क्या आप अपने चारों ओर वायु महसूस करते हैं? क्या आप जानते हैं कि हम वायु के विशाल ढेर के तले रहते हैं? हम श्वास लेते और छोड़ते हैं, पर वायु तभी अनुभव होती है जब वह गति में हो। इसका अर्थ है कि गति में वायु ही पवन 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 ठंडी पड़ती है। इस प्रकार, पृथ्वी के विभिन्न भागों द्वारा प्राप्त की जाने वाली ऊष्मा की मात्रा समान नहीं होती। यह विचरण वायुमंडल में दाब के अंतर उत्पन्न करता है। इससे पवनों द्वारा एक क्षेत्र से दूसरे क्षेत्र में ऊष्मा का स्थानांतरण होता है। यह अध्याय वायुमंडल के तापन और ठंडे होने की प्रक्रिया और पृथ्वी की सतह पर परिणामी तापमान वितरण की व्याख्या करता है।

सौर विकिरण

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

चूँकि पृथ्वी एक गोलाकार जैसा भूगोल है, सूर्य की किरणें वायुमंडल के शीर्ष पर तिरछी गिरती हैं और पृथ्वी सूर्य की ऊर्जा का बहुत कम हिस्सा अवशोषित करती है। औसतन पृथ्वी अपने वायुमंडल के शीर्ष पर प्रति वर्ग सेंटीमीटर प्रति मिनट 1.94 कैलोरी ऊर्जा प्राप्त करती है।
वायुमंडल के शीर्ष पर प्राप्त होने वाली सौर उत्पादन वर्ष भर थोड़ी-बहुत बदलती रहती है क्योंकि पृथ्वी और सूर्य के बीच की दूरी बदलती रहती है। सूर्य के चारों ओर अपनी कक्षा में परिक्रमा करते समय पृथ्वी 4 जुलाई को सूर्य से सबसे दूर (152 मिलियन किमी) होती है। पृथ्वी की इस स्थिति को अपसूर्य कहा जाता है। 3 जनवरी को पृथ्वी सूर्य के सबसे निकट (147 मिलियन किमी) होती है। इस स्थिति को उपसूर्य कहा जाता है। इसलिए, 3 जनवरी को पृथ्वी द्वारा प्राप्त वार्षिक अवशोषित सौर ऊर्जा 4 जुलाई को प्राप्त मात्रा से थोड़ी अधिक होती है। हालाँकि, सौर उत्पादन में इस विचरण का प्रभाव भूमि और समुद्र के वितरण तथा वायुमंडलीय परिसंचरण जैसे अन्य कारकों से ढक जाता है। इसलिए, सौर उत्पादन में यह विचरण पृथ्वी की सतह पर दैनिक मौसम परिवर्तनों पर कोई बड़ा प्रभाव नहीं डालता।

पृथ्वी की सतह पर अवशोषित सौर ऊर्जा में परिवर्तनशीलता

इन्सोलेशन की मात्रा और तीव्रता दिन में, मौसम में और वर्ष भर भिन्न-भिन्न रहती है। इन परिवर्तनों के कारण निम्नलिखित कारक हैं: (i) पृथ्वी का अपनी धुरी पर घूमना; (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 से $66^{1 / 2}$ का कोण बनाती है, विभिन्न अक्षांशों पर प्राप्त होने वाली इन्सोलेशन की मात्रा पर अधिक प्रभाव डालती है।

दूसरा कारक जो प्राप्त इन्सोलेशन की मात्रा निर्धारित करता है वह किरणों का झुकाव कोण है। यह किसी स्थान के अक्षांश पर निर्भर करता है। अक्षांश जितना अधिक होगा, किरणें पृथ्वी की सतह से उतना ही कम कोण बनाएंगी जिससे तिरछी सूर्य किरणें बनती हैं। ऊर्ध्वाधर किरणों द्वारा आच्छादित क्षेत्र हमेशा तिरछी किरणों से कम होता है। यदि अधिक क्षेत्र आच्छादित होता है तो ऊर्जा फैल जाती है और प्रति इकाई क्षेत्रफल पर प्राप्त शुद्ध ऊर्जा घट जाती है। इसके अतिरिक्त, तिरछी किरणों को वायुमंडल की अधिक गहराई से गुजरना पड़ता है जिससे अधिक अवशोषण, प्रकीर्णन और विसरित होता है।

आकृति 8.1 : ग्रीष्म संक्रांति

वायुमंडल से होकर सौर विकिरण का प्रवेश

वायुमंडल लघु तरंग सौर विकिरण के प्रति अधिकांशतः पारदर्शी होता है। आगमन सौर विकिरण पृथ्वी की सतह से टकराने से पहले वायुमंडल से होकर गुजरता है। क्षोभ मंडल के भीतर जल वाष्प, ओज़ोन और अन्य गैसें निकट अवरक्त विकिरण का अधिकांश भाग अवशोषित कर लेती हैं।

क्षोभ मंडल में निलंबित अत्यंत सूक्ष्म कण दृश्य स्पेक्ट्रम को अंतरिक्ष की ओर और पृथ्वी की सतह की ओर दोनों फैला देते हैं। यह प्रक्रिया आकाश को रंग प्रदान करती है। उगते और अस्त होते सूर्य की लालिमा और आकाश की नीलाहट वायुमंडल के भीतर प्रकाश के प्रकीर्णन का परिणाम हैं।

पृथ्वी की सतह पर अंतरिक्षीय वितरण

पृथ्वी की सतह पर प्राप्त इंसोलेशन उष्णकटिबंध में लगभग 320 वाट/मी² से लेकर ध्रुवों में लगभग 70 वाट/मी² तक भिन्न होता है। अधिकतम इंसोलेशन उपोष्ण मरुस्थलों पर प्राप्त होता है, जहाँ बादलों की मात्रा न्यूनतम होती है। विषुववृत्त उष्णकटिबंध की तुलना में अपेक्षाकृत कम इंसोलेशन प्राप्त करता है। सामान्यतः, एक ही अक्षांश पर महाद्वीपों पर महासागरों की तुलना में अधिक इंसोलेशन प्राप्त होता है। शीत ऋतु में मध्य और उच्च अक्षांशों में ग्रीष्म की तुलना में कम विकिरण प्राप्त होता है।

वायुमंडल की ऊष्मन और शीतलन

वायुमंडल के ऊष्मन और शीतलन के विभिन्न तरीके होते हैं।

पृथ्वी अवरोही विकिरण द्वारा गरम होने के बाद यह ऊष्मा को पृथ्वी के निकट वायुमंडलीय परतों को दीर्घ तरंग रूप में स्थानांतरित करती है। भूमि के संपर्क में आने वाली वायु धीरे-धीरे गरम होती है और निचली परतों के संपर्क में आने वाली ऊपरी परतें भी गरम होती 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 गरम 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 की निचली परतों को गरम करने में चालन महत्वपूर्ण है।

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

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

स्थलीय विकिरण

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

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

वायुमंडल बदले में विकिरित करता है और ऊष्मा को अंतरिक्ष में संचारित करता है। अंततः सूर्य से प्राप्त ऊष्मा की मात्रा अंतरिक्ष में लौट जाती है, जिससे पृथ्वी की सतह और वायुमंडल में नियत तापमान बना रहता है।

ग्रह पृथ्वी की ऊष्मा बजट

आकृति 9.2 ग्रह पृथ्वी की ऊष्मा बजट को दर्शाती 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 हो सकता है यदि इंसोलेशन के रूप में प्राप्त ऊष्मा की मात्रा, पृथ्वी द्वारा स्थलीय विकिरण के माध्यम से खोई गई ऊष्मा की मात्रा के बराबर हो।

मान लीजिए कि वायुमंडल के ऊपरी भाग पर प्राप्त सौर विकिरण 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 शीर्ष से और 2 इकाइयाँ पृथ्वी के हिमाच्छादित क्षेत्रों से वापस परावर्तित होती हैं। परावर्तित विकिरण की यह मात्रा पृथ्वी के ऐल्बीडो (albedo) कहलाती 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 अशांति के माध्यम से और 19 इकाइयाँ संघनन की गुप्त ऊष्मा के माध्यम से)। वायुमंडल द्वारा अवशोषित 48 इकाइयाँ (14 इकाइयाँ सौर विकिरण से + 34 इकाइयाँ स्थलीय विकिरण से) भी अंतरिक्ष में वापस विकिरित हो जाती हैं। इस प्रकार, पृथ्वी और वायुमंडल से क्रमशः लौटने वाली कुल विकिरण मात्रा $17+48=65$ 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।

यह समझाता 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 निवल 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 बजट अधिशेष होता है जबकि अन्य भागों में घाटा होता है।

चित्र 8.3 पृथ्वी-वायुमंडल प्रणाली के निवल विकिरण बजट में अक्षांशीय विचरण को दर्शाता है। चित्र दिखाता है कि 40° उत्तर और दक्षिण के बीच निवल विकिरण बजट अधिशेष है और ध्रुवों के निकटवर्ती क्षेत्रों में घाटा है। उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों से अधिशेष ऊष्मा ऊर्जा ध्रुवों की ओर पुनर्वितरित होती है और परिणामस्वरूप उष्णकटिबंधीय क्षेत्र अतिरिक्त ऊष्मा के संचय के कारण लगातार गर्म नहीं होते और न ही उच्च अक्षांश स्थायी रूप से अधिक घाटे के कारण जमे रहते हैं।

चित्र 8.3 : निवल विकिरण बजट में अक्षांशीय विचरण

तापमान

वायुमंडल और पृथ्वी की सतह के साथ इंसोलेशन की अंतःक्रिया ऊष्मा उत्पन्न करती है जिसे तापमान के रूप में मापा जाता है। जबकि ऊष्मा किसी पदार्थ को बनाने वाले कणों की अणुगति को दर्शाती है, तापमान डिग्री में माप है जो किसी वस्तु (या स्थान) की गर्मी (या ठंडक) को दर्शाता 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 प्राप्त होने वाले इंसोलेशन पर निर्भर करता है। पहले बताया गया है कि इंसोलेशन अक्षांश के अनुसार भिन्न होता है, इसलिए तापमान भी तदनुसार भिन्न होता है।

ऊँचाई : वायुमंडल नीचे से पृथ्वीय विकिरण द्वारा परोक्ष रूप से गर्म होता है। इसलिए, समुद्र-तल के निकट स्थित स्थान उच्च ऊँचाई पर स्थित स्थानों की तुलना में अधिक तापमान दर्ज करते हैं। दूसरे शब्दों में, ऊँचाई बढ़ने के साथ तापमान सामान्यतः घटता है। ऊँचाई के साथ तापमान के घटने की दर को सामान्य अवरोह 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 होकर जल्दी ठंडी हो जाती है। इसलिए समुद्र पर तापमान में परिवर्तन भूमि की तुलना में कम होता है। समुद्र के निकट स्थित स्थान समुद्री और स्थल समीरों के मध्यम प्रभाव में आते हैं जो तापमान को संतुलित करते हैं।

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

तापमान का वितरण

वैश्विक तापमान वितरण को जनवरी और जुलाई के तापमान वितरण का अध्ययन करके अच्छी तरह समझा जा सकता है। तापमान वितरण को सामान्यतः समतापी रेखाओं की सहायता से मानचित्र पर दिखाया जाता है। समतापी रेखाएँ वे रेखाएँ 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 समतापीय रेखाएँ (isotherms) सामान्यतः अक्षांशों के समानांतर होती हैं। इस सामान्य प्रवृत्ति से विचलन जनवरी में जुलाई की तुलना में अधिक स्पष्ट होता है, विशेषकर उत्तरी गोलार्ध में। उत्तरी गोलार्ध में स्थल सतह का क्षेत्रफल दक्षिणी गोलार्ध की तुलना में कहीं अधिक है। इसलिए, स्थल द्रव्य और महासागरीय धाराओं के प्रभाव स्पष्ट रूप से दिखाई देते हैं। जनवरी में समतापीय रेखाएँ महासागरों पर उत्तर की ओर और महाद्वीपों पर दक्षिण की ओर विचलित होती हैं। यह उत्तरी अटलांटिक महासागर में देखा जा सकता है। गर्म महासागरीय धाराओं—गल्फ स्ट्रीम और उत्तरी अटलांटिक ड्रिफ्ट—की उपस्थिति उत्तरी अटलांटिक महासागर को अधिक गर्म बनाती है और समतापीय रेखाएँ उत्तर की ओर मुड़ती हैं। स्थल पर तापमान तेजी से घटता है और यूरोप में समतापीय रेखाएँ 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 $50 \mathrm{~N}$ दोनों अक्षांशों पर शून्य से $20 \mathrm{C}$ कम है। जनवरी का औसत मासिक तापमान विषुवतीय महासागरों में $27 \mathrm{C}$ से अधिक, उष्णकटिबंधीय क्षेत्रों में $24 \mathrm{C}$ से अधिक, मध्य अक्षांशों में $2 \mathrm{C}$ से $0 \mathrm{C}$ तक और यूरेशियाई महाद्वीपीय आंतरिक भागों में $-18 \mathrm{C}$ से $-48 \mathrm{C}$ तक है।

महासागर का प्रभाव दक्षिणी गोलार्ध में स्पष्ट रूप से दिखाई देता है। यहाँ समतापीय रेखाएँ (isotherms) अक्षांशों के समानान्तर लगभग समान रूप से चलती हैं और तापमान में परिवर्तन उत्तरी गोलार्ध की तुलना में अधिक क्रमिक होता है। $20 \mathrm{C}$, $10 \mathrm{C}$ और $0 \mathrm{C}$ की समतापीय रेखाएँ क्रमशः 35 $\mathrm{S}$, 45 $\mathrm{~S}$ और $60 \mathrm{~S}$ अक्षांशों के समानान्तर चलती हैं।

जुलाई में समतापीय रेखाएँ सामान्यतः अक्षांशों के समानान्तर चलती हैं। विषुवतीय महासागरों में तापमान अधिक गर्म होता है, $27 \mathrm{C}$ से अधिक।

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

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

आकृति 8.5 : जनवरी और जुलाई के बीच तापमान की सीमा

स्थल पर $30 \mathrm{C}$ से अधिक तापमान एशिया के उपोष्णीय महाद्वीपीय क्षेत्र में, $30 \mathrm{~N}$ अक्षांश के साथ देखा जाता है। $40 \mathrm{~N}$ के साथ $10 \mathrm{C}$ का समताप रेखा चलता है और $40 \mathrm{~S}$ के साथ तापमान $10 \mathrm{C}$ है।

आकृति 8.5 जनवरी और जुलाई के बीच तापमान की सीमा दिखाती है। तापमान की उच्चतम सीमा 60 C से अधिक यूरेशियाई महाद्वीप के उत्तर-पूर्वी भाग पर है। यह महाद्वीपीयता के कारण है। तापमान की न्यूनतम सीमा, $3 \mathrm{C}$, $20 \mathrm{~S}$ और $15 \mathrm{~N}$ के बीच पाई जाती है।

तापमान का व्युत्क्रमण

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

पहाड़ियों और पर्वतों में उत्क्रमण वायु निकासी के कारण होता है। रात के दौरान पहाड़ियों और पर्वतों पर बनी ठंडी वायु गुरुत्वाकर्षण के प्रभाव से बहती है। भारी और घनी होने के कारण ठंडी वायु लगभग पानी की तरह व्यवहार करती है और ढलानों से नीचे बहकर गहरे गड्ढों और घाटियों के तल में ढेर हो जाती है, जबकि ऊपर गर्म वायु रहती है। इसे वायु निकासी कहा जाता है। यह पौधों को हिमनाश से होने वाले नुकसान से बचाता है।

• प्लांक 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 वह ऊर्जा है जिसकी आवश्यकता एक ग्राम पदार्थ का तापमान एक सेल्सियस बढ़ाने के लिए होती है।

अभ्यास

1. बहुविकल्पीय प्रश्न।

(i) 21 जून को दोपहर में सूर्य सीधा ऊपर है:
(a) विषुवत रेखा 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 मुख्यतः 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 बनाइए।

(v) मुख्य कारण जिससे पृथ्वी पर उच्चतम तापमान उत्तरी गोलार्ध के उपोष्ण कटिबंधों में भूमध्य रेखा के बजाय अनुभव किया जाता है, वह है:

(a) उपोष्ण क्षेत्रों में भूमध्य रेखीय क्षेत्रों की तुलना में कम बादल छाए रहते हैं।

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

(c) उपोष्ण कटिबंधीय क्षेत्रों में विषुवतीय क्षेत्रों की तुलना में “ग्रीन हाउस प्रभाव” अधिक प्रबल होता है।

(d) उपोष्ण कटिबंधीय क्षेत्र विषुवतीय स्थानों की तुलना में महासागरीय 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 विभिन्नताएँ 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 क्यों अधिक 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) वे प्रक्रियाएँ चर्चा कीजिए जिनके द्वारा पृथ्वी-वायुमंडल प्रणाली ऊष्मा संतुलन बनाए रखता है।

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

परियोजना कार्य

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

(i) प्रेक्षण केंद्र की ऊँचाई, अक्षांश और वह अवधि जिसके लिए औसत गणना की गई है, को नोट कीजिए।

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

(iii) दैनिक मासिक औसत तापमान की गणना करें।
(iv) दैनिक औसत अधिकतम, दैनिक औसत न्यूनतम और औसत तापमान दिखाने के लिए एक ग्राफ बनाएं।

(v) तापमान की वार्षिक परास की गणना करें।

(vi) यह पता लगाएं कि किन महीनों में तापमान की दैनिक परास सबसे अधिक और सबसे कम है।

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

उदाहरण:
$\begin{array}{lll} \text { वेधशाला } & : & \text { नई दिल्ली (सफदरजंग) } \ \text { अक्षांश } & : & 2835^{\prime} \mathrm{N} \ \text : & : & 1951-1980 \ \text { समुद्र तल से ऊंचाई } & : & 216 \mathrm{~m} \end{array}$

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 में औसत अधिकतम तापमान - जनवरी में औसत तापमान

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