நீங்கள் உங்களைச் சுற்றியுள்ள காற்றை உணர்கிறீர்களா? நாம் ஒரு பெரிய காற்றுப் படுகையின் அடிப்பகுதியில் வாழ்கிறோம் என்பது உங்களுக்குத் தெரியுமா? நாம் மூச்சை உள்ளிழுத்து வெளியேற்றுகிறோம், ஆனால் காற்று இயங்கும்போது மட்டுமே அதை உணர்கிறோம். இயங்கும் காற்றே காற்றோட்டம் (காற்று) எனப்படும். பூமி எல்லாப் பக்கங்களிலும் காற்றால் சூழப்பட்டுள்ளது என்பதை நீங்கள் ஏற்கனவே அறிந்திருக்கிறீர்கள். இந்த காற்று உறையே வளிமண்டலம் ஆகும், இது பல வாயுக்களைக் கொண்டுள்ளது. இந்த வாயுக்கள் பூமியின் மேற்பரப்பில் உயிர்க்கு ஆதரவளிக்கின்றன.

பூமி தன் ஆற்றலின் கிட்டத்தட்ட முழுவதையும் சூரியனிடமிருந்து பெறுகிறது. பூமி சூரியனிடமிருந்து பெற்ற ஆற்றலை மீண்டும் விண்வெளிக்கு கதிர்வீசுகிறது. இதன் விளைவாக, பூமி ஒரு குறிப்பிட்ட காலத்தில் வெப்பமடையவோ அல்லது குளிர்ச்சியடையவோ இல்லை. எனவே, பூமியின் வெவ்வேறு பகுதிகளால் பெறப்படும் வெப்பத்தின் அளவு ஒரே மாதிரியாக இல்லை. இந்த மாறுபாடு வளிமண்டலத்தில் அழுத்த வேறுபாடுகளை ஏற்படுத்துகிறது. இது காற்றின் மூலம் வெப்பத்தை ஒரு பகுதியிலிருந்து மற்றொரு பகுதிக்கு மாற்ற வழிவகுக்கிறது. இந்த அத்தியாயம் வளிமண்டலத்தின் வெப்பமாதல் மற்றும் குளிரூட்டல் செயல்முறை மற்றும் பூமியின் மேற்பரப்பில் விளையும் வெப்பநிலை பரவலை விளக்குகிறது.

சூரிய கதிர்வீச்சு

பூமியின் மேற்பரப்பு தன் ஆற்றலின் பெரும்பகுதியை குறுகிய அலைநீளங்களில் பெறுகிறது. பூமியால் பெறப்படும் ஆற்றல் உள்வரும் சூரிய கதிர்வீச்சு என அறியப்படுகிறது, இது சுருக்கமாக ‘இன்சோலேஷன்’ (கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல்) என அழைக்கப்படுகிறது.

பூமி ஒரு கோளத்தை ஒத்த ஒரு புவியுரு என்பதால், சூரியனின் கதிர்கள் வளிமண்டலத்தின் மேற்பகுதியில் சாய்வாக விழுகின்றன, மேலும் பூமி சூரியனின் ஆற்றலின் மிகச் சிறிய பகுதியை மட்டுமே தடுக்கிறது. சராசரியாக, பூமி தன் வளிமண்டலத்தின் மேற்பகுதியில் ஒரு சதுர $\mathrm{cm}$ க்கு நிமிடத்திற்கு 1.94 கலோரிகள் பெறுகிறது. பூமிக்கும் சூரியனுக்கும் இடையே உள்ள தூரத்தில் ஏற்படும் மாறுபாடுகளின் காரணமாக, வளிமண்டலத்தின் மேற்பகுதியில் பெறப்படும் சூரிய வெளியீடு ஒரு ஆண்டில் சிறிது மாறுபடுகிறது. சூரியனைச் சுற்றி பூமி சுழலும்போது, சூரியனிலிருந்து அதிக தொலைவில் (152 மில்லியன் $\mathrm{km})$) ஜூலை 4 ஆம் தேதி இருக்கும். பூமியின் இந்த நிலை ‘அப்ஹீலியன்’ (சூரியனிலிருந்து அதிக தொலைவு) எனப்படும். ஜனவரி 3 ஆம் தேதி, பூமி சூரியனுக்கு மிக அருகில் (147 மில்லியன் $\mathrm{km}$) இருக்கும். இந்த நிலை ‘பெரிஹீலியன்’ (சூரியனுக்கு அருகில்) எனப்படும். எனவே, ஜனவரி 3 ஆம் தேதி பூமியால் பெறப்படும் வருடாந்திர கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல், ஜூலை 4 ஆம் தேதி பெறப்படும் அளவை விட சற்று அதிகமாகும். இருப்பினும், சூரிய வெளியீட்டில் உள்ள இந்த மாறுபாட்டின் விளைவு நிலம் மற்றும் கடல் பரவல் மற்றும் வளிமண்டல சுழற்சி போன்ற பிற காரணிகளால் மறைக்கப்படுகிறது. எனவே, சூரிய வெளியீட்டில் உள்ள இந்த மாறுபாடு பூமியின் மேற்பரப்பில் தினசரி வானிலை மாற்றங்களில் பெரிய தாக்கத்தை ஏற்படுத்தாது.

பூமியின் மேற்பரப்பில் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலின் மாறுபாடு

கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலின் அளவும் தீவிரமும் ஒரு நாளில், ஒரு பருவத்தில் மற்றும் ஒரு ஆண்டில் மாறுபடுகின்றன. கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலில் இந்த மாறுபாடுகளை ஏற்படுத்தும் காரணிகள்: (i) பூமி அதன் அச்சில் சுழலுதல்; (ii) சூரியனின் கதிர்களின் சாய்வுக் கோணம்; (iii) பகலின் நீளம்; (iv) வளிமண்டலத்தின் வெளிப்படைத்தன்மை; (v) அதன் தோற்ற அமைப்பின் அடிப்படையில் நிலத்தின் உருவரை. இருப்பினும், கடைசி இரண்டு குறைந்த தாக்கத்தை கொண்டுள்ளன.

பூமியின் அச்சு சூரியனைச் சுற்றியுள்ள அதன் சுற்றுப்பாதைத் தளத்துடன் $66^{1 / 2}$ கோணத்தை உருவாக்குகிறது என்பது வெவ்வேறு அட்சரேகைகளில் பெறப்படும் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலின் அளவில் அதிக தாக்கத்தை ஏற்படுத்துகிறது.

கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலின் அளவை தீர்மானிக்கும் இரண்டாவது காரணி கதிர்களின் சாய்வுக் கோணம் ஆகும். இது ஒரு இடத்தின் அட்சரேகையைப் பொறுத்தது. அட்சரேகை அதிகமாக இருந்தால், அவை பூமியின் மேற்பரப்புடன் உருவாக்கும் கோணம் குறைவாக இருக்கும், இதன் விளைவாக சாய்ந்த சூரியக் கதிர்கள் ஏற்படும். செங்குத்து கதிர்களால் மூடப்பட்ட பரப்பு எப்போதும் சாய்ந்த கதிர்களை விட குறைவாகவே இருக்கும். அதிக பரப்பு மூடப்பட்டால், ஆற்றல் பரவுகிறது மற்றும் ஒரு யூனிட் பரப்பளவிற்கு கிடைக்கும் நிகர ஆற்றல் குறைகிறது. மேலும், சாய்ந்த கதிர்கள் வளிமண்டலத்தின் அதிக ஆழத்தைக் கடந்து செல்ல வேண்டியிருப்பதால், அதிக உறிஞ்சுதல், சிதறல் மற்றும் விரவுதல் ஏற்படுகிறது.

படம் 8.1 : கோடைகால அயன மாற்றம் (சம இரவு நாள்)

வளிமண்டலத்தின் வழியாக சூரிய கதிர்வீச்சின் பயணம்

வளிமண்டலம் குறுகிய அலை சூரிய கதிர்வீச்சுக்கு பெரும்பாலும் வெளிப்படையானது. உள்வரும் சூரிய கதிர்வீச்சு பூமியின் மேற்பரப்பைத் தாக்குவதற்கு முன் வளிமண்டலத்தின் வழியாக செல்கிறது. கீழ் வளிமண்டலத்தில் நீராவி, ஓசோன் மற்றும் பிற வாயுக்கள் அருகிலுள்ள அகச்சிவப்பு கதிர்வீச்சின் பெரும்பகுதியை உறிஞ்சுகின்றன.

கீழ் வளிமண்டலத்தில் மிகச் சிறிய-நிலைக்குத்தான துகள்கள் காணக்கூடிய நிறமாலையை விண்வெளிக்கும் பூமியின் மேற்பரப்புக்கும் சிதறடிக்கின்றன. இந்த செயல்முறை வானத்திற்கு நிறத்தை சேர்க்கிறது. உதய மற்றும் அஸ்தமன சூரியனின் சிவப்பு நிறம் மற்றும் வானத்தின் நீல நிறம் வளிமண்டலத்திற்குள் ஒளி சிதறுவதன் விளைவாகும்.

பூமியின் மேற்பரப்பில் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலின் இடவியல் பரவல்

மேற்பரப்பில் பெறப்படும் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் வெப்பமண்டலங்களில் சுமார் $320 \mathrm{Watt} / \mathrm{m}^{2}$ முதல் துருவங்களில் சுமார் 70 வாட் $/ \mathrm{m}^{2}$ வரை மாறுபடுகிறது. அதிகபட்ச கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் மிதவெப்பமண்டல பாலைவனங்களில் பெறப்படுகிறது, அங்கு மேகத்தன்மை மிகக் குறைவு. பூமத்திய ரேகை வெப்பமண்டலங்களை விட ஒப்பீட்டளவில் குறைந்த கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலைப் பெறுகிறது. பொதுவாக, ஒரே அட்சரேகையில், கடல்களை விட கண்டங்களில் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் அதிகமாக இருக்கும். குளிர்காலத்தில், நடுத்தர மற்றும் உயர் அட்சரேகைகள் கோடையை விட குறைந்த கதிர்வீச்சைப் பெறுகின்றன.

வளிமண்டலத்தின் வெப்பமாதல் மற்றும் குளிரூட்டல்

வளிமண்டலத்தை வெப்பமாக்கவும் குளிர்விக்கவும் பல்வேறு வழிகள் உள்ளன.

கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலால் வெப்பமடைந்த பூமி, நீண்ட அலை வடிவத்தில் பூமிக்கு அருகிலுள்ள வளிமண்டல அடுக்குகளுக்கு வெப்பத்தை கடத்துகிறது. நிலத்துடன் தொடர்பில் உள்ள காற்று மெதுவாக வெப்பமடைகிறது மற்றும் கீழ் அடுக்குகளுடன் தொடர்பில் உள்ள மேல் அடுக்குகளும் வெப்பமடைகின்றன. இந்த செயல்முறை கடத்துதல் (கண்டக்ஷன்) எனப்படும். சமமற்ற வெப்பநிலை கொண்ட இரண்டு பொருட்கள் ஒன்றுடன் ஒன்று தொடர்பில் இருக்கும்போது கடத்துதல் நடைபெறுகிறது, வெப்பமான பொருளிலிருந்து குளிர்ச்சியான பொருளுக்கு ஆற்றல் பாய்கிறது. இரண்டு பொருட்களும் ஒரே வெப்பநிலையை அடையும் வரை அல்லது தொடர்பு முறிவடையும் வரை வெப்ப பரிமாற்றம் தொடர்கிறது. கீழ் வளிமண்டல அடுக்குகளை வெப்பமாக்குவதில் கடத்துதல் முக்கியமானது.

பூமியுடன் தொடர்பில் உள்ள காற்று வெப்பமடையும் போது செங்குத்தாக மேலே உயர்கிறது மற்றும் வளிமண்டலத்தின் வெப்பத்தை மேலும் கடத்துகிறது. வளிமண்டலத்தின் இந்த செங்குத்து வெப்பமாக்கல் செயல்முறை வெப்பச்சலனம் (கன்வெக்ஷன்) என அறியப்படுகிறது. ஆற்றலின் வெப்பச்சலன பரிமாற்றம் கீழ் வளிமண்டலத்தில் மட்டுமே மட்டுப்படுத்தப்பட்டுள்ளது.

காற்றின் கிடைமட்ட இயக்கம் மூலம் வெப்பத்தை மாற்றுவது வளிமண்டலப் பரவல் (அட்வெக்ஷன்) எனப்படும். காற்றின் கிடைமட்ட இயக்கம் செங்குத்து இயக்கத்தை விட ஒப்பீட்டளவில் முக்கியமானது. நடுத்தர அட்சரேகைகளில், தினசரி வானிலையில் உள்ள பெரும்பாலான இருபகல் (பகல் மற்றும் இரவு) மாறுபாடுகள் வளிமண்டலப் பரவல் மட்டுமே காரணமாக ஏற்படுகின்றன. வெப்பமண்டல பகுதிகளில், குறிப்பாக வட இந்தியாவில் கோடை காலத்தில் ‘லூ’ என்று அழைக்கப்படும் உள்ளூர் காற்றுகள் வளிமண்டலப் பரவல் செயல்முறையின் விளைவாகும்.

பூமியின் கதிர்வீச்சு (புவிக்கதிர்வீச்சு)

பூமியால் பெறப்படும் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் குறுகிய அலை வடிவங்களில் உள்ளது மற்றும் அதன் மேற்பரப்பை வெப்பமாக்குகிறது. வெப்பமடைந்த பூமி தானே ஒரு கதிர்வீசும் பொருளாக மாறி, நீண்ட அலை வடிவத்தில் வளிமண்டலத்திற்கு ஆற்றலை கதிர்வீசுகிறது. இந்த ஆற்றல் கீழிருந்து வளிமண்டலத்தை வெப்பமாக்குகிறது. இந்த செயல்முறை பூமியின் கதிர்வீச்சு (புவிக்கதிர்வீச்சு) என அறியப்படுகிறது.

நீண்ட அலை கதிர்வீச்சு வளிமண்டல வாயுக்களால், குறிப்பாக கார்பன் டை ஆக்சைடு மற்றும் பிற பசுமை இல்ல வாயுக்களால் உறிஞ்சப்படுகிறது. இவ்வாறு, வளிமண்டலம் பூமியின் கதிர்வீச்சால் மறைமுகமாக வெப்பமடைகிறது.

வளிமண்டலம் மறுபுறம் கதிர்வீசி வெப்பத்தை விண்வெளிக்கு கடத்துகிறது. இறுதியாக, சூரியனிடமிருந்து பெறப்படும் வெப்பத்தின் அளவு விண்வெளிக்குத் திரும்புகிறது, இதன் மூலம் பூமியின் மேற்பரப்பிலும் வளிமண்டலத்திலும் நிலையான வெப்பநிலை பராமரிக்கப்படுகிறது.

கோள் பூமியின் வெப்ப பட்ஜெட் (வெப்பச் சமநிலை)

படம் 9.2 கோள் பூமியின் வெப்ப பட்ஜெட்டை சித்தரிக்கிறது. ஒட்டுமொத்தமாக பூமி வெப்பத்தை திரட்டவோ இழக்கவோ இல்லை. அது அதன் வெப்பநிலையை பராமரிக்கிறது. கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் வடிவில் பெறப்படும் வெப்பத்தின் அளவு பூமியின் கதிர்வீச்சு மூலம் பூமி இழக்கும் அளவிற்கு சமமாக இருந்தால் மட்டுமே இது நடக்க முடியும்.

வளிமண்டலத்தின் மேற்பகுதியில் பெறப்படும் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் 100 சதவீதம் என்று கருதுங்கள். வளிமண்டலத்தின் வழியாக செல்லும் போது சில அளவு ஆற்றல் பிரதிபலிக்கப்படுகிறது, சிதறடிக்கப்படுகிறது மற்றும் உறிஞ்சப்படுகிறது. மீதமுள்ள பகுதி மட்டுமே பூமியின் மேற்பரப்பை அடைகிறது. பூமியின் மேற்பரப்பை அடையும் முன்பே சுமார் 35 அலகுகள் மீண்டும் விண்வெளிக்கு பிரதிபலிக்கப்படுகின்றன. இவற்றில், 27 அலகுகள் மேகங்களின் மேற்பகுதியிலிருந்தும், 2 அலகுகள் பூமியின் பனி மற்றும் பனி மூடப்பட்ட பகுதிகளிலிருந்தும் பிரதிபலிக்கப்படுகின்றன. பிரதிபலிக்கப்பட்ட கதிர்வீச்சின் அளவு பூமியின் ஆல்பிடோ (பிரதிபலிப்புத் திறன்) என அழைக்கப்படுகிறது.

மீதமுள்ள 65 அலகுகள் உறிஞ்சப்படுகின்றன, வளிமண்டலத்திற்குள் 14 அலகுகள் மற்றும் பூமியின் மேற்பரப்பால் 51 அலகுகள். பூமி 51 அலகுகளை பூமியின் கதிர்வீச்சு வடிவில் மீண்டும் கதிர்வீசுகிறது. இவற்றில், 17 அலகுகள் நேரடியாக விண்வெளிக்கு கதிர்வீசப்படுகின்றன மற்றும் மீதமுள்ள 34 அலகுகள் வளிமண்டலத்தால் உறிஞ்சப்படுகின்றன (6 அலகுகள் நேரடியாக வளிமண்டலத்தால் உறிஞ்சப்படுகின்றன, 9 அலகுகள் வெப்பச்சலனம் மற்றும் கொந்தளிப்பு மூலம் மற்றும் 19 அலகுகள் ஒடுக்கத்தின் உள்ளுறை வெப்பம் மூலம்). வளிமண்டலத்தால் உறிஞ்சப்பட்ட 48 அலகுகள் (கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலில் இருந்து 14 அலகுகள் + பூமியின் கதிர்வீச்சில் இருந்து 34 அலகுகள்) மீண்டும் விண்வெளிக்கு கதிர்வீசப்படுகின்றன. இவ்வாறு, பூமி மற்றும் வளிமண்டலத்திலிருந்து முறையே திரும்பும் மொத்த கதிர்வீச்சு $17+48=65$ அலகுகள் ஆகும், இது சூரியனிடமிருந்து பெறப்பட்ட 65 அலகுகளின் மொத்தத்தை சமப்படுத்துகிறது. இது பூமியின் வெப்ப பட்ஜெட் அல்லது வெப்ப சமநிலை என அழைக்கப்படுகிறது.

இது விளக்குகிறது, ஏன் பூமி நடைபெறும் பெரிய அளவிலான வெப்ப பரிமாற்றம் இருந்தும் வெப்பமடையவோ அல்லது குளிர்ச்சியடையவோ இல்லை.

படம் 8.2 : பூமியின் வெப்ப பட்ஜெட்

பூமியின் மேற்பரப்பில் நிகர வெப்ப பட்ஜெட்டில் ஏற்படும் மாறுபாடு

முன்பு விளக்கப்பட்டது போல, பூமியின் மேற்பரப்பில் பெறப்படும் கதிர்வீச்சின் அளவில் மாறுபாடுகள் உள்ளன. பூமியின் சில பகுதிகளில் கதிர்வீச்சு சமநிலை உபரியாக உள்ளது, மற்ற பகுதிகளில் பற்றாக்குறையாக உள்ளது.

படம் 8.3 பூமி-வளிமண்டல அமைப்பின் நிகர கதிர்வீச்சு சமநிலையில் அட்சரேகை மாறுபாட்டை சித்தரிக்கிறது. வடக்கு மற்றும் தெற்கு 40 டிகிரிக்கு இடையே நிகர கதிர்வீச்சு சமநிலையில் உபரி உள்ளது மற்றும் துருவங்களுக்கு அருகிலுள்ள பகுதிகளில் பற்றாக்குறை உள்ளது என்பதை படம் காட்டுகிறது. வெப்பமண்டலங்களிலிருந்து உபரி வெப்ப ஆற்றல் துருவங்களின் திசையில் மீண்டும் விநியோகிக்கப்படுகிறது, இதன் விளைவாக வெப்பமண்டலங்கள் அதிகப்படியான வெப்பத்தின் திரட்சியால் படிப்படியாக வெப்பமடையவில்லை அல்லது உயர் அட்சரேகைகள் அதிக பற்றாக்குறையால் நிரந்தரமாக உறைந்துவிடவில்லை.

படம் 8.3 : நிகர கதிர்வீச்சு சமநிலையில் அட்சரேகை மாறுபாடு

வெப்பநிலை

கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் வளிமண்டலம் மற்றும் பூமியின் மேற்பரப்புடன் தொடர்பு கொள்வது வெப்பத்தை உருவாக்குகிறது, இது வெப்பநிலையின் அடிப்படையில் அளவிடப்படுகிறது. வெப்பம் ஒரு பொருளைக் கொண்டிருக்கும் துகள்களின் மூலக்கூறு இயக்கத்தைக் குறிக்கும் போது, வெப்பநிலை என்பது ஒரு பொருள் (அல்லது இடம்) எவ்வளவு சூடாக (அல்லது குளிராக) உள்ளது என்பதை டிகிரிகளில் அளவிடுவதாகும்.

வெப்பநிலை பரவலைக் கட்டுப்படுத்தும் காரணிகள்

எந்த இடத்திலும் காற்றின் வெப்பநிலை பின்வரும் காரணிகளால் பாதிக்கப்படுகிறது: (i) இடத்தின் அட்சரேகை; (ii) இடத்தின் உயரம்; (iii) கடலில் இருந்து தூரம், காற்றுப் பரவல்; (iv) சூடான மற்றும் குளிர் கடல் நீரோட்டங்களின் இருப்பு; (v) உள்ளூர் அம்சங்கள்.

அட்சரேகை : ஒரு இடத்தின் வெப்பநிலை பெறப்படும் கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளலைப் பொறுத்தது. கதிர்வீச்சு உட்கொள்ளல் அட்சரேகையின் படி மாறுபடுகிறது என்பதற்கு ஏற்ப வெப்பநிலையும் மாறுபடுகிறது என்பது முன்பு விளக்கப்பட்டது.

உயரம் : வளிமண்டலம் கீழிருந்து பூமியின் கதிர்வீச்சால் மறைமுகமாக வெப்பமடைகிறது. எனவே, கடல் மட்டத்திற்கு அருகிலுள்ள இடங்கள் அதிக உயரத்தில் அமைந்துள்ள இடங்களை விட அதிக வெப்பநிலையை பதிவு செய்கின்றன. வேறு வார்த்தைகளில் கூறுவதானால், வெப்பநிலை பொதுவாக உயரம் அதிகரிக்கும் போது குறைகிறது. உயரத்துடன் வெப்பநிலை குறைவதற்கான விகிதம் இயல்பான வெப்பநிலை வீழ்ச்சி விகிதம் என அழைக்கப்படுகிறது. இது $6.5 \mathrm{C}$ ஆகும் $1,000 \mathrm{~m}$ க்கு.

கடலில் இருந்து தூரம் : வெப்பநிலையை பாதிக்கும் மற்றொரு காரணி கடலைப் பொறுத்து ஒரு இடத்தின் அமைவிடம் ஆகும். நிலத்துடன் ஒப்பிடும்போது, கடல் மெதுவாக வெப்பமடைகிறது மற்றும் மெதுவாக வெப்பத்தை இழக்கிறது. நிலம் விரைவாக வெப்பமடைந்து விரைவாக குளிர்ச்சியடைகிறது. எனவே, கடலில் வெப்பநிலையில் ஏற்படும் மாறுபாடு நிலத்துடன் ஒப்பிடும்போது குறைவாக உள்ளது. கடலுக்கு அருகில் அமைந்துள்ள இடங்கள் கடல் மற்றும் நிலக் காற்றுகளின் மிதமான தாக்கத்தின் கீழ் வருகின்றன, இது வெப்பநிலையை மிதமாக்குகிறது.

காற்றுப் பரவல் மற்றும் கடல் நீரோட்டங்கள் : நிலம் மற்றும் கடல் காற்றுகளைப் போலவே, காற்றுப் பரவலின் பாதையும் வெப்பநிலையை பாதிக்கிறது. சூடான காற்றுப் பரவலின் தாக்கத்தின் கீழ் வரும் இடங்கள் அதிக வெப்பநிலையை அனுபவிக்கின்றன மற்றும் குளிர் காற்றுப் பரவலின் தாக்கத்தின் கீழ் வரும் இடங்கள் குறைந்த வெப்பநிலையை அனுபவிக்கின்றன. இதேபோல், சூடான கடல் நீரோட்டங்கள் பாயும் கடற்கரையில் அமைந்துள்ள இடங்கள் குளிர் நீரோட்டங்கள் பாயும் கடற்கரையில் அமைந்துள்ள இடங்களை விட அதிக வெப்பநிலையை பதிவு செய்கின்றன.

வெப்பநிலையின் பரவல்

ஜனவரி மற்றும் ஜூலை மாதங்களில் வெப்பநிலை பரவலைப் படிப்பதன் மூலம் உலகளாவிய வெப்பநிலை பரவலை நன்கு புரிந்து கொள்ள முடியும். வெப்பநிலை பரவல் பொதுவாக சமவெப்பக் கோடுகளின் உதவியுடன் வரைபடத்தில் காட்டப்படுகிறது. சமவெப்பக் கோடுகள் என்பது சம வெப்பநிலை கொண்ட இடங்களை இணைக்கும் கோடுகள். படம் 8.4 (a) மற்றும் (b) ஜனவரி மற்றும் ஜூலை மாதங்களில் மேற்பரப்பு காற்று வெப்பநிலையின் பரவலைக் காட்டுகிறது.

பொதுவாக, சமவெப்பக் கோடுகள் பொதுவாக அட்சரேகைக்கு இணையாக இருப்பதால், வெப்பநிலையில் அட்சரேகையின் விளைவு வரைபடத்தில் நன்கு வெளிப்படுகிறது. இந்த பொதுவான போக்கிலிருந்து விலகல் ஜூலையை விட ஜனவரியில் அதிகமாக உள்ளது, குறிப்பாக வடக்கு அரைக்கோளத்தில். வடக்கு அரைக்கோளத்தில் நிலப்பரப்பு பரப்பளவு தெற்கு அரைக்கோளத்தை விட மிக அதிகமாக உள்ளது. எனவே, நிலப்பகுதி மற்றும் கடல் நீரோட்டங்களின் விளைவுகள் நன்கு வெளிப்படுகின்றன. ஜனவரியில், சமவெப்பக் கோடுகள் கடலில் வடக்கு நோக்கியும், கண்டத்தில் தெற்கு நோக்கியும் விலகுகின்றன. இதை வட அட்லாண்டிக் பெருங்கடலில் காணலாம். சூடான கடல் நீரோட்டங்கள், கல்ஃப் ஸ்ட்ரீம் மற்றும் வட அட்லாண்டிக் நகர்வு ஆகியவை வட அட்லாண்டிக் பெருங்கடலை வெப்பமாக்குகின்றன மற்றும் சமவெப்பக் கோடுகள் வடக்கு நோக்கி வளைகின்றன. நிலத்தின் மேல் வெப்பநிலை கூர்மையாக குறைகிறது மற்றும் சமவெப்பக் கோடுகள் ஐரோப்பாவில் தெற்கு நோக்கி வளைகின்றன.

இது சைபீரிய சமவெளியில் மிகவும் குறிப்பிடத்தக்கது. $60 \mathrm{E}$ தீர்க்கரேகையில் சராசரி ஜனவரி வெப்பநிலை $80 \mathrm{~N}$ மற்றும் $50 \mathrm{~N}$ அட்சரேகைகளில் இரண்டிலும் மைனஸ் $20 \mathrm{C}$ ஆகும். ஜனவரிக்கான சராசரி மாத வெப்பநிலை 27 டிகிரி செல்சியஸுக்கு மேல், பூமத்திய ரேகை கடல்களில் $24 \mathrm{C}$ வெப்பமண்டலங்களில் மற்றும் $2 \mathrm{C}-0 \mathrm{C}$ நடுத்தர அட்சரேகைகளில் மற்றும் யூரேசிய கண்ட உள்பகுதியில் $-18 \mathrm{C}$ முதல் $-48 \mathrm{C}$ வரை.

தெற்கு அரைக்கோளத்தில் கடலின் விளைவு நன்கு வெளிப்படுகிறது. இங்கு சமவெப்பக் கோடுகள் அட்சரேகைகளுக்கு ஏறக்குறைய இணையாக உள்ளன மற்றும் வெப்பநிலையில் ஏற்படும் மாறுபாடு வடக்கு அரைக்கோளத்தை விட அதிகமாக படிப்படியாக உள்ளது. $20 \mathrm{C}, 10 \mathrm{C}$, மற்றும் $0 \mathrm{C}$ இன் சமவெப்பக் கோடு முறையே 35 $\mathrm{S}, 45 \mathrm{~S}$ மற்றும் $60 \mathrm{~S}$ அட்சரேகைகளுக்கு இணையாக இயங்குகிறது.

ஜூலையில், சமவெப்பக் கோடுகள் பொதுவாக அட்சரேகைக்கு இணையாக இயங்குகின்றன. பூமத்திய ரேகை கடல்கள் வெப்பமான வெப்பநிலையை பதிவு செய்கின்றன, $27 \mathrm{C}$ ஐ விட அதிகம்.

படம் 8.4 (a) : ஜனவரி மாதத்தில் மேற்பரப்பு காற்று வெப்பநிலையின் பரவல்

<img src=“https://temp-public-img-folder.s3.ap-south-1.amazonaws.com/sathee.prutor.images/images/ncert-book-english/class-11/2024-12-10-13_01_27-NCERT.png" width