क्या आपको अपने चारों ओर हवा महसूस होती है? क्या आप जानते हैं कि हम वायु के एक विशाल ढेर के तल पर रहते हैं? हम श्वास लेते और छोड़ते हैं, पर हवा तभी अनुभव करते हैं जब वह गति में होती है। इसका अर्थ है कि गति में हवा पवन होती है। आप पहले ही सीख चुके हैं कि पृथ्वी चारों ओर से वायु से घिरी है। वायु की यह परत वायुमंडल है, जो अनेक गैसों से बनी है। ये गैसें पृथ्वी की सतह पर जीवन को संभव बनाती हैं।

पृथ्वी लगभग सारी ऊर्जा सूर्य से प्राप्त करती है। पृथ्वी बदले में सूर्य से प्राप्त ऊर्जा को पुनः अंतरिक्ष में विकिरित कर देती है। परिणामस्वरूप, पृथ्वी समय के साथ न तो अधिक गर्म होती है और न ही अधिक ठंडी होती है। इस प्रकार, पृथ्वी के विभिन्न भागों द्वारा प्राप्त की जाने वाली ऊष्मा की मात्रा समान नहीं होती है। यह विभिन्नता वायुमंडल में दाब के अंतर उत्पन्न करती है। इससे पवनों द्वारा एक क्षेत्र से दूसरे क्षेत्र तक ऊष्मा का हस्तांतरण होता है। यह अध्याय वायुमंडल के तापन और ठंडा होने की प्रक्रिया और पृथ्वी की सतह पर परिणामी तापमान वितरण की व्याख्या करता है।

सौर विकिरण

पृथ्वी की सतह अधिकांश ऊर्जा लघु तरंगदैर्घ्यों में प्राप्त करती है। पृथ्वी द्वारा प्राप्त की जाने वाली ऊर्जा को आगत सौर विकिरण कहा जाता है, जिसे संक्षेप में इन्सोलेशन कहा जाता है।

चूँकि पृथ्वी एक गोलाकार जैसा भू-आकृति वाला ग्रह है, सूर्य की किरणें वायुमंडल के शीर्ष पर तिरछी गिरती हैं और पृथ्वी सूर्य की ऊर्जा का बहुत कम भाग ग्रहण करती है। औसतन पृथ्वी अपने वायुमंडल के शीर्ष पर प्रति वर्ग सेंटीमीटर प्रति मिनट 1.94 कैलोरी प्राप्त करती है।
वायुमंडल के शीर्ष पर प्राप्त होने वाली सौर ऊर्जा वर्ष भर थोड़ी-बहुत बदलती रहती है, क्योंकि पृथ्वी और सूर्य के बीच की दूरी बदलती रहती है। सूर्य के चक्कर लगाते समय पृथ्वी 4 जुलाई को सूर्य से सबसे दूर (152 मिलियन $\mathrm{km}$) होती है। पृथ्वी की इस स्थिति को अपहेलियन कहा जाता है। 3 जनवरी को पृथ्वी सूर्य के सबसे निकट (147 मिलियन $\mathrm{km}$) होती है। इस स्थिति को पेरीहेलियन कहा जाता है। इसलिए 3 जनवरी को पृथ्वी द्वारा प्राप्त की जाने वाली वार्षिक इंसोलेशन थोड़ी अधिक होती है, जितनी 4 जुलाई को प्राप्त होती है। हालाँकि सौर ऊर्जा में इस परिवर्तन का प्रभाव अन्य कारकों—जैसे भूमि और समुद्र का वितरण तथा वायुमंडलीय परिसंचरण—द्वारा छिपा दिया जाता है। इसलिए सौर ऊर्जा में यह परिवर्तन पृथ्वी की सतह पर दैनिक मौसम परिवर्तनों पर कोई बड़ा प्रभाव नहीं डालता।

पृथ्वी की सतह पर इंसोलेशन की परिवर्तनशीलता

दिन के दौरान, मौसम में और वर्ष भर में इंसोलेशन की मात्रा और तीव्रता भिन्न होती है। इन परिवर्तनों के कारण निम्नलिखित कारक हैं: (i) पृथ्वी का अपनी धुरी पर घूर्णन; (ii) सूर्य की किरणों का झुकाव कोण; (iii) दिन की लंबाई; (iv) वायुमंडल की पारदर्शिता; (v) भूमि की आकृति जैसे उसकी दिशा। अंतिम दो कारकों का प्रभाव कम होता है।

यह तथ्य कि पृथ्वी की धुरी सूर्य के चारों ओर अपनी कक्षा के समतल के साथ $66^{1 / 2}$ का कोण बनाती है, विभिन्न अक्षांशों पर प्राप्त होने वाली इंसोलेशन की मात्रा पर अधिक प्रभाव डालती है।

दूसरा कारक जो प्राप्त होने वाली इंसोलेशन की मात्रा को निर्धारित करता है, वह किरणों के झुकाव का कोण है। यह किसी स्थान के अक्षांश पर निर्भर करता है। अक्षांश जितना अधिक होगा, पृथ्वी की सतह के साथ बनाया गया कोण उतना ही कम होगा, जिससे तिरछी सूर्य किरणें पड़ती हैं। ऊध्र्वाधर किरणों द्वारा कवर किया गया क्षेत्र हमेशा तिरछी किरणों की तुलना में कम होता है। यदि अधिक क्षेत्र कवर किया जाता है, तो ऊर्जा फैल जाती है और प्रति इकाई क्षेत्र में प्राप्त शुद्ध ऊर्जा घट जाती है। इसके अतिरिक्त, तिरछी किरणों को वायुमंडल की अधिक गहराई से गुजरना पड़ता है, जिससे अधिक अवशोषण, प्रकीर्णन और विसरण होता है।

चित्र 8.1 : ग्रीष्म संक्रांति

वायुमंडल के माध्यम से सौर विकिरण का पारगमन

वायुमंडल छोटी तरंग दैर्ध्य के सौर विकिरण के प्रति काफी हद तक पारदर्शी होता है। आने वाला सौर विकिरण पृथ्वी की सतह से टकराने से पहले वायुमंडल से होकर गुजरता है। क्षोभमंडल के भीतर जलवाष्प, ओज़ोन और अन्य गैसें निकट अवरक्त विकिरण का अधिकांश भाग अवशोषित कर लेती हैं।

क्षोभमंडल में मौजूद बहुत छोटे लटकते कण दृश्य स्पेक्ट्रम को अंतरिक्ष की ओर और पृथ्वी की सतह की ओर दोनों तरफ फैला देते हैं। यह प्रक्रिया आकाश को रंग प्रदान करती है। उगते और अस्त होते सूरज की लालिमा और आकाश की नीली रंगत वायुमंडल के भीतर प्रकाश के प्रकीर्णन का परिणाम हैं।

पृथ्वी की सतह पर अंतरिक्षीय वितरण

पृथ्वी की सतह पर प्राप्त होने वाला इंसोलेशन उष्णकटिबंध में लगभग $320 \mathrm{Watt} / \mathrm{m}^{2}$ से लेकर ध्रुवों में लगभग 70 Watt $/ \mathrm{m}^{2}$ तक भिन्न होता है। अधिकतम इंसोलेशन उपोष्णकटिबंधीय रेगिस्तानों पर प्राप्त होता है, जहाँ बादलों की मात्रा सबसे कम होती है। विषुववृत्त की तुलना में उष्णकटिबंध अपेक्षाकृत कम इंसोलेशन प्राप्त करता है। सामान्यतः, एक ही अक्षांश पर महाद्वीपों पर महासागरों की तुलना में अधिक इंसोलेशन प्राप्त होता है। सर्दियों में मध्य और उच्च अक्षांश ग्रीष्मकाल की तुलना में कम विकिरण प्राप्त करते हैं।

वायुमंडल का तापन और शीतलन

वायुमंडल के तापन और शीतलन के विभिन्न तरीके होते हैं।

पृथ्वी अवक्षेपण से गर्म होने के बाद यह ऊष्मा को पृथ्वी के निकटवर्ती वायुमंडलीय स्तरों को दीर्घ तरंग रूप में संचारित करती है। भूमि के संपर्क में आने वाली वायु धीरे-धीरे गर्म होती है और निचले स्तरों के संपर्क में आने वाले ऊपरी स्तर भी गर्म होते हैं। इस प्रक्रिया को चालन (conduction) कहा जाता है। चालन तब होता है जब असमान ताप वाले दो पिंड एक-दूसरे के संपर्क में आते हैं, तब ऊर्जा का प्रवाह गर्म पिंड से ठंडे पिंड की ओर होता है। ऊष्मा का हस्तांतरण तब तक जारी रहता है जब तक दोनों पिंड समान ताप प्राप्त नहीं कर लेते या संपर्क टूट नहीं जाता। वायुमंडल के निचले स्तरों को गर्म करने में चालन महत्वपूर्ण है।

पृथ्वी के संपर्क में आने वाली वायु ऊर्ध्वाधर रूप से धाराओं के रूप में ऊपर उठती है और वायुमंडल की ऊष्मा को आगे संचारित करती है। वायुमंडल के इस ऊर्ध्वाधर तापन प्रक्रिया को संवहन (convection) कहा जाता है। ऊर्जा का संवहनीय हस्तांतरण केवल क्षोभमंडल तक सीमित है।

वायु के क्षैतिज गति के माध्यम से ऊष्मा के हस्तांतरण को अपवहन (advection) कहा जाता है। वायु की क्षैतिज गति ऊर्ध्वाधर गति की तुलना में अपेक्षाकृत अधिक महत्वपूर्ण है। मध्य अक्षांशों में, दैनिक मौसम की अधिकांश दैनिक (दिन-रात) विविधताएं केवल अपवहन के कारण होती हैं। उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों में, विशेष रूप से उत्तर भारत में ग्रीष्म ऋतु के दौरान, स्थानीय पवन जिन्हें ‘लू’ कहा जाता है, अपवहन प्रक्रिया का परिणाम हैं।

स्थलीय विकिरण

पृथ्वी द्वारा प्राप्त इंसोलेशन लघु तरंगों के रूप में होता है और इसकी सतह को गर्म करता है।
पृथ्वी गर्म होने के बाद स्वयं एक विकिरणी पिंड बन जाती है और यह ऊर्जा को वायुमंडल में लंबी तरंगों के रूप में विकिरित करती है। यह ऊर्जा वायुमंडल को नीचे से गर्म करती है। इस प्रक्रिया को स्थलीय विकिरण कहा जाता है।

लंबी तरंग विकिरण वायुमंडलीय गैसों द्वारा अवशोषित किया जाता है, विशेष रूप से कार्बन डाइऑक्साइड और अन्य ग्रीनहाउस गैसों द्वारा। इस प्रकार, वायुमंडल अप्रत्यक्ष रूप से पृथ्वी के विकिरण द्वारा गर्म होता है।

वायुमंडल बदले में विकिरण करता है और ऊष्मा को अंतरिक्ष में संचारित करता है। अंत में सूर्य से प्राप्त होने वाली ऊष्मा की मात्रा अंतरिक्ष में वापस चली जाती है, जिससे पृथ्वी की सतह और वायुमंडल में स्थिर तापमान बना रहता है।

ग्रह पृथ्वी की ऊष्मा बजट

चित्र 9.2 ग्रह पृथ्वी की ऊष्मा बजट को दर्शाता है। पृथ्वी समग्र रूप से न तो ऊष्मा संचित करती है और न ही खोती है। यह अपना तापमान बनाए रखती है। यह तभी संभव है जब इंसोलेशन के रूप में प्राप्त होने वाली ऊष्मा की मात्रा, स्थलीय विकिरण के माध्यम से पृथ्वी द्वारा खोई जाने वाली मात्रा के बराबर हो।

मान लीजिए कि वायुमंडल के ऊपरी भाग पर प्राप्त होने वाली इंसोलेशन 100 प्रतिशत है। वायुमंडल से गुजरते समय कुछ ऊर्जा परावर्तित, प्रकीर्णित और अवशोषित हो जाती है। केवल शेष भाग ही पृथ्वी की सतह तक पहुँचता है। लगभग 35 इकाइयाँ पृथ्वी की सतह तक पहुँचने से पहले ही अंतरिक्ष में वापस परावर्तित हो जाती हैं। इनमें से 27 इकाइयाँ बादलों के ऊपर से और 2 इकाइयाँ पृथ्वी के हिमाच्छादित क्षेत्रों से वापस परावर्तित होती हैं। परावर्तित विकिरण की मात्रा को पृथ्वी की एल्बीडो कहा जाता है।

शेष 65 इकाइयाँ अवशोषित हो जाती हैं, 14 इकाइयाँ वायुमंडल के भीतर और 51 इकाइयाँ पृथ्वी की सतह द्वारा। पृथ्वी 51 इकाइयाँ स्थलीय विकिरण के रूप में वापस विकिरित करती है। इनमें से 17 इकाइयाँ सीधे अंतरिक्ष में विकिरित होती हैं और शेष 34 इकाइयाँ वायुमंडल द्वारा अवशोषित हो जाती हैं (6 इकाइयाँ सीधे वायुमंडल द्वारा, 9 इकाइयाँ संवहन और अतिशयता के माध्यम से और 19 इकाइयाँ संघनन की गुप्त ऊष्मा के माध्यम से)। वायुमंडल द्वारा अवशोषित 48 इकाइयाँ (14 इकाइयाँ इंसोलेशन से + 34 इकाइयाँ स्थलीय विकिरण से) भी अंतरिक्ष में वापस विकिरित हो जाती हैं। इस प्रकार, पृथ्वी और वायुमंडल से वापस जाने वाली कुल विकिरण मात्रा क्रमशः $17+48=65$ इकाइयाँ है, जो सूर्य से प्राप्त 65 इकाइयों के कुल योग को संतुलित करती है। इसे पृथ्वी की ऊष्मा बजट या ऊष्मा संतुलन कहा जाता है।

इससे यह स्पष्ट होता है कि पृथ्वी इतने विशाल ऊष्मा हस्तांतरण के बावजूद न तो गर्म होती है और न ही ठंडी होती है।

चित्र 8.2 : पृथ्वी की ऊष्मा बजट

पृथ्वी की सतह पर शुद्ध ऊष्मा बजट में विचरण

जैसा कि पहले समझाया गया है, पृथ्वी की सतह पर प्राप्त विकिरण की मात्रा में विचरण होता है। पृथ्वी के कुछ भागों में विकिरण संतुलन की अधिकता होती है जबकि अन्य भागों में इसकी कमी होती है।

चित्र 8.3 पृथ्वी-वायुमंडल प्रणाली के शुद्ध विकिरण संतुलन में अक्षांशीय विचरण को दर्शाता है। यह चित्र दिखाता है कि 40 उत्तर और दक्षिण अक्षांशों के बीच शुद्ध विकिरण संतुलन की अधिकता है और ध्रुवों के निकटवर्ती क्षेत्रों में इसकी कमी है। उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों से अधिक ऊष्मा ऊर्जा ध्रुवों की ओर पुनर्वितरित होती है और इसके परिणामस्वरूप उष्णकटिबंधीय क्षेत्र अतिरिक्त ऊष्मा के संचय के कारण लगातार गर्म नहीं होते हैं और न ही उच्च अक्षांश क्षेत्र अत्यधिक कमी के कारण स्थायी रूप से हिमाच्छादित हो जाते हैं।

चित्र 8.3 : शुद्ध विकिरण संतुलन में अक्षांशीय विचरण

तापमान

वायुमंडल और पृथ्वी की सतह के साथ इंसोलेशन की अन्योन्य क्रिया ऊष्मा उत्पन्न करती है जिसे तापमान के रूप में मापा जाता है। जहां ऊष्मा किसी पदार्थ को बनाने वाले कणों की आण्विक गति को दर्शाती है, वहीं तापमान किसी वस्तु (या स्थान) की गर्मी (या ठंडक) की डिग्री में माप है।

तापमान वितरण को नियंत्रित करने वाले कारक

किसी भी स्थान पर वायु का तापमान (i) उस स्थान की अक्षांशीय स्थिति; (ii) उस स्थान की ऊँचाई; (iii) समुद्र से दूरी, वायु-पुंज परिसंचरण; (iv) गर्म और ठंडे समुद्री धाराओं की उपस्थिति; (v) स्थानीय पहलुओं से प्रभावित होता है।

अक्षांश : किसी स्थान का तापमान उसे प्राप्त होने वाले सौर विकिरण पर निर्भर करता है। पहले समझाया गया है कि सौर विकिरण अक्षांश के अनुसार बदलता है, इसलिए तापमान भी उसी के अनुसार बदलता है।

ऊँचाई : वायुमंडल नीचे से आने वाली स्थलीय विकिरण से अप्रत्यक्ष रूप से गर्म होता है। इसलिए समुद्र तल के निकट स्थित स्थानों की तुलना में ऊँचाई पर स्थित स्थानों का तापमान कम होता है। दूरे शब्दों में, तापमान सामान्यतः ऊँचाई बढ़ने के साथ घटता है। ऊँचाई के साथ तापमान के घटने की दर को सामान्य अवरोही दर कहा जाता है। यह $1,000 \mathrm{~m}$ प्रति $6.5 \mathrm{C}$ है।

समुद्र से दूरी : तापमान को प्रभावित करने वाला एक अन्य कारक किसी स्थान की समुद्र के सापेक्ष स्थिति है। भूमि की तुलना में समुद्र धीरे गर्म होता है और धीरे ठंडा होता है। भूमि जल्दी गर्म होती है और जल्दी ठंडी होती है। इसलिए समुद्र पर तापमान में परिवर्तन भूमि की तुलना में कम होता है। समुद्र के निकट स्थित स्थान समुद्र और भूमि की हवाओं के संयमित प्रभाव में आते हैं जो तापमान को संयमित करती हैं।

वायु-आवेश और महासागरीय धाराएँ : स्थल और समुद्री बयारों की तरह, वायु-आवेशों का प्रवाह भी तापमान को प्रभावित करता है। वे स्थान जो गर्म वायु-आवेशों के प्रभाव में आते हैं, उच्च तापमान का अनुभव करते हैं और वे स्थान जो ठंडे वायु-आवेशों के प्रभाव में आते हैं, निम्न तापमान का अनुभव करते हैं। इसी प्रकार, वे तटीय स्थान जहाँ गर्म महासागरीय धाराएँ बहती हैं, उन स्थानों की तुलना में उच्च तापमान दर्ज करते हैं जहाँ ठंडी धाराएँ बहती हैं।

तापमान का वितरण

तापमान का वैश्विक वितरण जनवरी और जुलाई में तापमान वितरण का अध्ययन करके अच्छी तरह समझा जा सकता है। तापमान वितरण को आमतौर पर मानचित्र पर समताप रेखाओं की सहायता से दर्शाया जाता है। समताप रेखाएँ वे रेखाएँ होती हैं जो समान तापमान वाले स्थानों को जोड़ती हैं। आकृति 8.4 (a) और (b) जनवरी और जुलाई माह में सतह वायु तापमान के वितरण को दर्शाती हैं।

सामान्यतः, तापमान पर अक्षांश के प्रभाव को नक्शे पर स्पष्ट रूप से देखा जा सकता है, क्योंकि समतापी रेखाएँ (isotherms) सामान्यतः अक्षांशों के समानांतर होती हैं। इस सामान्य प्रवृत्ति से विचलन जनवरी में जुलाई की तुलना में अधिक स्पष्ट होता है, विशेष रूप से उत्तरी गोलार्ध में। उत्तरी गोलार्ध में भूमि की सतह का क्षेत्रफल दक्षिणी गोलार्ध की तुलना में कहीं अधिक है। इसलिए, भूमि द्रव्य और महासागर धाराओं के प्रभाव स्पष्ट रूप से दिखाई देते हैं। जनवरी में समतापी रेखाएँ महासागरों पर उत्तर की ओर और महाद्वीपों पर दक्षिण की ओर विचलित होती हैं। यह उत्तर अटलांटिक महासागर में देखा जा सकता है। गर्म महासागर धाराओं—गल्फ स्ट्रीम और उत्तर अटलांटिक ड्रिफ्ट—की उपस्थिति उत्तर अटलांटिक महासागर को गर्म बनाती है और समतापी रेखाएँ उत्तर की ओर मुड़ती हैं। भूमि पर तापमान तेजी से घटता है और समतापी रेखाएँ यूरोप में दक्षिण की ओर मुड़ती हैं।

यह प्रभाव साइबेरियाई मैदान में अत्यधिक स्पष्ट है। $60 \mathrm{E}$ देशांतर रेखा के साथ जनवरी का औसत तापमान $80 \mathrm{~N}$ और $50 \mathrm{~N}$ अक्षांशों दोनों पर शून्य से $20 \mathrm{C}$ कम है। जनवरी का औसत मासिक तापमान विषुवीय महासागरों में $27 \mathrm{C}$ से अधिक, उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों में $24 \mathrm{C}$ से अधिक, मध्य अक्षांशों में $2 \mathrm{C}$ से $0 \mathrm{C}$ के बीच और यूरेशियाई महाद्वीपीय आंतरिक भाग में $-18 \mathrm{C}$ से $-48 \mathrm{C}$ तक है।

दक्षिणी गोलार्ध में महासागर का प्रभु स्पष्ट रूप से दिखाई देता है। यहाँ समताप रेखाएँ अक्षांशों के समानान्तर चलती हैं और तापमान में परिवर्तन उत्तरी गोलार्ध की तुलना में अधिक क्रमिक होता है। 20 °C, 10 °C और 0 °C की समताप रेखाएँ क्रमशः 35°S, 45°S और 60°S अक्षांशों के समानान्तर चलती हैं।

जुलाई में समताप रेखाएँ सामान्यतः अक्षांशों के समानान्तर चलती हैं। विषुवीय महासागरों में तापमान 27 °C से अधिक दर्ज किया जाता है।

आकृति 8.4 (a) : जनवरी माह में सतह के वायु तापमान का वितरण

आकृति 8.4 (b) : जुलाई माह में सतह के वायु तापमान का वितरण

आकृति 8.5 : जनवरी और जुलाई के बीच तापमान की सीमा

भूमि पर 30 °N अक्षांश के साथ एशिया के उपोष्ण महाद्वीपीय क्षेत्र में 30 °C से अधिक तापमान देखा जाता है। 40 °N अक्षांश के साथ 10 °C की समताप रेखा चलती है और 40 °S पर तापमान 10 °C है।

आकृति 8.5 जनवरी और जुलाई के बीच तापमान की सीमा दिखाती है। तापमान की सबसे अधिक सीमा 60°C से अधिक यूरेशियाई महाद्वीप के उत्तर-पूर्वी भाग में है। यह महाद्वीपीयता के कारण है। तापमान की न्यूनतम सीमा, 3°C, 20°S और 15°N के बीच पाई जाती है।

तापमान का उलटाव

सामान्यतः, ऊँचाई बढ़ने के साथ तापमान घटता है। इसे सामान्य अपवर्तन दर कहा जाता है। कभी-कभी स्थिति उलट जाती है और सामान्य अपवर्तन दर उलट जाती है। इसे तापमान का उलटाव कहा जाता है। उलटाव सामान्यतः अल्पकालिक होता है, फिर भी काफी सामान्य है। स्पष्ट आकाश और स्थिर वायु वाली लंबी शीत रात उलटाव के लिए आदर्श स्थिति है। दिन की गर्मी रात के दौरान विकिरित हो जाती है, और प्रातःकाल तक पृथ्वी ऊपर की वायु से ठंडी हो जाती है। ध्रुवीय क्षेत्रों में, तापमान उलटाव पूरे वर्ष सामान्य होता है। पृष्ठीय उलटाव वायुमंडल की निचली परतों में स्थिरता को बढ़ावा देता है। धुआँ और धूल के कण उलटाव परत के नीचे इकट्ठे हो जाते हैं और क्षैतिज रूप से फैलकर वायुमंडल की निचली परतों को भर देते हैं। प्रातःकाल के घने कोहरे विशेष रूप से शीत ऋतु में सामान्य घटनाएँ हैं। यह उलटाव सामान्यतः कुछ घंटों तक रहता है जब तक सूर्य नहीं निकलता और पृथ्वी को गर्म करना शुरू नहीं करता।

पहाड़ियों और पर्वतों में उलटाव वायु निकास के कारण होता है। रात के समय पहाड़ियों और पर्वतों पर ठंडी वायु गुरुत्वाकर्षण के प्रभाव से बहती है। भारी और घनी होने के कारण ठंडी वायु लगभग पानी की तरह व्यवहार करती है और ढलान से नीचे बहकर गड्ढों और घाटियों के तल में ऊपर से गर्म वायु के साथ गहराई से जमा हो जाती है। इसे वायु निकास कहा जाता है। यह पौधों को हिम क्षति से बचाता है।

• प्लैंक का नियम कहता है कि एक पिंड जितना अधिक गर्म होगा, वह उतनी अधिक ऊर्जा विकिरित करेगा और उस विकिरण की तरंगदैर्ध्य उतनी ही छोटी होगी।
• विशिष्ट ऊष्मा एक ग्राम पदार्थ का तापमान एक सेल्सियस बढ़ाने के लिए आवश्यक ऊर्जा है।

अभ्यास

1. बहुविकल्पीय प्रश्न।

(i) 21 जून की दोपहर को सूर्य सीधा ऊपर है:
(a) विषुववृत्त पर
(c) $23.5 \mathrm{~N}$
(b) $23.5 \mathrm{~S}$
(d) $66.5 \mathrm{~N}$

(ii) निम्नलिखित में से किस शहर में दिन सबसे लंबे होते हैं?
(a) तिरुवनंतपुरम
(c) हैदराबाद
(b) चंडीगढ़
(d) नागपुर

(iii) वायुमंडल मुख्य रूप से गर्म होता है:
(a) लघु तरंग सौर विकिरण से
(c) दीर्घ तरंग स्थलीय विकिरण से
(b) परावर्तित सौर विकिरण से
(d) परिक्षिप्त सौर विकिरण से
(iv) निम्नलिखित दो स्तंभों से सही युग्म बनाएं।

(v) पृथ्वी पर उत्तरी गोलार्ध के उपोष्ण कटिबंधों में भूमध्य रेखा की तुलना में सबसे अधिक तापमान होने का मुख्य कारण है:

(a) उपोष्ण कटिबंधीय क्षेत्रों में भूमध्य रेखीय क्षेत्रों की तुलना में कम बादल आवरण होता है।

(b) उपोष्ण कटिबंधीय क्षेत्रों में गर्मियों में भूमध्य रेखीय क्षेत्रों की तुलना में दिन के घंटे अधिक लंबे होते हैं।

(c) उपोष्ण कटिबंधीय क्षेत्रों में भूमध्य रेखीय क्षेत्रों की तुलना में बढ़ा हुआ “ग्रीन हाउस प्रभाव” होता है।

(d) उपोष्ण कटिबंधीय क्षेत्र भूमध्य रेखीय स्थानों की तुलना में समुद्री क्षेत्रों के अधिक निकट होते हैं।

2. निम्नलिखित प्रश्नों के उत्तर लगभग 30 शब्दों में दीजिए।

(i) पृथ्वी ग्रह पर ऊष्मा का असमान वितरण स्थान और समय के अनुसार मौसम और जलवायु में विविधताएँ कैसे उत्पन्न करता है?

(ii) पृथ्वी की सतह पर तापमान वितरण को नियंत्रित करने वाले कारक कौन-से हैं?

(iii) भारत में दिन का तापमान अधिकतम मई में क्यों होता है और ग्रीष्म संक्रांति के बाद क्यों नहीं?

(iv) साइबेरियाई मैदानों में तापमान की वार्षिक परास उच्च क्यों होती है?

3. निम्नलिखित प्रश्नों के उत्तर लगभग 150 शब्दों में दीजिए।

(i) पृथ्वी की सतह पर प्राप्त विकिरण की मात्रा को अक्षांश और पृथ्वी के घूर्णन अक्ष का झुकाव कैसे प्रभावित करते हैं?

(ii) पृथ्वी-वायुमंडल प्रणाली ऊष्मा संतुलन किन प्रक्रियाओं द्वारा बनाए रखती है, इसकी चर्चा कीजिए।

(iii) पृथ्वी के उत्तरी और दक्षिणी गोलार्ध में जनवरी के तापमान के वैश्विक वितरण की तुलना कीजिए।

प्रोजेक्ट कार्य

अपने शहर या नगर के निकट स्थित एक मौसम प्रेक्षण केंद्र का चयन कीजिए। प्रेक्षण केंद्रों की जलवायु सारणी में दिए गए तापमान आंकड़ों को सारणीबद्ध कीजिए:

(i) प्रेक्षण केंद्र की ऊँचाई, अक्षांश और औसत निकाले गए समय की अवधि को नोट कीजिए।

(ii) सारणी में दिए गए तापमान से संबंधित पदों को परिभाषित कीजिए।

(iii) दैनिक औसत मासिक तापमान की गणना कीजिए। (iv) दैनिक औसत अधिकतम, दैनिक औसत न्यूनतम और औसत तापमान को दर्शाने के लिए एक ग्राफ बनाइए।

(v) तापमान की वार्षिक सीमा की गणना कीजिए।

(vi) वे महीने ज्ञात कीजिए जिनमें तापमान की दैनिक सीमा सबसे अधिक और सबसे कम होती है।

(vii) उन कारकों की सूची बनाइए जो उस स्थान के तापमान को निर्धारित करते हैं और जनवरी, मई, जुलाई और अक्टूबर के महीनों में तापमान में परिवर्तन के संभावित कारणों की व्याख्या कीजिए।

उदाहरण

[\begin{array}{lll} \text { प्रेक्षण केंद्र } & : & \text { नई दिल्ली (सफदरजंग) } \ \text { अक्षांश } & : & 2835^{\prime} \mathrm{N} \ \text { प्रेक्षणों पर आधारित } & : & 1951-1980 \ \text { समुद्र तल से ऊपर की ऊँचाई } & : & 216 \mathrm{~m} \end{array}]

दैनिक मासिक औसत तापमान

जनवरी $\dfrac{21.1+7.3}{2}=14.2^{\circ} \mathrm{C}$

मई $\dfrac{39.6+25.9}{2}=32.75^{\circ} \mathrm{C}$

तापमान की वार्षिक परास

मई का औसत अधिकतम तापमान - जनवरी का औसत तापमान

तापमान की वार्षिक परास $=32.75 \mathrm{C}-14.2 \mathrm{C}=18.55 \mathrm{C}$