阳辐射总量由斯蒂芬-玻尔兹曼定律决定

其中a为5.67 × 10~8 W m~2 K-4的Stefan-Boltzmann常数。然而，距离发射物体一段距离的入射能量与距离的平方根成正比，因此到达地球大气层顶部的能量就变成了

Sq = ctT4 rs2/ r02

So是太阳常数，rs是太阳半径，r0是地日平均距离。太阳“常数”，最好估计为1370 W m~2，在几个时间尺度上变化。在太阳的生命周期中，它的温度，因此它的总排放量和光谱特性都发生了变化(据估计，排放量在4.5 x 109年里增加了20-40%)。在时间范围内

T-I-i-I-i-I-i - | - | - | -i-i-r

图1。黑体在6000k的光谱，大气层外的太阳，以及地球表面的太阳。

波长(nm)

图1。黑体在6000k的光谱，大气层外的太阳，以及地球表面的太阳。

请理解，太阳活动与可观测到的太阳黑子有关，以22年为周期变化。然而，这包括太阳磁场的反转和太阳黑子数量的周期(我们主要关心的)是11年。活跃的太阳黑子表现为太阳表面的黑色斑块，它们的磁活动导致太阳耀斑——伴随着增强的紫外线和x射线辐射的巨大能量爆发。这些相当不可预测的辐射会影响太阳常数，但以波长相关的方式:波长为160纳米的峰与峰之间的变化约为10%，而波长大于300纳米的峰与峰之间的变化小于1%，而对于整个太阳常数而言，峰与峰的变化约为0.1%。最后，太阳27天的自转周期导致太阳紫外线输出有几个百分点的变化，尽管在较长的波长(>250 nm)这种变化小于1%。

2.2.2行星运动与几何

更短的时间尺度变化，更直接的相关，是由于地球和太阳的天文运动。地球每年绕太阳公转的轨道略呈椭圆，而地日距离的变化也会导致全年可用能量的微小变化。目前轨道的偏心率意味着地球在一月最接近太阳(近日点)南半球夏季(北半球冬季)和离太阳最远的地方(远日点)在七月，北半球的夏天。两个极端的地日距离差约为3.4%，地外辐射差约为6.9%。离心率本身以110000年为周期变化(变得越来越椭圆，然后越来越不椭圆)，在极端的位置，地球入射通量的变化不超过0.17%。近日点的位置也会因为引力的相互作用(主要是与木星的相互作用)而改变，引力的相互作用使地球的椭圆轨道进动，从而导致二分点的时间进动。这种变化发生在18800年和23000年的时间周期内。虽然它们不影响地球接收到的总能量，但它们确实影响了能量在地球表面分布的方式。

最明显的变化是太阳能在某一地点收到的季节效应，是由倾斜的地轴．这个倾角，即地轴和黄道平面之间的角度，目前是23.5°(在大约40000年的时间里，它在22°到24.5°之间变化)。它既影响白昼的长度，也影响太阳在天空中的高度，它们随着时间和地球表面的位置而变化。6月太阳在北回归线(北纬23.5°)的上空，在春分(3月和9月)太阳在赤道上空，12月太阳在南回归线(南纬23.5°)的上空达到另一个极端位置。自地轴是倾斜的随着头顶太阳位置的变化，纬向带有不同的阴影(图2)，白昼长度大约等于纬度圈中没有阴影的部分。在春分时，各地都是12小时，而极地圈则从冬季的24小时黑暗变成夏季的24小时白昼。太阳在天空中的高度通常用太阳天顶角z表示，这是当地垂直线与太阳位置之间的夹角。太阳天顶角是cos z = sin9 sin5 -f cos 6 cos S cos h其中6是纬度，5是太阳偏斜(太阳所在的纬度6是纬度，5是太阳偏斜(太阳所在的纬度

近日点(十二月，RHS)。请注意，太阳分别位于北纬23.50°和南纬23.50°的上空，由于地轴的倾斜，极地地区经历了24小时的光明或黑暗。

近日点(十二月，RHS)。请注意，太阳分别位于北纬23.50°和南纬23.50°的上空，由于地轴的倾斜，极地地区经历了24小时的光明或黑暗。

中午的头顶)，h是小时角。在当地太阳中午时，小时角为零，从中午开始每小时增加15°(n /12)。请注意，当地太阳正午是经度的函数，并不一定与当地时区(时钟时间)一致。当地太阳正午被“时间方程”进一步修正，该方程给出了一年内大约±15分钟的变化，这是由于地球围绕太阳的椭圆轨道和地轴相对于轨道平面的倾斜。当cos z = 0时，太阳升起和落下，这就得到了cos H = - tan 0 tan d的半天长度H的表达式

在给定位置上方的大气顶部的水平表面上入射能量的量是

Eo = S0(r0/r) 2cosz，其中r为瞬时地日距离，r0为平均值。

当它进入大气层时，这种辐射就会与大气成分相互作用。大气中密度变化成分和温度是高度的函数所以相互作用的类型和受影响的辐射波长也是高度的函数。在地表，我们观察到整个大气深度衰减的净效应。

2.2.3大气

大气不是均匀的介质。在最好的情况下，它可以被认为是一系列均匀的水平层，这是在计算通过大气的辐射传输时最常用的简化方法。在现实中，许多大气特性可以在一定的空间和时间尺度上发生变化。然而，物理学可以用水平层的一维大气来讨论。

垂直温度和密度大气结构图3所示，低层大气组成如表1所示。数密度n(单位体积内气体分子的数目)可以由理想气体定律n = P/kT确定

其中P为压力，T为绝对温度，k为玻尔兹曼常数(1.381 x 10-23 J K_1)。在大气中，压力和数密度都随高度(h)以近似指数的方式降低。在温度恒定的假设下，对压强适用

其中H是刻度高度，较低约8公里大气区域．请注意，n也取决于温度(见上文)，对于整个大气来说，温度既不是常数，也不是高度的简单函数(图3)，因此n并不是纯粹随高度呈指数下降。

温度(k) 160 200 240 260

温度(k) 160 200 240 260

我很抱歉我很抱歉。我将永远是你

I0~3 I0"a to"1 I»0 10* I03

图3。垂直压强，密度和温度标准大气压的。表1。下层组成一部分大气（没有水蒸汽)

我很抱歉我很抱歉。我将永远是你

I0 ~ 3

继续阅读:垂直混合与UVR效应的相互作用

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