蒸発散

蒸発散量（ET ）とは、地球の表面（開いた水面や氷面、裸地や植物）から大気中に水を移動させる複合的なプロセスを指します。^{[2] : 2908}蒸発（土壌、樹冠、水域から空気中への水の直接移動）と蒸散（植物の葉の気孔または開口部を通して起こる蒸発）の両方が含まれます。蒸発散量は地域の水循環と気候の重要な部分であり、その測定は農業灌漑と水資源管理において重要な役割を果たします。^[3]

蒸発散は次のように定義されます。「地球の表面を構成する開水面や氷面、裸地、植生から水が大気中へ移動する複合プロセス」 ^{[2] : 2908}

^{蒸発散量は蒸発と蒸散を組み合わせたもので、作物の水分必要量、灌漑計画、 [4]}および流域管理^[5]をよりよく理解するために測定されます。蒸発散量の2つの主要な要素は次のとおりです。

• 蒸発：土壌や水域などの水源から空気中へ水が直接移動する現象。熱、湿度、太陽放射、風速などの要因によって影響を受ける。^{[6] ：第1章「蒸発」}
• 蒸散：根系から植物を通り抜け、水蒸気として空気中に排出される水の動き。この排出は植物の気孔から行われます。蒸散の速度は、植物の種類、土壌の種類、気象条件、水分含有量、栽培方法などの要因によって左右されます。^{[6] ：第 1 章「蒸散」}

蒸発散量は通常、一定時間当たりの水のミリメートル（つまり、地球の表面積の単位面積あたりに移動する水の量）で測定されます。^{[6] : 第1章「単位」}世界的には、平均して陸上降水量の5分の3から4分の3が蒸発散によって大気中に戻されると推定されています。^{[7] [8] [9] : 第1章}

蒸発散は、一般に、大気中に水を戻すことに関与する他のメカニズムを説明するものではありませんが、高標高または高緯度地域での雪や氷の昇華など、これらのメカニズムの一部は、標準的な条件下でも大気中の水分に大きく貢献する可能性があります。

特定の地域における蒸発散量は、主に3つの要因によって制御されます。^[10]まず、存在する水の量。次に、空気と土壌に存在するエネルギーの量（例：地球の表面温度で測定される熱）。そして、3番目に、大気が水を吸収する能力（湿度）です。

2番目の要因（エネルギーと熱）に関して：気候変動は地球の気温を上昇させました（計測温度記録を参照）。この地球温暖化により陸上の蒸発散量が増加しました。^{[11] ：1057}蒸発散量の増加は気候変動が水循環に与える影響の1つです。

植生の種類は蒸発散量に影響します。^[12]例えば、草本植物は一般的に葉が少ないため、木本植物よりも蒸散量が少なくなります。また、深く根を張った植物は、根が植物や葉に多くの水を引き込むことができるため、より継続的に水分を蒸散できます。別の例として、針葉樹林は常緑であるため、特に休眠期の冬と早春には、落葉 広葉樹林よりも蒸発散率が高くなる傾向があります。^[13]

植生が豊富な地域では、蒸散は蒸発散量（蒸発量に比べて）の大きな要素です。^[14]その結果、森林のような密集した植生は蒸発散量を増加させ、水収量を減少させる可能性があります。

例外として、雲霧林と熱帯雨林がある。雲霧林では、木々が霧や低い雲の中の液体の水を表面に集め、それがやがて地面に滴り落ちる。これらの木々も蒸発散に寄与しているが、蒸発・蒸散する量よりも多くの水を集めることが多い。^{[15] [16]}熱帯雨林では、蒸発散によって森林内の湿度が上昇するため（その一部は凝結し、地表で雨として経験される降水量としてすぐに戻る）、水収量が増加する（同じ気候帯の伐採された森林でない土地と比較して）。植生の密度によって日光が遮られ、地表温度が下がる（それによって地表蒸発による損失が減少する）とともに、風速が低下する（それによって空気中の水分の損失が減少する）。これらの複合効果により、地表水の流れが増加し、地下水位が上昇する一方で、熱帯雨林は保全される。熱帯雨林の伐採は、地表温度と風速の上昇、伐採と焼却による植生の喪失または意図的な破壊、風による土壌水分の減少、強風や降雨による土壌の浸食などにより、砂漠化につながることが多い。[ ^{17] [18]}

灌漑されていない地域では、実際の蒸発散量は通常、降水量より多くはありませんが、土壌の保水能力に応じて、ある程度の緩衝と時間の変動があります。浸透や表面流出によっていくらかの水が失われるため、通常はそれより少なくなります。例外は、地下水位が高い地域で、毛細管現象により地下水の水が土壌マトリックスを通って表面に戻ることがあります。潜在蒸発散量が実際の降水量より多い場合、灌漑を使用しない限り、条件が安定するまで土壌は乾燥します。

蒸発散量は、重量式ライシメータまたはパンライシメータで直接測定できます。ライシメータは、植物とそれに関連する土壌の重量、および降雨や灌漑によって追加された水を継続的に測定します。次に、重量の変化を測定することで、土壌の水分貯蔵量の変化をモデル化します。適切に使用すると、狭い範囲での蒸発散量を正確に測定できます。

大気中の水蒸気フラックスを直接測定することは困難であったり、時間がかかるため、^{[9] ：Ch. 1}蒸発散量は通常、直接測定に頼らないいくつかの異なる方法のいずれかによって推定されます。

蒸発散量は、特定の地域の水収支方程式を評価することによって推定できます。水収支方程式は、流域内に蓄えられた水の変化 ( S ) とその入力および出力を関連付けます。

${\displaystyle \Delta S=P-ET-QD\,\!}$

この式では、流域内に貯留される水の変化 ( ΔS ) は、降水量 ( P ) (流域に入る水)、蒸発散量 ( ET )、流量 ( Q )、地下水涵養量( D ) (流域から出る水) に関連しています。この式を変形すると、他の変数の値がわかっていれば ET を推定できます。

${\displaystyle ET=P-\デルタ SQD\,\!}$

推定の 2 番目の方法は、エネルギーバランスを計算することです。

${\displaystyle \lambda E=R_{n}-GH\,\!}$

ここで、λEは水の相を液体から気体に変えるのに必要なエネルギー、R _nは正味放射、Gは土壌熱流束、H は顕熱流束です。シンチロメーター、土壌熱流束プレート、放射計などの機器を使用すると、エネルギーバランスの要素を計算し、実際の蒸発散に利用できるエネルギーを解くことができます。

SEBALとMETRICアルゴリズムは、衛星画像を使用して地球表面のエネルギーバランスを解きます。これにより、実際の蒸発散量と潜在的な蒸発散量の両方をピクセルごとに計算できます。蒸発散量は、水管理と灌漑パフォーマンスの重要な指標です。SEBALとMETRICは、これらの重要な指標を日、週、年単位で時間と空間にマッピングできます。^[19]

風、気温、湿度などの気象データがあれば、基準 ET を計算できます。基準 ET を計算するための最も一般的で広く使用されている式は、ペンマン方程式です。ペンマン–モンティスの変形は、国連食糧農業機関^[20]と米国土木学会^[21]によって推奨されています。より単純なブレイニー–クリドル方程式は、長年米国西部で人気がありましたが、湿度の高い湿潤地域ではそれほど正確ではありません。気象データから蒸発散量を推定する他の方程式には、単純ですが特定の場所に合わせて調整する必要があるマッキンク方程式や、ハーグリーブス方程式があります。

基準蒸発散量を実際の作物蒸発散量に変換するには、作物係数とストレス係数を使用する必要があります。多くの水文学モデルで使用されている作物係数は、作物が季節性があり、一般的に植物の行動が年間を通じて変化するため、通常、年間を通じて変化します。多年生植物は複数の季節にわたって成熟しますが、一年生植物は^数シーズンしか生き残れない^ため、ストレス反応は植物の種類や状態の多くの側面に大きく依存する可能性があります。

• アレクシ^[23]
• ベイツ^{[24] [25]}
• メトリック^[26]
• アブテュー法^[27]
• セバル^[28]
• セブス^[29]
• SSEBop ^[30]
• PT-JPL ^{[31] [32]}
• ETMonitor ^{[31] [33]}
• ETLook ^[31]
• ETウォッチ^{[34] [35]}

• 渦共分散フラックス（別名渦相関、渦フラックス）
• 気候変動による水循環への影響
• 水文学（農業）
• 埋立地パフォーマンスの水文学的評価(HELP)
• 潜熱流束
• 水評価計画システム (WEAP)
• 土壌植物大気連続体
• 灌漑不足
• バイオティックポンプ

• ニューメキシコ渦共分散フラックスネットワーク (Rio-ET)
• テキサス蒸発散ネットワーク
• 蒸発散量を測定するためのライシメータの使用と構築
• ワショー郡 (NV) Et プロジェクト
• 米国地質調査所