क्या तुम्हें अपने चारों ओर हवा महसूस होती है? क्या तुम्हें पता है कि हम हवा के विशाल ढेर के तले रहते हैं? हम साँस लेते और छोड़ते हैं, पर हवा तभी महसूस होती है जब वह चलती है। इसका अर्थ है कि चलती हुई हवा पवन होती है। तुम पहले ही सीख चुके हो कि पृथ्वी चारों ओर से हवा से घिरी है। यह हवा का आवरण वायुमंडल है, जो अनेक गैसों से बना 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 मिली ऊर्जा को अंतरिक्ष में वापस विकिरित कर देती है। परिणामस्वरूप पृथ्वी न तो समय के साथ गरम होती है और न ही ठंडी होती है। इस प्रकार पृथ्वी के विभिन्न भागों को प्राप्त होने वाली ऊष्मा की मात्रा समान नहीं होती। यह विभिन्नता वायुमंडल में दाब के अंतर उत्पन्न करती है। इससे पवनों द्वारा एक क्षेत्र से दूसरे क्षेत्र में ऊष्मा का स्थानांतरण होता है। यह अध्याय वायुमंडल के गरम और ठंडा होने की प्रक्रिया और पृथ्वी की सतह पर परिणामी तापमान वितरण की व्याख्या करता है।

सौर विकिरण

पृथ्वी की सतह अधिकांश ऊर्जा छोटी तरंगदैर्ध्यों में प्राप्त करती है। पृथ्वी द्वारा प्राप्त इस ऊर्जा को आगमन सौर विकिरण कहा जाता है, जिसे संक्षेप में इंसोलेशन 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 भाग ही रोकती है। औसतन पृथ्वी अपने वायुमंडल के शीर्ष पर प्रति वर्ग $\mathrm{cm}$ प्रति मिनट 1.94 कैलोरी प्राप्त करती है।
वायुमंडल के शीर्ष पर प्राप्त होने वाली सौर आउटपुट वर्ष भर थोड़ी-बहुत बदलती रहती है क्योंकि पृथ्वी और सूर्य के बीच की दूरी बदलती रहती है। सूर्य के चारों ओर कक्षा में 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 4 जुलाई को प्राप्त होने वाली मात्रा से थोड़ी अधिक होती है। हालाँकि सौर आउटपुट में इस विचरण का प्रभाव भूमि और समुद्र के वितरण तथा वायुमंडलीय परिसंचरण जैसे अन्य कारकों से छिप जाता है। इसलिए सौर आउटपुट में यह विचरण पृथ्वी की सतह पर दैनिक मौसम परिवर्तनों पर कोई बड़ा प्रभाव नहीं डालता।

पृथ्वी की सतह पर इंसोलेशन की परिवर्तनशीलता

सूर्याताप की मात्रा और तीव्रता एक दिन में, एक मौसम में और एक वर्ष में भिन्न होती 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 तल से $66^{1 / 2}$ का कोण बनाती है, विभिन्न अक्षांशों पर प्राप्त होने वाली सूर्याताप की मात्रा पर अधिक प्रभाव डालती है।

सूर्याताप की मात्रा निर्धारित करने वाला दूसरा कारक 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। ऊध्र्वाधर 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 क्षेत्र में प्राप्त शुद्ध ऊर्जा घट जाती है। इसके अतिरिक्त, तिरछी किरणों को वायुमंडर की अधिक गहराई से गुजरना पड़ता है, जिससे अधिक अवशोषण, प्रकीर्णन और विसरण होता है।

आकृति 8.1; ग्रीष्म संक्रांति

वायुमंडल से होकर सौर विकिरण का प्रवेश

वायुमंडल छोटी तरंगों वाली सौर विकिरण के प्रति अधिकांशतः पारदर्शी होता है। आने वाली सौर विकिरण पृथ्वी की सतह से टकराने से पहले वायुमंडल से होकर गुजरती है। क्षोभमंडल के भीतर जल वाष्प, ओज़ोन और अन्य गैसें निकट अवरक्त विकिरण का बड़ा भाग अवशोषित कर लेती हैं।

क्षोभमंडल में निलंबित बहुत छोटे कण दृश्य स्पेक्ट्रम को अंतरिक्ष की ओर और पृथ्वी की सतह की ओर दोनों तरफ बिखेरते हैं। यह प्रक्रिया आकाश को रंग देती है। उगते और अस्त होते सूरज की लालिमा और आकाश की नीला रंग वायुमंडल के भीतर प्रकाश के बिखराव का परिणाम हैं।

पृथ्वी की सतह पर इंसोलेशन का स्थानिक वितरण

पृथ्वी की सतह पर प्राप्त 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 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। सर्दियों में मध्य और उच्च अक्षांश गर्मियों की तुलना में कम विकिरण प्राप्त करते हैं।

वायुमंडल का तापन और ठंडा होना

वायुमंडल के तापन और ठंडा होने के विभिन्न तरीके होते हैं।

सूर्य के ताप से गरम हुई पृथ्वी यह ताप लहरें दीर्घ तरंगों के रूप में पृथ्वी के निकटवर्ती वायुमंडलीय परतों को प्रेषित 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 हो जाती हैं। इस प्रक्रिया को चालन कहा जाता है। चालन तब होता है जब असमान ताप वाले दो पदार्थ एक-दूसरे के संपर्क में आते हैं, तब ऊर्जा गरम पदार्थ से ठंडे पदार्थ की ओर प्रवाहित होती है। ऊष्मा का हस्तांतरण तब तक जारी रहता है जब तक दोनों पदार्थ समान ताप प्राप्त न कर लें या संपर्क टूट न जाए। 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 का ताप आगे प्रेषित करती है। वायुमंडल के इस ऊर्ध्वाधर तापन को संवहन कहा जाता है। ऊर्जा का संवहनीय हस्तांतरण केवल क्षोभ मंडल तक सीमित रहता है।

वायु की क्षैतिज गति द्वारा ऊष्मा के हस्तांतरण को अभिसरण कहा जाता है। वायु की क्षैतिज गति ऊर्ध्वाधर गति की तुलना में अपेक्षाकृत अधिक महत्वपूर्ण है। मध्य अक्षांशों में दैनिक मौसम के अधिकांश दैनिक (दिन-रात) परिवर्तन केवल अभिसरण के कारण होते हैं। उष्ण कटिबंधीय क्षेत्रों में विशेषकर उत्तर भारत में ग्रीष्म ऋतु के दौरान स्थानीय पवन जिन्हें ‘लू’ कहा जाता है, अभिसरण प्रक्रिया का परिणाम होती हैं।

स्थलीय विकिरण

पृथ्वी द्वारा प्राप्त होने वाला सौर विकिरण लघु तरंग रूप में होता है और इससे इसकी सतह गरम होती है।
गरम होने के बाद पृथ्वी स्वयं एक विकिरणकारी पिंड बन जाती है और यह ऊर्जा को दीर्घ तरंग रूप में वायुमंडल को विकिरित करती है।
यह ऊर्जा नीचे से वायुमंडल को गरम करती है।
इस प्रक्रिया को स्थलीय विकिरण कहा जाता है।

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

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

ग्रह पृथ्वी की ऊष्मा बजट

चित्र 9.2 ग्रह पृथ्वी की ऊष्मा बजट को दर्शाता है।
पृथ्वी समग्र रूप से ऊष्मा का संचय या हानि नहीं करती।
यह अपना तापमान बनाए रखती है।
ऐसा तभी संभव है जब सौर विकिरण के रूप में प्राप्त होने वाली ऊष्मा की मात्रा, स्थलीय विकिरण के माध्यम से पृथ्वी द्वारा खोई गई ऊष्मा की मात्रा के बराबर हो।

ध्यान दें कि वायुमंडल के शीर्ष पर प्राप्त होने वाला 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 शीर्ष से और 2 इकाइयाँ पृथ्वी के हिमाच्छादित क्षेत्रों से वापस परावर्तित होती हैं। परावर्तित विकिरण की यह मात्रा पृथ्वी का ऐल्बीडो 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 उत्सर्जित करती है। इनमें से 17 इकाइयाँ सीधे अंतरिक्ष में उत्सर्जित होती हैं और शेष 34 इकाइयाँ वायुमंडल द्वारा अवशोषित हो जाती हैं (6 इकाइयाँ सीधे वायुमंडल द्वारा, 9 इकाइयाँ संवहन और अतिशयता द्वारा और 19 इकाइयाँ संघनन की गुप्त ऊष्मा द्वारा)। वायुमंडल द्वारा अवशोषित 48 इकाइयाँ (14 इकाइयाँ इंसोलेशन से + 34 इकाइयाँ स्थलीय विकिरण से) भी अंतरिक्ष में वापस उत्सर्जित होती हैं। इस प्रकार, पृथ्वी और वायुमंडल से क्रमशः लौटने वाला कुल विकिरण $17 + 48 = 65$ इकाइयाँ है, जो सूर्य से प्राप्त 65 इकाइयों के कुल योग को संतुलित करता 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 पहले बताया गया है, पृथ्वी की सतह पर प्राप्त विकिरण की मात्रा में विचरण होता है। पृथ्वी के कुछ भागों में विकिरण संतुलन की बचत होती है जबकि अन्य भागों में घाटा होता है।

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

चित्र 8.3; निवल विकिरण संतुलन में अक्षांशीय विचरण

तापमान

वायुमंडल और पृथ्वी की सतह के साथ सौर विकिरण की अन्योन्यक्रिया ऊष्मा उत्पन्न करती है जिसे तापमान के रूप में मापा जाता है। जबकि ऊष्मा किसी पदार्थ को बनाने वाले कणों की आण्विक गति को दर्शाती है, तापमान यह माप है—डिग्री में—कि कोई वस्तु (या स्थान) कितना गर्म (या ठंडा) है।

तापमान वितरण को नियंत्रित करने वाले कारक

किसी भी स्थान की 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 बताया गया है कि सौर विकिरण अक्षांश के अनुसार भिन्न होता है, इसलिए तापमान भी तदनुसार भिन्न होता है।

ऊँचाई; वायुमंडल नीचे से भू-विकिरण द्वारा अप्रत्यक्ष रूप से गर्म होता है। इसलिए समुद्र-तल के निकट स्थित स्थान 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 इस घटाव 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 समुद्री और स्थल समीरों के मध्यस्थ प्रभाव में आते हैं जो तापमान को संतुलित करते हैं।

वायु-पुंज और समुद्री 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 जो स्थान ठंडे वायु-पुंजों के प्रभाव में आते हैं, वे कम तापमान का अनुभव करते हैं। इसी प्रकार, वे स्थान जहाँ तट पर गर्म समुद्री धाराएँ बहती हैं, उनका तापमान उन स्थानों की तुलना में अधिक होता है जहाँ तट पर ठंडी धाराएँ बहती हैं।

तापमान का वितरण

वैश्विक तापमान वितरण को जनवरी और जुलाई में तापमान वितरण का अध्ययन करके अच्छी तरह समझा जा सकता है। तापमान वितरण को आमतौर पर समताप रेखाओं की सहायता से मानचित्र पर दिखाया 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 महीने में सतह वायु तापमान के वितरण को दर्शाती हैं।

सामान्यतः तापमान पर अक्षांश का प्रभाव मानचित्र पर स्पष्ट रूप से दिखाई देता है, क्योंकि समतापीय रेखाएँ सामान्यतः अक्षांश 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 भूमि की सतह का क्षेत्रफल दक्षिणी गोलार्ध की तुलना में कहीं अधिक है। इसलिए, भूमि द्रव्य और समुद्री धाराओं के प्रभाव स्पष्ट रूप से दिखाई देते हैं। जनवरी में समतापीय रेखाएँ समुद्र के ऊपर उत्तर की ओर और महाद्वीप के ऊपर दक्षिण की ओर विचलित होती हैं। यह उत्तर अटलांटिक महासागर पर देखा जा सकता है। गर्म समुद्री धाराओं—गल्फ स्ट्रीम और उत्तर अटलांटिक ड्रिफ्ट—की उपस्थिति उत्तर अटलांटिक महासागर को अधिक गर्म बनाती है और समतापीय रेखाएँ उत्तर की ओर मुड़ती हैं। भूमि पर तापमान तेजी से घटता है और समतापीय 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 $20 \mathrm{C}$ नीचे 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 भाग में $-18 \mathrm{C}$ से $-48 \mathrmC$ तक है।

महासागर का प्रभाव दक्षिणी गोलार्ध में स्पष्ट रूप से दिखाई देता है। यहाँ समताप रेखाएँ अक्षांशों के समानान्तर अधिक-कम होती 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 प्रायः अक्षांशों के समानान्तर चलती हैं। विषुवतीय महासागर 27 °C से अधिक तापमान दर्ज कराते हैं।

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

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

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

तापमान का व्युत्क्रम

सामान्यतः, ऊँचाई बढ़ने के साथ तापमान घटता है। इसे सामान्य लैप्स दर कहा जाता है। कभी-कभी स्थिति उलट जाती है और सामान्य लैप्स दर उलट जाती है। इसे तापमान उत्क्रमण कहा जाता है। उत्क्रमण सामान्यतः अल्पकालिक होता है लेकिन फिर भी काफी सामान्य है। स्पष्ट आकाश और शांत हवा वाली लंबी शीत रात उत्क्रमण के लिए आदर्श स्थिति है। दिन की गर्मी रात के दौरान विकिरित हो जाती है, और प्रातः काल तक पृथ्वी अपने ऊपर की हवा से ठंडी हो जाती है। ध्रुवीय क्षेत्रों में, तापमान उत्क्रमण पूरे वर्ष 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। सर्दियों के मौसम में विशेष रूप से प्रातः घना कोहरा होना 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।

उत्क्रमण पहाड़ियों और पर्वतों में वायु निकासी के कारण होता है। रात के दौरान पहाड़ियों और पर्वतों में उत्पन्न ठंडी हवा गुरुत्वाकर्षण के प्रभाव से बहती है। भारी और घनी होने के कारण, ठंडी हवा लगभग पानी की तरह व्यवहार करती है और ढलानों से नीचे बहकर गहरे गड्ढों और घाटी के तलों में जमा हो जाती है, जिसके ऊपर गर्म हवा होती है। इसे वायु निकासी कहा जाता है। यह पौधों को हिम क्षति से बचाता है।

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

अभ्यास

1. बहुविकल्पीय प्रश्न।

(i) 21 जून को दोपहर में सूर्य सीधा ऊपर कहाँ होता है? (a) विषुववृत्त (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 किससे गर्म होता है? (a) लघु तरंग सौर विकिरण (c) दीर्घ तरंग स्थलीय विकिरण (b) परावर्तित सौर विकिरण (d) प्रकीर्णित सौर विकिरण

(iv) निम्नलिखित दो स्तंभों से सही युग्म बनाइए।

(v) यह मुख्य कारण क्या है कि पृथ्वी पर उच्चतम तापमान उत्तरी गोलार्ध के उपोष्ण कटिबंधों में भूमध्यरेखा के बजाय अनुभव किए जाते हैं?

(a) उपोष्ण क्षेत्रों में भूमध्यरेखीय क्षेत्रों की तुलना में बादलों की आवरण कम होता है।

(b) उपोष्ण क्षेत्रों में ग्रीष्म ऋतु में भूमध्यरेखीय क्षेत्रों की तुलना में दिन के घंटे अधिक लंबे होते हैं।

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

(d) उपोष्ण क्षेत्र भूमध्यरेखीय 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-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 सीमा अधिक 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 किस प्रकार 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 नोट कीजिए जिसके लिए औसत की गणना की गई है।

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

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

(v) वार्षिक तापमान परिसर की गणना करें।

(vi) पता लगाएं कि किन महीनों में दैनिक तापमान परिसर 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

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

दैनिक औसत मासिक तापमान

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

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

वार्षिक तापमान परिसर

मई में औसत अधिकतम तापमान - जनवरी में औसत तापमान

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