数理环境评似学-muses.muses.tottori.doc

PAGE  PAGE  PAGE 28 ５．蒸発散 　蒸発は自然界で重要な役割を果たしている．水そのものの動きだけでなく太陽によって与えられたエネルギの地球上での移動にも深くかかわっているからである．蒸発現象は蒸発面とその直上の大気との湿度差によって生じる．このメカニズムは理解されているものの，蒸発面が水面，土壌面，植生面など多岐にわたるため，その正確な測定は難しい．　　 　蒸発現象は大変奥深くかつ興味深いものであるが，生態系の適正管理のためには，面的に広がった地域からの蒸発量が問題となる．海洋，湖沼，砂漠などを除けば，面的な広がりを持つ地域には何らかの植生が存在する．植生がある場からの蒸発は植物による蒸散と土壌面からの蒸発を合計したもの（蒸発散）となる．しかし，これらを分離して定量するのは難しい．そこで，蒸発散を直接推定する方法が考案されてきた．ここでは，その代表的なものを説明し，実際に蒸発散量の計算を行ってみる． 5.1地上の熱収支 　Fig. 5.1に地表面における放射のやりとりを示した．太陽から降り注いだ日射（短波放射）は雲や地表面に反射されたり，吸収されたり，空気中の水蒸気に吸収されたりする．日射に Fig. 5.1　地表面における放射のやりとり は直接太陽から地表面に到達する直達日射と，雲や大気中の水蒸気などで散乱されて地表面に到達する散乱日射とがある．これらを合わせて全天日射という．日射のエネルギ－を吸収した物質は熱をもつ．熱を帯びた物質からは長波放射が発せられる．長波放射のうち水蒸気や雲から地表面に降り注ぐものを特に大気放射という．また，地表面からでる長波放射を地表面放射という．これらの放射収支は次式で表される． (5.1) ここで，Rn：純放射 (W m-2)，Rad：地表面での全天日射(W m-2)，Lsky：大気放射 (W m-2)，Lsoil：地表面放射 (W m-2)，Rref：地表面反射 (W m-2)である．地表面反射は全天日射が地表面で反射されたものであるから，地表面の反射率（アルベド），?，を導入することによって(5.1)式は次式のように簡単化できる． (5.1d) アルベドは物質の表面によって異なる値をとり，同じ面でも水分状態の違いで異なる値となる．Table 5.1に種々の表面におけるアルベドをまとめた． Table 5.1　種々の表面のアルベド 表面の種類 備 考 アルベド 裸地 暗い （湿潤） 0.08～0.2 明るい（乾燥） 0.25～0.40 草地 草丈1m 0.16～ 草丈2cm 0.26 水面 0.06～0.08 　長波放射（Ｌ）はステファン?ボルツマンの法則に従い，表面温度から計算される． (5.2) ここで，σ：ステファン?ボルツマン定数（5.67×10-8 W m-2 K-2)，Ｔ：表面の温度（℃），ε：射出率（黒体ならば1.0)である． 　(5.1)，(5.1d)においてLsky－Lsoilを有効放射（RL）という． 　(5.1)あるいは(5.1d)式の各項は実測することが望ましい．しかし，それらを精度よく測定するのは容易ではない．そこで，種々の推定式が提案されてきた． 　全天日射量は大気圏外日射量(Rout)と日照時間(n)，可照時間(N)とから求められる． (5.3) ここで，大気圏外放射および可照時間は測定地点の緯度，計算する日の積算日数（１月１日から積算した日数），時角，赤緯などから計算されるが，ここではこれ以上触れないこととする． 　有効放射は次式より推定できる． (5.4) ここで，Ta：気温（℃），e：空気の水蒸気圧（hPa)である． ところで，(5.1)あるいは(5.1d)において，地表面での放射収支の結果，純放射量が残差項として残る．この純放射は地表面において水を気化する（蒸発させる）エネルギー（潜熱伝達量，lE）と地表面そのものを温めた結果，気温との温度差によって地表面から大気へ輸送されるエネルギー（顕熱伝達量，H），ならびに地中へ伝わるエネルギー（地中熱伝達量, G）として消費される．Fig. 5.2は地表面におけるエネルギー（熱）のやりとりを示した． 　 Fig. 5.2　地表面の熱収支 　純放射量(Rn)と潜熱伝達量（lE)，顕熱伝達量(H)，地中熱伝達量(G)の間には次の関係が成り立つ． (5.5) ここで，それぞれの単位はW m-2である．潜熱伝達量は蒸発フラックスE(kg m-2 s-1)に水の蒸発潜熱l（1g