潜在蒸発散量

潜在蒸発散量( PET ) または潜在蒸発量( PE ) は、十分な水が利用可能であった場合に、特定の作物、土壌、または生態系によって蒸発および蒸散される水の量です。これは、水の蒸発または蒸散に利用可能なエネルギーと、水蒸気を地面から下層大気に輸送して元の場所から遠ざけるために利用可能な風を反映しています。潜在蒸発散量は、水深または土壌水分率で表されます。

実際の蒸発散量が、大気の表面からの水分需要と表面の水分供給能力の純結果であると考えられる場合、PET は需要側 (蒸発需要とも呼ばれる) の尺度となります。表面温度、気温、日射量、風はすべてこれに影響します。乾燥地とは、年間の潜在蒸発量が年間降水量を超える場所です。

多くの場合、潜在蒸発散量の値は、基準面、通常は短い草が優勢な土地（ただし、これは観測所ごとに異なる場合があります）にある近くの気象観測所で計算されます。この値は基準蒸発散量（ET ₀）と呼ばれます。十分な水がある場合、実際の蒸発散量は潜在蒸発散量に等しいと言われています。蒸発散量が潜在蒸発散量を超えることはありませんが、蒸発するのに十分な水がない場合や、植物が成熟して容易に蒸散できない場合は、蒸発散量が低くなる可能性があります。米国の一部の州では、アルファルファ基準のET値が高いため、一般的な短い緑の草の基準ではなく、高さ0.5メートル（1.6フィート）の完全被覆アルファルファ基準作物を使用しています。 [ ^1]

夏、晴れて雲が少ない日、赤道に近い日には、蒸発に必要なエネルギー (熱) を供給する太陽放射のレベルが高くなるため、可能蒸発散量は高くなります。風の強い日にも可能蒸発​​散量は高くなります。蒸発した水分は、降水する前に地面や植物の表面から素早く移動し、その場所をより多くの蒸発が埋めることができるためです。

可能蒸発散量は通常、他の気候要因から間接的に測定されますが、自由水（湖や海洋の場合）などの表面の種類、裸地の土壌の種類、および植生の密度と多様性によっても異なります。可能蒸発散量の値は、多くの場合、近くの気象観測所の基準表面（通常は短い草地）で計算されます。この値は基準蒸発散量と呼ばれ、表面係数を掛けることで可能蒸発散量に変換できます。農業では、これは作物係数と呼ばれます。可能蒸発散量と実際の降水量の差は、灌漑計画に使用されます。

平均年間潜在蒸発散量は、平均年間降水量（記号はP）と比較されることが多い。この2つの比率、P / PETは乾燥指数である。湿潤亜熱帯気候は、暑く湿気の多い夏と寒く穏やかな冬を伴う気候帯である。北緯50° ^[2]から北緯70°の間の亜北極地域では、地域の気候に応じて、短く穏やかな夏と凍えるような冬が訪れる。降水量と蒸発散量は少なく（温暖な地域に比べて）、植生は針葉樹林/タイガ林の特徴である。

${\displaystyle PET=16\left({\frac {L}{12}}\right)\left({\frac {N}{30}}\right)\left({\frac {10T_{d}}{I}}\right)^{\alpha }}$ どこ

${\displaystyle PET}$推定潜在蒸発散量（mm/月）

${\displaystyle T_{d}}$計算対象月の1日の 平均気温（摂氏度。負の場合は を使用）${\displaystyle 0}$

${\displaystyle N}$計算される月の日数です

${\displaystyle L}$計算対象となる月の平均日長（時間）です

${\displaystyle \alpha =(6.75\times 10^{-7})I^{3}-(7.71\times 10^{-5})I^{2}+(1.792\times 10^{-2})I+0.49239}$

${\displaystyle I=\sum _{i=1}^{12}\left({\frac {T_{m_{i}}}{5}}\right)^{1.514}}$12か月の平均気温によって決まる暑さ指数です。^[3]${\displaystyle T_{m_{i}}}$

この方程式の多少修正された形は、CWソーンウェイトとマザーによる後の出版物（1955年と1957年）に登場します。^[4]

ペンマン方程式は、開放水面からの蒸発 (E) を表すもので、1948 年にハワード ペンマンによって開発されました。ペンマン方程式では、E を予測するために毎日の平均気温、風速、気圧、太陽放射が必要です。このようなデータの取得が現実的でない場合は、より単純な水文気象方程式が引き続き使用され、特定の状況 (例: 湿潤気候と乾燥気候) 内で比較可能な結果が得られます。

ペンマン・モンティス方程式は、気象に基づく植生の土地面積の蒸発散量（ET）の推定値を改良する。この方程式はFAOによって潜在蒸発散量₀を取得するために導き出された。^[5]この方程式は推定値に関して最も正確なモデルの1つとして広く認められている。

${\displaystyle ET_{o}={\frac {0.408\Delta (R_{n}-G)+{\frac {900}{T}}\gamma u_{2}\delta e}{\Delta +\gamma (1+0.34u_{2})}}}$

ET ₀ = 潜在蒸発散量、蒸発散水量（mm/^日）

Δ = 気温による飽和比湿度の変化率。(Pa K ⁻¹ )

R _n = 純放射照度（MJ m ⁻² day ⁻¹）、エネルギーフラックスの外部源

G = 地中熱流束（MJ m ⁻² day ⁻¹）、通常は1日あたり0に相当

T = 2mにおける気温（K）

u_2 = 2mの高さでの風速 (m ⁻¹ )

δ e =蒸気圧不足 (kPa)

γ =湿度定数( γ ≈ 66 Pa K ⁻¹ )

注意：係数 0.408 と 900 は単位なしではありませんが、エネルギー値から同等の水深への変換を表します：radiation [mm day ⁻¹ ] = 0.408 radio [MJ m ⁻² day ⁻¹ ]。

Priestley-Taylor 方程式は、観測への依存を排除​​するために、Penman-Monteith 方程式の代替として開発されました。Priestley-Taylor では、放射 (放射照度) 観測のみが必要です。これは、Penman-Monteith 方程式から空気力学項を削除し、経験的に導出された定数係数を追加することによって行われます。 ${\displaystyle \alpha}$

プリーストリー・テイラーモデルの根底にある概念は、水が豊富な植生地帯の上を移動する気団は水で飽和するというものである。このような状況では、実際の蒸発散量はペンマンの潜在蒸発散率と一致する。しかし、観測により、実際の蒸発量は潜在蒸発量の1.26倍であることが明らかになったため、実際の蒸発量の式は潜在蒸発散量に を掛けることで求められた。ここでの仮定は、水供給が豊富な植生（つまり、植物の水分ストレスが低い）に対するものである。水分ストレスが高い乾燥地域などの地域では、より高い値になると推定される。^[6]${\displaystyle \alpha}$${\displaystyle \alpha}$

植物に覆われた表面上を移動する気団が水分を豊富に含んだ状態で飽和するという仮定は、後に疑問視されるようになった。大気の最も低く乱流の多い部分である大気境界層は、閉じた箱ではなく、常に上空の大気から地表に向かって乾燥した空気を運んでいる。乾燥した大気中では水が蒸発しやすいため、蒸発散が促進される。これが、プリーストリー・テイラーパラメータの値が 1 より大きいことの説明になる。システムの適切な平衡が導出されており、大気境界層とその上にある自由大気の界面の特性が関係している。^{[7] [8]}${\displaystyle \alpha}$

• 気候変動による水循環への影響
• 蒸発
• 水蒸気
• 水循環
• ケッペンの気候区分

• ペンマン、HL (1948)。「開放水面、裸地、草地からの自然蒸発」。Proc  . R. Soc . A193 (1032)。ロンドン、イギリス：120–145。Bibcode ：1948RSPSA.193..120P。doi ：10.1098/ rspa.1948.0037。PMID 18865817。
• Brutsaert, WH (1982)。大気中への蒸発：理論、歴史、応用。ドルドレヒト、オランダ：D. Reidel。ISBN 90-277-1247-6。
• ボナン、ゴードン（2002）。生態気候学。ケンブリッジ、イギリス：CUP。ISBN 0-521-80476-0。

• ag.arizona.edu 潜在蒸発量の地球地図。