Chapter 8 Summary – Solar Radiation, Heat Balance and Temperature | सौर विकिरण, ऊष्मा संतुलन एवं तापमान | Class 11 Geography
Chapter 8 – Solar Radiation, Heat Balance and Temperature
अध्याय 8 – सौर विकिरण, ऊष्मा संतुलन एवं तापमान
Class 11 Geography | Fundamentals of Physical Geography
कक्षा 11 भूगोल | भौतिक भूगोल के मूल सिद्धांत
इस Chapter को केवल “सूर्य से गर्मी आती है” तक सीमित करके न पढ़ें।
इस पूरे Chapter को एक Energy Chain की तरह समझिए:
Sun → Insolation → Earth Surface → Terrestrial Radiation → Atmosphere → Heat Balance → Temperature Distribution
इसी chain को समझ लेने पर इस Chapter के अधिकांश concepts, diagrams और examination questions आपस में जुड़ जाते हैं।
📚 Chapter Map | अध्याय का मानचित्र
- Introduction | परिचय
- Solar Radiation | सौर विकिरण
- Variability of Insolation | सूर्यातप में परिवर्तन
- Passage of Solar Radiation through Atmosphere
- Spatial Distribution of Insolation
- Heating and Cooling of Atmosphere
- Terrestrial Radiation
- Heat Budget of the Earth
- Variation in Net Heat Budget
- Temperature
- Factors Controlling Temperature Distribution
- Distribution of Temperature
- Inversion of Temperature
- Quick Revision
🇬🇧 English Chapter Summary
1. Introduction
The Earth receives almost all of its energy from the Sun. The Earth, in turn, radiates energy back to space.
Different parts of the Earth receive unequal amounts of heat. This unequal heating creates differences in atmospheric pressure and contributes to the movement of air and transfer of heat from one region to another.
2. Solar Radiation
The energy received by the Earth from the Sun is mainly in the form of short-wave radiation. The incoming solar radiation is called insolation.
Because the Earth is approximately spherical, the Sun's rays strike different parts of its surface at different angles. Therefore, the amount of solar energy received varies from place to place.
On average, the Earth receives about 1.94 calories per cm² per minute at the top of the atmosphere.
Aphelion and Perihelion
During its revolution around the Sun, the Earth is not always at the same distance from the Sun.
- Aphelion: Earth is farthest from the Sun, around 152 million km, on 4 July.
- Perihelion: Earth is nearest to the Sun, around 147 million km, on 3 January.
3. Variability of Insolation at the Earth's Surface
The amount and intensity of insolation vary during the day, season and year.
The major factors are:
- Rotation of the Earth on its axis
- Angle of inclination of the Sun's rays
- Length of the day
- Transparency of the atmosphere
- Configuration or aspect of land
Earth's Axial Tilt
The Earth's axis makes an angle of about 66½° with the plane of its orbit. This tilt is a major reason for seasonal variation in insolation at different latitudes.
Angle of Incidence
At higher latitudes, the Sun's rays are more oblique. The same amount of solar energy is therefore spread over a larger surface area.
Oblique rays also pass through a greater thickness of the atmosphere and consequently experience greater absorption, scattering and diffusion.
Oblique Rays: Larger area → Less energy per unit area
4. Passage of Solar Radiation through the Atmosphere
The atmosphere is largely transparent to short-wave solar radiation.
However, water vapour, ozone and other gases in the troposphere absorb portions of near-infrared radiation.
Very small suspended particles scatter visible light. This scattering helps explain the colour of the sky and the reddish appearance of the Sun during sunrise and sunset.
Scattering of light → Blue sky
Greater atmospheric path at sunrise/sunset → Reddish Sun
5. Spatial Distribution of Insolation
The amount of insolation received at the Earth's surface varies approximately from 320 W/m² in the tropics to about 70 W/m² near the poles.
Maximum insolation is generally received over subtropical deserts because cloud cover is relatively low.
The equator receives comparatively less insolation than the subtropics because of greater cloudiness.
At the same latitude, continents generally receive more insolation than oceans. During winter, middle and higher latitudes receive less radiation than during summer.
6. Heating and Cooling of the Atmosphere
The atmosphere is heated and cooled through several processes. The three important methods of heat transfer discussed here are:
- Conduction
- Convection
- Advection
Conduction
Conduction is the transfer of heat through direct contact between bodies of unequal temperature.
It is particularly important in heating the lower layers of the atmosphere because the air in contact with the heated Earth's surface gains heat.
Convection
When air near the Earth's surface is heated, it becomes lighter and rises vertically. This vertical transfer of heat is called convection.
Convective transfer is largely confined to the troposphere.
Advection
The horizontal movement of air and the associated transfer of heat is called advection.
In middle latitudes, advection is particularly important in producing day-to-day weather variations. The hot summer wind called loo in northern India is an example associated with advection.
Conduction → Contact
Convection → Vertical movement
Advection → Horizontal movement
7. Terrestrial Radiation
The Earth receives solar energy mainly in short-wave form. After being heated, the Earth itself becomes a radiating body.
The Earth radiates energy back toward the atmosphere and space mainly in the form of long-wave radiation.
Atmospheric gases, particularly carbon dioxide and other greenhouse gases, absorb a significant portion of this long-wave radiation.
Thus, the atmosphere is heated mainly from below through terrestrial radiation rather than directly by incoming solar radiation.
Sun → Short-wave radiation → Earth Surface
Earth → Long-wave terrestrial radiation → Atmosphere
8. Heat Budget of the Earth
The Earth maintains an overall balance between incoming solar energy and outgoing terrestrial radiation. This balance is called the heat budget or heat balance of the Earth.
If the top of the atmosphere receives 100 units of solar radiation:
- About 35 units are reflected back to space.
- About 65 units are absorbed.
- About 14 units are absorbed by the atmosphere.
- About 51 units are absorbed by the Earth's surface.
The Earth's surface then radiates its absorbed energy back as terrestrial radiation.
↓
35 Units Reflected + 65 Units Absorbed
Of the 51 units radiated by the Earth's surface, 17 units escape directly to space while about 34 units are absorbed by the atmosphere.
The atmosphere ultimately sends about 48 units back to space. Therefore:
Incoming absorbed energy = Outgoing energy
9. Variation in Net Heat Budget
Heat balance is not identical at every latitude. Some regions experience a radiation surplus while others experience a radiation deficit.
The region roughly between 40° North and 40° South generally has a net radiation surplus, while the polar regions experience a deficit.
Atmospheric circulation and ocean currents redistribute surplus tropical heat toward higher latitudes.
Tropics → Heat Surplus
Poles → Heat Deficit
Atmosphere + Ocean → Redistribution of Heat
10. Temperature
The interaction of insolation with the atmosphere and Earth's surface creates heat, which is measured in terms of temperature.
Heat represents the molecular movement of particles, whereas temperature indicates how hot or cold a substance or place is.
11. Factors Controlling Temperature Distribution
The temperature of a place is influenced by several factors.
- Latitude
- Altitude
- Distance from the Sea
- Air Masses
- Ocean Currents
- Local Factors
Latitude
Temperature generally varies with latitude because the amount and angle of insolation change from the equator toward the poles.
Altitude
The atmosphere is heated indirectly by terrestrial radiation. Therefore, temperature generally decreases with increasing altitude.
Distance from the Sea
Land heats and cools more rapidly than water, whereas the sea heats and cools relatively slowly.
Therefore, coastal areas generally experience a more moderate range of temperature than continental interiors.
Air Masses
Warm air masses increase temperature, while cold air masses lower temperature in the areas they influence.
Ocean Currents
Warm ocean currents raise the temperature of nearby coastal areas, while cold ocean currents lower it.
Local Factors
Local relief, slope, vegetation, aspect and other local conditions may also modify temperature.
12. Distribution of Temperature
Global temperature distribution is commonly represented using isotherms.
An isotherm is a line joining places having equal temperature.
January Distribution
In January, the Northern Hemisphere has a much larger landmass than the Southern Hemisphere. Therefore, continentality and ocean currents strongly influence the temperature pattern.
Warm ocean currents such as the Gulf Stream and North Atlantic Drift make the North Atlantic relatively warmer, causing isotherms to bend northward over the ocean.
Over continental interiors, particularly Siberia, temperatures are much lower and isotherms bend southward.
July Distribution
In July, isotherms generally follow the pattern of latitude more closely, although continental influence remains important.
Equatorial oceans remain relatively warm, while subtropical continental regions of Asia may experience very high temperatures.
Annual Range of Temperature
The annual range of temperature is the difference between the mean temperature of the warmest and coldest months.
The highest annual range is found in continental interiors, especially the north-eastern part of Eurasia, because of strong continentality.
13. Inversion of Temperature
Normally, temperature decreases with increasing altitude. This is called the normal lapse rate.
Sometimes this normal pattern is reversed and temperature increases with height. This condition is called temperature inversion.
Conditions Favouring Inversion
- Clear skies
- Long winter nights
- Calm or light winds
- Strong night-time radiation from the Earth's surface
Effects of Surface Inversion
Temperature inversion increases stability in the lower atmosphere.
Smoke and dust may accumulate beneath the inversion layer, leading to poor air quality and dense fog, particularly during winter mornings.
Air Drainage in Mountains
At night, cold and dense air flows downslope under the influence of gravity and accumulates in valleys. This process is called air drainage.
Air drainage can help protect plants from frost damage because cold air settles in valley bottoms while relatively warmer air remains above.
14. Two Important Scientific Concepts
Planck's Law
A hotter body radiates more energy and the wavelength of its maximum radiation becomes shorter.
Specific Heat
Specific heat is the amount of energy required to raise the temperature of one gram of a substance by one degree Celsius.
🇮🇳 हिंदी अध्याय सारांश
1. परिचय
पृथ्वी अपनी लगभग संपूर्ण ऊर्जा सूर्य से प्राप्त करती है। इसके बदले पृथ्वी प्राप्त ऊर्जा को विकिरण के रूप में अंतरिक्ष में वापस भेजती है।
पृथ्वी के सभी भागों को समान मात्रा में ऊष्मा प्राप्त नहीं होती। इस असमान ऊष्मन के कारण वायुमंडलीय दाब में अंतर उत्पन्न होता है और पवनों द्वारा ऊष्मा का एक स्थान से दूसरे स्थान तक स्थानांतरण होता है।
2. सौर विकिरण
पृथ्वी को सूर्य से प्राप्त होने वाली ऊर्जा मुख्यतः लघु तरंग विकिरण के रूप में होती है। इसे आगामी सौर विकिरण या सूर्यातप (Insolation) कहा जाता है।
पृथ्वी लगभग गोलाकार है, इसलिए सूर्य की किरणें पृथ्वी की विभिन्न सतहों पर अलग-अलग कोणों पर पड़ती हैं। इसी कारण विभिन्न स्थानों पर प्राप्त सौर ऊर्जा की मात्रा अलग होती है।
वायुमंडल की ऊपरी सीमा पर पृथ्वी को औसतन लगभग 1.94 कैलोरी प्रति वर्ग सेमी प्रति मिनट ऊर्जा प्राप्त होती है।
अपसौर एवं उपसौर
- अपसौर (Aphelion): पृथ्वी सूर्य से सबसे दूर होती है। यह स्थिति लगभग 4 जुलाई को होती है।
- उपसौर (Perihelion): पृथ्वी सूर्य के सबसे निकट होती है। यह स्थिति लगभग 3 जनवरी को होती है।
3. पृथ्वी की सतह पर सूर्यातप में भिन्नता
सूर्यातप की मात्रा तथा तीव्रता में दैनिक, मौसमी और वार्षिक परिवर्तन होते हैं।
मुख्य कारक हैं:
- पृथ्वी का अपने अक्ष पर घूमना
- सूर्य की किरणों का नति कोण
- दिन की अवधि
- वायुमंडल की पारदर्शिता
- स्थल विन्यास
पृथ्वी के अक्ष का झुकाव
पृथ्वी का अक्ष उसकी कक्षा के तल से लगभग 66½° का कोण बनाता है। यह झुकाव विभिन्न अक्षांशों पर प्राप्त सूर्यातप की मात्रा में मौसमी परिवर्तन का एक प्रमुख कारण है।
किरणों का नति कोण
उच्च अक्षांशों की ओर सूर्य की किरणें अधिक तिरछी पड़ती हैं। इसलिए समान ऊर्जा अधिक बड़े क्षेत्र में फैल जाती है और प्रति इकाई क्षेत्र प्राप्त ऊर्जा कम हो जाती है।
तिरछी किरणों को वायुमंडल की अधिक मोटाई से होकर गुजरना पड़ता है, जिससे अवशोषण, प्रकीर्णन और विसरण अधिक होता है।
तिरछी किरणें: अधिक क्षेत्र → कम ऊर्जा प्रति इकाई क्षेत्र
4. वायुमंडल से सौर विकिरण का गुजरना
वायुमंडल लघु तरंग वाले सौर विकिरण के प्रति अधिकांशतः पारदर्शी है।
लेकिन क्षोभमंडल में उपस्थित जलवाष्प, ओजोन तथा अन्य गैसें निकट अवरक्त विकिरण के कुछ भाग को अवशोषित करती हैं।
वायुमंडल में उपस्थित बहुत छोटे निलंबित कण दृश्य प्रकाश का प्रकीर्णन करते हैं। इसी प्रक्रिया से आकाश का नीला रंग तथा सूर्योदय और सूर्यास्त के समय सूर्य का लाल दिखाई देना समझा जा सकता है।
5. सूर्यातप का स्थानिक वितरण
पृथ्वी की सतह पर प्राप्त सूर्यातप की मात्रा लगभग 320 W/m² उष्ण कटिबंध से लेकर लगभग 70 W/m² ध्रुवों तक पाई जाती है।
अधिकतम सूर्यातप सामान्यतः उपोष्णकटिबंधीय मरुस्थलों में प्राप्त होता है क्योंकि वहाँ बादल कम होते हैं।
विषुवत वृत्त को उष्ण कटिबंध की तुलना में अपेक्षाकृत कम सूर्यातप प्राप्त होता है क्योंकि वहाँ बादल अधिक होते हैं।
समान अक्षांश पर सामान्यतः महाद्वीपीय भाग महासागरीय भागों की तुलना में अधिक सूर्यातप प्राप्त करते हैं।
6. वायुमंडल का तापन एवं शीतलन
वायुमंडल के तापन में तीन प्रमुख प्रक्रियाएँ महत्वपूर्ण हैं:
- चालन (Conduction)
- संवहन (Convection)
- अभिवहन (Advection)
चालन
असमान तापमान वाले दो पिंडों के संपर्क में आने पर गर्म पिंड से ठंडे पिंड की ओर ऊष्मा के स्थानांतरण को चालन कहते हैं।
पृथ्वी की सतह के संपर्क में आने वाली वायु को गर्म करने में चालन महत्वपूर्ण है।
संवहन
पृथ्वी की गर्म सतह के संपर्क में आने वाली वायु गर्म होकर ऊपर उठती है। वायु के इस ऊर्ध्वाधर संचलन द्वारा ऊष्मा के स्थानांतरण को संवहन कहते हैं।
संवहन मुख्यतः क्षोभमंडल तक सीमित रहता है।
अभिवहन
वायु के क्षैतिज संचलन द्वारा ऊष्मा के स्थानांतरण को अभिवहन कहते हैं।
मध्य अक्षांशों में दैनिक मौसम परिवर्तन में अभिवहन का महत्वपूर्ण योगदान होता है। उत्तरी भारत में गर्मियों में चलने वाली लू इसका एक उदाहरण है।
चालन → संपर्क
संवहन → ऊर्ध्वाधर गति
अभिवहन → क्षैतिज गति
7. पार्थिव विकिरण
सूर्य से प्राप्त लघु तरंग ऊर्जा पृथ्वी की सतह को गर्म करती है। गर्म होने के बाद पृथ्वी स्वयं एक विकिरण पिंड बन जाती है।
पृथ्वी मुख्यतः दीर्घ तरंग विकिरण के रूप में ऊर्जा वायुमंडल और अंतरिक्ष की ओर भेजती है।
कार्बन डाइऑक्साइड तथा अन्य हरितगृह गैसें इस दीर्घ तरंग विकिरण के एक महत्वपूर्ण भाग को अवशोषित करती हैं।
सूर्य → लघु तरंग विकिरण → पृथ्वी की सतह
पृथ्वी → दीर्घ तरंग पार्थिव विकिरण → वायुमंडल
8. पृथ्वी का ऊष्मा बजट
पृथ्वी द्वारा प्राप्त सौर ऊर्जा और अंतरिक्ष में वापस भेजी जाने वाली ऊर्जा के बीच समग्र संतुलन को पृथ्वी का ऊष्मा बजट या ऊष्मा संतुलन कहा जाता है।
यदि वायुमंडल की ऊपरी सीमा पर प्राप्त सौर ऊर्जा को 100 इकाई माना जाए:
- लगभग 35 इकाई अंतरिक्ष में परावर्तित।
- लगभग 65 इकाई अवशोषित।
- लगभग 14 इकाई वायुमंडल द्वारा अवशोषित।
- लगभग 51 इकाई पृथ्वी की सतह द्वारा अवशोषित।
↓
35 इकाई परावर्तित + 65 इकाई अवशोषित
पृथ्वी की सतह द्वारा अवशोषित 51 इकाइयाँ पार्थिव विकिरण के रूप में वापस निकलती हैं। इनमें से लगभग 17 इकाइयाँ सीधे अंतरिक्ष में चली जाती हैं और लगभग 34 इकाइयाँ वायुमंडल द्वारा अवशोषित होती हैं।
वायुमंडल अंततः लगभग 48 इकाइयाँ अंतरिक्ष में वापस भेजता है। इसलिए:
प्राप्त ऊर्जा = वापस जाने वाली ऊर्जा
9. शुद्ध ऊष्मा बजट में भिन्नता
पृथ्वी की प्रत्येक जगह पर विकिरण संतुलन समान नहीं है। कुछ क्षेत्रों में ऊष्मा का अधिशेष होता है, जबकि कुछ क्षेत्रों में ऊष्मा की कमी होती है।
लगभग 40° उत्तर से 40° दक्षिण के बीच शुद्ध विकिरण संतुलन सामान्यतः अधिशेष में रहता है, जबकि ध्रुवीय क्षेत्रों में विकिरण की कमी पाई जाती है।
वायुमंडलीय परिसंचरण और महासागरीय धाराएँ उष्ण कटिबंध से अतिरिक्त ऊष्मा को उच्च अक्षांशों की ओर ले जाती हैं।
ध्रुव → ऊष्मा की कमी
वायुमंडल + महासागर → ऊष्मा का पुनर्वितरण
10. तापमान
सूर्यातप और पृथ्वी की सतह के बीच परस्पर क्रिया से उत्पन्न ऊष्मा को तापमान के रूप में मापा जाता है।
ऊष्मा पदार्थ के अणुओं की गति से संबंधित है, जबकि तापमान किसी पदार्थ या स्थान के गर्म अथवा ठंडा होने की मात्रा का माप है।
11. तापमान के वितरण को नियंत्रित करने वाले कारक
- अक्षांश
- ऊँचाई
- समुद्र से दूरी
- वायुसंहतियाँ
- महासागरीय धाराएँ
- स्थानीय कारक
अक्षांश
अक्षांश के साथ सूर्यातप की मात्रा और किरणों का कोण बदलता है, इसलिए तापमान भी अक्षांश के अनुसार बदलता है।
ऊँचाई
वायुमंडल मुख्यतः पार्थिव विकिरण द्वारा नीचे से गर्म होता है। इसलिए सामान्यतः ऊँचाई बढ़ने के साथ तापमान घटता है।
समुद्र से दूरी
स्थल जल्दी गर्म और जल्दी ठंडा होता है, जबकि जल धीरे गर्म और धीरे ठंडा होता है। इसलिए समुद्र के निकट तापमान की वार्षिक तथा दैनिक सीमा अपेक्षाकृत कम होती है।
वायुसंहतियाँ
गर्म वायुसंहतियाँ तापमान बढ़ाती हैं जबकि ठंडी वायुसंहतियाँ तापमान घटाती हैं।
महासागरीय धाराएँ
गर्म महासागरीय धाराएँ निकटवर्ती तटीय क्षेत्रों का तापमान बढ़ाती हैं, जबकि ठंडी धाराएँ तापमान कम करती हैं।
स्थानीय कारक
ढाल, वनस्पति, स्थलाकृति, दिशा तथा अन्य स्थानीय परिस्थितियाँ भी तापमान को प्रभावित कर सकती हैं।
12. तापमान का वितरण
विश्व के तापमान वितरण को मानचित्र पर सामान्यतः समताप रेखाओं (Isotherms) द्वारा दिखाया जाता है।
समताप रेखा वह रेखा है जो समान तापमान वाले स्थानों को जोड़ती है।
जनवरी का तापमान वितरण
जनवरी में उत्तरी गोलार्द्ध में स्थल भाग का विस्तार दक्षिणी गोलार्द्ध की तुलना में अधिक है। इसलिए यहाँ महाद्वीपीयता और महासागरीय धाराओं का प्रभाव अधिक स्पष्ट दिखाई देता है।
गल्फ स्ट्रीम तथा उत्तरी अटलांटिक ड्रिफ्ट जैसी गर्म महासागरीय धाराएँ उत्तरी अटलांटिक को अपेक्षाकृत गर्म रखती हैं, जिसके कारण समताप रेखाएँ महासागर पर उत्तर की ओर मुड़ती हैं।
इसके विपरीत साइबेरिया जैसे महाद्वीपीय आंतरिक क्षेत्रों में तापमान बहुत कम होता है और समताप रेखाएँ दक्षिण की ओर मुड़ती हैं।
जुलाई का तापमान वितरण
जुलाई में समताप रेखाएँ सामान्यतः अक्षांशों के समानांतर दिखाई देती हैं, यद्यपि महाद्वीपीयता का प्रभाव भी महत्वपूर्ण बना रहता है।
एशिया के उपोष्णकटिबंधीय महाद्वीपीय भागों में तापमान अत्यधिक अधिक हो सकता है।
वार्षिक तापांतर
सबसे गर्म और सबसे ठंडे महीनों के औसत तापमान के अंतर को वार्षिक तापांतर कहते हैं।
महाद्वीपों के आंतरिक भागों में वार्षिक तापांतर अधिक होता है। उत्तर-पूर्वी यूरेशिया में यह विशेष रूप से अधिक पाया जाता है। इसका प्रमुख कारण महाद्वीपीयता (Continentality) है।
13. तापमान का व्युत्क्रमण
सामान्यतः ऊँचाई बढ़ने के साथ तापमान घटता है। इसे सामान्य ह्रास दर कहते हैं।
कभी-कभी यह सामान्य स्थिति उलट जाती है और ऊँचाई के साथ तापमान बढ़ने लगता है। इसे तापमान का व्युत्क्रमण (Temperature Inversion) कहते हैं।
व्युत्क्रमण के लिए अनुकूल परिस्थितियाँ
- स्वच्छ आकाश
- लंबी शीतकालीन रातें
- शांत वायु
- रात में पृथ्वी की सतह का तीव्र विकिरण
सतही व्युत्क्रमण के प्रभाव
सतही व्युत्क्रमण निचले वायुमंडल में स्थिरता बढ़ाता है। धुआँ और धूलकण व्युत्क्रमण परत के नीचे जमा हो सकते हैं। इसी कारण सर्दियों की सुबह घना कोहरा सामान्य घटना हो सकती है।
पर्वतीय क्षेत्रों में वायु अपवाह
रात में पहाड़ों की ढलानों पर ठंडी एवं भारी वायु गुरुत्वाकर्षण के प्रभाव से नीचे की ओर बहती है और घाटियों में एकत्र होती है। इस प्रक्रिया को वायु अपवाह (Air Drainage) कहते हैं।
यह प्रक्रिया पौधों को पाले से होने वाली क्षति से बचाने में सहायक हो सकती है।
14. दो महत्वपूर्ण वैज्ञानिक अवधारणाएँ
प्लैंक का नियम
कोई पिंड जितना अधिक गर्म होगा, वह उतनी ही अधिक ऊर्जा का विकिरण करेगा और उस विकिरण की तरंगदैर्ध्य उतनी ही छोटी होगी।
विशिष्ट ऊष्मा
किसी पदार्थ के एक ग्राम का तापमान एक डिग्री सेल्सियस बढ़ाने के लिए आवश्यक ऊर्जा की मात्रा को उसकी विशिष्ट ऊष्मा कहते हैं।
⚡ Quick Revision | त्वरित पुनरावृत्ति
- Insolation: Incoming Solar Radiation.
- Solar Radiation: मुख्यतः short-wave radiation.
- Aphelion: Earth farthest from Sun — around 4 July.
- Perihelion: Earth nearest to Sun — around 3 January.
- Earth's Axial Tilt: लगभग 66½° with orbital plane.
- Maximum Insolation: Subtropical deserts.
- Conduction: Heat transfer through contact.
- Convection: Vertical movement of heated air.
- Advection: Horizontal movement of air.
- Terrestrial Radiation: Earth emits mainly long-wave radiation.
- Heat Budget: Overall balance between incoming and outgoing radiation.
- 100 Units: 35 reflected + 65 absorbed.
- Net Radiation Surplus: Approximately 40°N to 40°S.
- Isotherm: Line joining places of equal temperature.
- Normal Lapse Rate: 6.5°C per 1,000 m.
- Temperature Distribution Factors: Latitude, altitude, distance from sea, air masses, ocean currents and local factors.
- Continentality: Major reason for high annual temperature range in continental interiors.
- Temperature Inversion: Temperature increases with height instead of decreasing.
- Air Drainage: Cold dense air flows downslope and accumulates in valleys.
- Planck's Law: Hotter body → more energy + shorter wavelength.
- Specific Heat: Energy required to raise 1 g substance by 1°C.
इस Chapter से विशेष रूप से इन concepts को समझकर तैयार करें:
1. Insolation और उसकी variability
2. Latitude और angle of incidence
3. Conduction, Convection और Advection में अंतर
4. Terrestrial Radiation
5. Earth's Heat Budget — 100 → 35 + 65
6. Net Radiation Surplus और Deficit
7. Temperature distribution के factors
8. January vs July temperature distribution
9. Annual range और Continentality
10. Temperature Inversion और Air Drainage
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Insolation → Heating → Radiation → Heat Balance → Temperature → Distribution → Inversion
इस Chapter में केवल definitions याद करने के बजाय “ऊर्जा कहाँ से आई, कहाँ गई और उसके परिणामस्वरूप तापमान क्यों बदला?” इस प्रश्न को आधार बनाकर पढ़ें। यही approach इस पूरे Chapter को एक connected geographical system में बदल देती है।