砂丘地における蒸発散について : 落花生畑の蒸発散量とエネルギーバランス

鳥取大砂丘研報。

(Bull,Sand Dune Res.

Inst,,Tottori Univ.)15ユ ー

7.1976.

砂丘 地 における蒸発 散 につ いて

― 落花生畑 の蒸発散量 とエ ネルギーバ ランス ー

矢

野

友

ズ 。長

EvapotranspiratiOn in

―

EvapotranspiratiOn

of peanuts ield一

―

智 男当 林

泰

弘

※

a Sand Dune Area

and energy balance

TomOhisa YANO・

_{TosiO cHo・ Yasuhiro HAYASHI・}

・ ヱ)ケυ渤 _{げ 島 琥Ю力} aノ 2夕 'α 」駒晩肇渤励Ъ Sttα Ettηι Rゼsιαィ♂力望%s″詢″″,

肋 物′

_{炒 げ И♂協}

,テ

肋陀

.

SuHlmary

Measuremenh On evapOtranspiration from peanuts by a veighinglysimeter

in the TOttOri sand Dunes in 1975 showed the maxiinum daily value of 9,4

m=n/day in August, On days、 vith high evapOrativity, cOnsiderably more

energy was consumed fOr evapotranspiration than _{、vas available from net} radiation. A relatively weaker cOrrelation was observed between evapo_

transpiration and net radiatiOn than between evapotranspiration and ciass A pan evapOration.Understrong wind,large vapor pressure,and high s01l water content conditions,daytirne latent heat flux exceeded the difference between the net radiation and the sOil heat flux. This was due to the downward nux of sensible heat、 vhich was verified by measurements of the air te■ _ト

perature profile. The downward nux of sensible heatin the daytiine has

often been cOnsidered to be evidence Of advection, and evapotranspiration in a sand dune area could be seriOusiy influenced by this effect.

1,ま

え が き 蒸発散は蒸発の潜熱による熱エネルギーの伝達現 象であ り

,植

物体および土壌面に到達 した系屯放射量 が

,顕

_{熱 として大気および土壊 に伝達 し, また}

_,潜

熱 として大気に伝達 されることによって

_,植

被面付 近の微気象環境が形成 される。蒸発散の研究におい ては

,植

_{被面のエネルギーバ ランスを把握すること} が重要 な問題であり

,近

年

,測

定技術の向上によっ て

,多

くの研究例 がみ られる。著者 らは

,こ

の数年 来

,砂

丘地 ほ場 に設置 した ライシメーターにより作 物の蒸発散量 を測定 し,また,糸屯放射量

,地

中熱伝達 量の測定 を行 ない

,砂

丘地 ほ場 におけるエネルギー バ ランス特性 を把握 した。 さらに

,熱

収支法 (ボー エ ン比法),空気力学的方法

,組

み合せ法などの微気 象的方法 によ り蒸発散量 を推定する場合

,ほ

場内外 の微気象環境の相違 に由来する移流エネルギーの存 在のために

,植

_{被面にで きるだけ近い高 さで微気象} 測定 を行 なう必要があることを見出 した (6,7)。 ここでは

,従

来の フローテ ィング型に替わるもの と ※農学部砂丘利用研究施 設 水文 。かんがい部 門

矢 野 友 久・長 智 男 ,林 泰 弘 して

,高

性 能 ウェイイ ング型 ライ ンメー ター を用 い て

,落

花生の蒸発散量 な らび にエ ネル ギーバ ラ ンス 項 を測定 し

,気

象条件 お よび土壌 水分条件 のエ ネル ギーバ ランス に及ぼす影響 につ いて

,若

千 の検討 を 行 なつた。

2.実

験 方 法 蒸発散量 の実測 は

,砂

丘 利用研 究施 設内の ほ場 に ないて

,ウ

ェイイ ング ライ シメー ター を用 いて行 な った。 これは精密 な秤で あ り, まず

,土

槽 (直径2

m,深

さ

1.5m)の

風袋重量 をて この原理 によ り相殺 す る。降雨 または蒸発 によ り上槽 に重量変化 が生 じ た場合 の計量 さるの変位 を検 出 し

,変

位 か ら重量変 化 を知 るもので ある。重量 変化 は 自記記録 され

,記

録 計の最小 目盛 は

500g(水

深0.16mm)であ る。長期 間の連続測定のため に

,加

除お も りによ る折返 し記 録機構 を採 用 した (連続 記録幅250 kg光 ライ シメー ター底 部 か らの排 水 は

,土

槽 と周辺 ほ場 の水分条 件 をで きるだ け等 しくす るため に

,フ

ィル ター を通 して負 圧 を か けて 重 力水 を吸 引

,排

水す る構造 と した(1と 供試作物 と して

,半

立性 落花 生 (千葉43号

)を

20 cm×30cmの 間隔で,ラ イシメー ター内 だ けではな く, 周辺効 果 をなるべ く少 な くす るため に, ライシメー ターを中心 と して16m×

20mに

対 して植 栽 した。肥 料 は

10a当

り

,元

肥 と して

CDU燐

加安 を

N:3 kg

相 当

,苦

土石灰40 kg,追 肥 と して

CDU燐

加安 およ び液肥住 友

2号

を N:12.7 1tg相 当,苦 土石灰40 kgを 施 用 した。播種 は昭和50年 4月 末

,収

穫 は 9月 末 に 行 なった。 ライ シメー ター による蒸発散 量 の測定 は昭和50年 6月 中旬 か ら9月 まで行 ない, と くに, 7月下旬 か ら8月 中旬 にかけて

,晴

天 日を対象 と して13日間の 集 中観測 を行 なった。観 測時 間は

7時

30分 か ら17時 30分 までの10時 間で あ る。観測 内容 は

,地

上

lmに

設置 した示 差輻射 計 による純 放射量

,ロ

ビンソ ン小 型風速 計 による風速 (高さ

lm),ア

スマ ン通風乾湿 計 による乾 ・湿 球 温 度 (高さ

30,40,50,70 cm),

測温抵抗体 温度計 によ る気 温 (地表面

,30,40,50,

70,100 cm)および地温 (深さ

2.5,5,10,20,30,

40cm),テ ンシオメー ター による土壌 水分吸 引圧 (深 さ

5,10,20,40c14)で

あ る。観瀬1は1時間 ごとに 行 ない

,蒸

発散量

,純

放射量 お よび風速 は1時間あ た りの値 を自記紙か ら読み とった。集中観測時の生 育状態は

,高

さ約15cln,葉 面積指数3.3であった。 かん水については

,砂

丘地 における慣行かん水量, 3日 間断20mmを 標準 とし

,天

候条件

,季

節 に応 じて 加減 し

,夕

方 に行 なった。

3,実

験結果 と考察

(1)日

蒸発散量 の季節 的変化 まず

_,全

期 間 に対す る 日蒸発散量 の変化 を図

-1

に示 す。 ここで

,降

雨 日においては

,雨

量 計の精度 が0.5mmで あり,蒸 発散量の測定精度 が無降雨 日に比 べて著 しく低下す るので

,プ

ロ ッ トか ら除外 した。 蒸発散 の ピー クは 7月 末 か ら8月 初 め にか けて生 じ てお り, 8月 1日 には最大値9,4mm/dayを示 した。 この時期 は

,太

平 洋 高気圧 の勢 力が強 く

,晴

天 に加 えて強 い南風 (陸風

)の

日が続 き

,湿

度 も低 く

,蒸

発 を うながす気象条件 にあ ったため に

,非

常 に大 き な蒸発散量 を示 した もので あ る。一 方, 8月下旬 に は

,一

時 的 に肥 料 が欠乏 したため か

,生

育状態 が悪 化 し, きわめて小 さい蒸発散 量 を示 した (図

-2お

よび図

-3参

照)

卜

Bra雪

粗

島記

'+Ro距

ngttF

鴫潔

ing 10

」une July August September

Fig。 1, Seasonal variations of daily evapo―

transpiration from peanuts in tlle Tottori

Sand Dunes, 1975. つ ぎに

, 7, 8月

における日蒸発散量 と純放射量 および大型蒸発計蒸発量 (直径1.2m)との関係を図

-2お

よび図

-3に

示 す。 ここで

,純

放射量 は蒸発 の潜熱(585 ca1/g,20℃)で 除して蒸発 当量 (mm/day) で示 した。 また

,図

においてかん水直前, 7月上旬 および8月下旬の値 につ いてはそれぞれ区別 を行 な った。 7月 上旬は

,ま

だ充分な生育状態が得 られて ︵ ぃ む ＼ Ｅ Ｅ ︶ 卜 園 ・ ・ヽ_．． ． ・ 。   一 ． ・ ・

・

_∵

・

，

，・

砂丘地 における蒸発散について いなかったために

_,比

_{較的小 さい蒸発散量 を呈 して} いる。一般 に

,純

放射量は

,単

独の気象要素として お っとも蒸発散量 との相関が強いと言われているが, ここでは相関係数

0.55(8月

_{下旬の 4日 間について} は計算から除外 した

)で ,比

較的弱い相関を示 して いる。 これは

,純

放射量以外の気象要素の蒸発散量 への影響が強いことを意味する。土壌水分の影響に ついては

,か

ん水直前の 日の値は

,も

し土壊水分が 充分多ければ

,全

体的に増加すべ きものであろう。 蒸発散に使われたエネルギーカ半屯放射量よ り大 きな 日がかなりの割合 を占めるのは注 目すべ きである。 一 日を単位 とした場合

,上

壌への貯 熱量はほぼ零 と み なしてよく

,純

放射量以_上の蒸発散に必要な熱エ ネルギーの不足分は大気から補給 されると言える。 このことについては

,後

で再度触れる。一方

,計

器 蒸発量は

,蒸

発現象に対する各気象要素の総合的な 効果の指標 とも考えられ

,そ

の蒸発散 に対する相関 は非常に高いと言われている。 こ こで は相 関係 数 0,78と なり,糸_{屯放射量に比べてかなり相関は高い。} 土壌水分の不足 が蒸発散 に及ばす影響はかなり現わ れてお り

,両

者の関係のばらつ きを増 している。生 育状態の影響につ いては, 7月上 旬

, 8月

下旬 とも に著 しく現われてお り

,こ

のような一年生作物 に対 して

,全

生育期間にわたって

,同

一の関係式で近似 させ ることは無理である。別の測定によれば

,比

較

O poor crop grOwth ・ (late Aug.) p°

°

r ittl,r路

4 0

プ猛

:1

柚晒

_…帥ド

X象

/=嚇

5

ポ

／

”

▲

仲︵．工

・ｘ・▲

6 Rn(lnln/day)

RelatiOn between daily evapOtranspiration (ET)and net radiatiOn(Rn)in」_口ly and August, 1975, 的に高い土壊水分 を保 った状態 における永年性牧草 の蒸発散量 と計器蒸発量 との関係は

,通

年 に対 して で も相関係数 0,9以 上の非常に強い相関を示 し

,生

育状態の影響はあまり現われていない(働_。 2 4 6 8 10 12 E LP(mm/day)

Fig.3. RelatiOn between daly evapotranspiration (ET)and class A pan evaporatiOn(E LPl in

」uly and August, 1975.

(2)植

被 面 の エ ネ ルギ ー バ ラ ンス 植被 面 のエ ネ ルギ ー収 支 式 は

Rn=Stt A tt LE

+Pで

表 わ され る。 こ こで

,Rn:糸

屯放 射 量

, Si

地 中熱伝達量

, A:顕

熱伝達量

, LE:潜

熱伝達量,

P:光

_{合成などに使用 される熱エネルギーであり} , 他の項 に比べて小 さく

,通

常は無視 される。地中熱 伝達量 は地中熱流板などによって直接測定できる力ヽ ここでは地温変化

,土

壌水分 を測定す ることによっ て温度積分法により求めた。潜熱伝達量は蒸発散量 の実測値 に蒸発の潜熱を乗 じて算定 し

,顕

熱伝達量 はエ ネルギー収支式の残差項 と して求めた。上記の エ ネルギー収支式はフラックスが鉛直方向であるこ とを仮定 してお り

,水

平方向の熱エネルギーの流れ がある場合には適用に注意が必要である。すなわち, ライシメーターなどで蒸発散量 を実測 した場合は, 地表面でのエネルギーバ ランスをとったことになり, 垂直収支式で充分であるが

,ボ

ーェ ン比法などで蒸 発散量 を算定 した場合は

,水

平 方向 フラックスを無 視す ることによる誤差が考えられる。 7月 下旬から8月 中旬 にかけて行 なった集中観預」 の結果を表

-1に

示す。 ここで

,気

温

(T)は

地上

lm,飽

差

(d)は

地上70 cmの_{値 である。土壌水分} 吸 引圧

(M)は

,主

根群が深 さ10cmま_{で に集中 して} ︵ 、 Ａ可 ＼ 日 日 ︶ 辟 ］ opoor ii:酬 ;ま

す

▲

poor i盤 1,r;ヽ

4

x just befOre irrigatiOn

ET=0.627 E LP+0.84 r=0,78

矢 野 友 久・長 智 男・林 泰 弘 いることか ら

,深

さ5 cmにおけるものを採用 した。 全体的な傾向 として

,純

放射量の変動 に比べて

,潜

熟伝達量の変動が大 きい。地中熱伝達量は初めの3 日がやや大 きく

,そ

の他の 日はほとんど変化がなしち これは

,集

中観測時の初期 において

,作

物の表面被 覆の程度が相対的に低 く

,裸

地面の露出度が高 く, したがって

,土

壊の貯 熱量 が大 きくなると考えられ る。土壊水分の多少による地中熱伝達量の相違は顕 著には現 われていない。純放射量以外の気象要素 と しては

,風

速の蒸発散量 に対する影響が強い。 とく のパ ター ンの違いが著 しい。 これは

,土

壌水分の多 少 によるエ ネルギー配分の違 いを示す もので

,顕

熱 伝達量は

,土

壌水分 が充分 に多い場合

,正

午 まで大 体零 に近いのに対 し

,土

壊水分が不足 している場合, 11時には正のかなり大 きい値 を示 している。地中熱 伝達量は

,土

壊水分 が不足 している場合

,午

前中に 貯 熱 量が大 きいことを示 す。図

-4(3)お

よび

(4)は

,風

速 が大 きく

,大

気が乾燥 し

,蒸

発能 が 高い条件の場合である。図

-4(3)は

土壊水分が 不足 している場合で

,顕

熱伝達量は正午か ら正の値 Table l. leasured evapotranspiration and weather cOnditions for 10-hour periods

(0730-1730)during Summer,1975. Date

ET

(mm) Ｒｎ 的 ＬＥ ｌｙ，

_{(ly) (ly) (℃}

S A T

) d u M

(mb) (m/sec)(cnd 20)

」uly 22 23 24 29 30 31 Au♂

dst 5

8 9 12 13 14 15 425.5 68.8 375.8 67.0 388.3 68.4 429.5 55,4 392.2 50.8 359.4 44.7 380.8 46.1 403.0 45.6 338.5 44.6 325.3 45,2 343.2 46.3 392.0 53.2 369.9 53.6 56.0 29,3 43,9 30。 9 82.3 31.2 - 2.3 34,4 -71.7 33.3 -42.4 33.7 28.0 33.3 - 9.0 27.1 -23.9 26.3 - 0.6 30.2 29,8 31.1 40.2 30.4 56,4 30.2 1.6 18 1.5 71 1.6 268 3.5 245 3.8 43 3.8 212 2,9 277 2.6 27 3.2 45 2.6 38 2.6 119 2.8 24 2.0 47 5。19 4.58 4.11 6.53 7.16 6.11 5。32 6.21 5.47 4.87 4.62 5.16 4.49 31Xl.7 264.9 237.6 376.4 413,1 357.1 306,7 366.4 317.8 280.7 267.1 298.6 259。9 11.3 15.0 13.1 27.2 23.7 24.5 22.0 12.8 13.7 11.3 17.9 15,1 12.7

Symbols are as follぃvs : ET tt measured evapotranspiration,LE==latent heat flux, Rn=net radiationi

S―soil heat fluxi A=sensible heat Flux; T==average air temperature; d=vapor pressure deficiti u==wind speed, M=average soil lvater potential Note i leaf area index 3.3

に

,7月

末 か ら8月 初 め にかけて南風 が卓越 した時 期 において は

,陸

風で あ ったため に飽差 が大 きく, きわめて乾燥 した気象条件 で あ ったので

,大

きな蒸 発散量 を示 して い る。 また, 7月22日 と8月 8日 の 例 が示 す よ うに

,同

様 な飽差で あって も

,風

速 が大 きければ蒸発散量 がか な り大 きくな ることが明 らか で ある。土壌水分の不足 による蒸発散量の抑制 につ いては

,程

度の差 はあ るが, きわめて よ く現 われて い る。 つ ぎに

,上

記 の13日間の 中で, 7月22日,24日, 29日,30日の4日 間につ いて

,エ

ネルギーバ ランス 項の時 間変化 を図

-4(1)∼

(4)に

示 す。 これ は

_,蒸

発能 が高 い条件 と低 い条件で

,そ

れぞれ

,土

壌水分 が充分 に多い 日と不足 してい る日の例 である。 まず

,図

-4(1)と

(2)は

蒸発能 がそれ程高 く ない条件の場合 で あ る。顕 熱伝 達量 と地 中熱伝 達量 に転 じて お り

,図

-4(2)と

似 た傾 向 を示 す。 し か し

,蒸

発能 が高い条件 にあ つたた め に

,午

前 中の 潜熱伝達量 が大 き く

,顕

熱伝達量 は わず か なが らで はあ るが

,10時

間総 計で負 の値 をとって い る。図―

4(4)は

,土

壌水分の不足 が ない場 合 で

,潜

熱伝 達 量 は非 常 に大 きく

,純

放射量 にほぼ等 しい か

,そ

れよ り大 きな値 を示 してい る。 したが って

,顕

熱伝 達量 は常 に負 の値 をとって い る。 一般 に

,気

温 プ ロフ ィルは夜 間 に逆転状 態

,

日中 に低 減状態 をとるの が通常で あ り

,

日中 に逆 転状 態 が存 在す る場 合

,熱

または水蒸気の 移流 によ るもの としている文献 が多 く,しば しば「 ective heating」 と呼 ばれてい る6)。 _{移流 は対象 とす る地 域 とその 周} 囲の表面特性 (色

,粗

さ

,水

分 な ど

)の

違 い によ る 温 ・湿度の水平 こ う配 によ り生 じる。 た とえば

,乾

燥地 の かん がい されたほ場 の周囲 に休 閑地 な どが存

9 10 11 12 13 14 15 16 17

TIME(hr)

Fig。 4.(1) 砂丘地 における蒸発散 につ いて 10 11 12 13 14 TIME(hr) Fig.4。 (3) 」uly 30 ―S

二

4Ⅲ

_Ⅲ

_手″

ρ

A -20 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 TIME(hr) Fig。 4.(4)

energy ユux on 」uly 22, 24, 29 and 30, 1975

移流 による温・湿度分布の変化 な らびにほ場 の規 模の違 い による蒸発散量 の変化 につ いては

_,乾

燥地 域 において主 と して行 なわれてお り

_,測

定点 とほ場 の風上端 における温・湿度差の

90%が

調整

,確

立 さ れ るに必要 な吹送距離 (フェ ッチ

)は

,一

般 に

,測

定高の 100借 と言 われて い る(3)。 _また

,移

_{流 によ る} 蒸発散量 の変化 につ いて は

,ま

だ定説は得 られて い ない現状 で あ り

,同

じほ場 での測定 においてす ら, 150mのフ ェ ッチの地 点 で

,あ

る場 合 はわず か

4%,

他 の場 合 には

40%の

蒸発散量 の変動 があ った こ とが 報告 されて い る(7)。 _{本実験 で使 用 したほ場 は北風 に} 対 して

10m,南

風 に対 して

30mの

フ ェ ッチ しかなく, かな りの移流 の存在が予想 され るが

,砂

丘地 の ため ４０         ２０         ０ ︵ Ｈ Ｆ ＼ 占 ︶ ｘ Ｐ 囁 ね ピ ｏ Ｅ 口 ２０         ０ ︵ 豊 潰 ︻_︶ 当 奮 読 Ｈ 留 ロ ４０         ２０ ︵ Ｈ Ｆ ＼ 台 ︶ 堅 β 賄 ね ピ ｏ Ｅ 国 ︵ 々 Ｆ ＼ ネ ︻ ︶ ｙｇ 囀   ぬ ∞ 隣 Ｏ ｇ 国 」uly 24 Rn LE

夕

“

P'√

″

か

へ

く

―_S 8 9 1o ll 12 13 14 15 16 17

TIME(hr)

Fig.4.(2)

Fig.4(1)―(4). Hourly variations of

在す る場 合

,相

対 的 に高温で乾燥 した周囲の空気 が ほ場 の上 を通過す る際 に

_,植

被 面付 近で 蒸発 による 湿度の増大 および温 度の低下 による温・湿度分布の 変化 を生 じる。 この結 果

,植

被 面付 近の温度逆転, す なわ ち下向 きの顕 熱伝達量 をもた らし

,潜

熱伝達 量 に対す るエ ネルギーの付 加的補給源 とな り, した がって

,大

きな蒸発散 量 を示 す ことになる。前記 4 日間の気温 プロフ ィルを図

-5に

示 す。地 面直上 か ら30cmま_{での気温 を細 か く測 定 していないので}

_,厳

密 なブロフ ィルとは言 えないが, 7月30日における 高 さ30cm付 近での温度逆 転状態

,早

朝 の温度逆転 か ら低減状態へ の変化

,土

壌 水分の 多少 によるプロフ ィルの違 いが よ く現 われて い る。 ダ

/′

''4電

ヽ

_4、

、

今

_,…

= 全ゝザ′

/― / S

ヽ ３０ １ １ ︲ ︲ と ︹ 生 ｒ 嗚 ヽ ヽ       も も ヽ ｏ ｌ 、 ︲ ︲ ． ｉ 15: ヽ ヽ

３０

．︲︲︲

_︲︲心

︲︲工

_一、

Ｂ ｑ ︲ ｌ ｌ 心 ！ ︱ ︱ 買 Ｙ 代 ● Ｊｕ︲ ３０ ９ １ １ と ｆ ｌ ３ １ 、 、 ■ ︵ｌ ｌ ｌ １ ０ Ｉ Ｉ Ｃ ｋ ｙ ｄ ゝ ２                               ヽ 。 Ｊｕ︲                               、 、

は

Ｒ

︲

ｌ

守

１

，

ｆ

ｌ

ｌ

_ｉ

︲

_心

蜘Ｈ

Ｉ キ

Ц

沖

声

＝

矢 野 友 久・長 智 男 。林 泰 弘 3530 36 30 32 34 36 3829 Air temperature(℃ )

Variations of air temperature profile on 」uly 22, 24, 29, 30, 1975. 宿 ︻ じ や 馬 ︻_ｏ 〓 31 Fig。 5. に地形的にも複雑であり

,か

んがい されたほ場 と周 囲の裸地 とい う違いだけでなく

,風

速 ならびに風向 の蒸発散に対する影響が平坦地 における場合 と異 な ることも考えられる。 このように

_,本

実騒の場合, 温・湿度の水平 こう酉sを測定 して移流エネルギーを 把握す ることは きわめて困難である。 前記のよ うに

,大

気 か ら植被面への顕熱伝達量は 移流によるとい う主張 に対 して

,潜

熱イ云達量力瑶屯放 射量 よ り大 きい場合で も

,温

・湿度の水平 こう配が ない例や

,逆

に

_,純

_{放射量 が潜熱伝達量 を大幅に上} 回る場合でも

,風

下方向に温・湿度のこう配が存在 した例 が報告 されてお り僻),移流の存在の有無は, エネルギーフラックスの水平方向成分の測定によっ て決め られるべ きものであろう。 とくに

,地

域の気 候特性の指標 として

,あ

るいはかんがい排水計画に おけるかんがい用水量の算定などに広 く利用される 蒸発散位は広い耕地 からの蒸発散量

,す

なわち

,厳

密 には移流エネルギーがない状態 を前提 としてお り, 移流の蒸発散量に及ぼす影響の解明は重要であり, 今後 に残 された課題である。

4.結

論 砂丘地 において

,落

花生の蒸発散量 を3ケ月間に わた リウェイイングラインメーターで測定 した。 さ らに, 7月下旬から8月 中旬 において

,微

気象観測 を行なって

,植

被面のエ ネルギーバ ランス項の測定 を行 ない

,つ

ぎの結果 を得た。

1.落

花生の 日蒸発散量の ピーク値 は9,4mm/day で

,蒸

発散のためのエネルギー源 としての糸屯放射量 を上回 る熱エ ネルギーを消費 した日が約半数を占め た。蒸発散量 と純放射量および計器蒸発量 との相関 係数は

,そ

れぞれ,0.55お よび0.78で あり

,純

放射 量以外の気象要素の蒸発散量 に対する影響が強いこ とを示 した。

2.風

速 ならびに飽差の大 きい条件の もとで

,土

壌水分 に不足 がない場合

,潜

熱伝達量は純放射量か ら地中熟伝達量 を差 し引いたものより大 きい値 を示 し

,大

気 から植被面に向か う顕熱伝達量 をもた らし た。土壊水分が不足 している場合

,顕

熱伝達量は午 前中に下向 きか ら上向 きに変わり

,蒸

発散に対する 罰 ｅ １ １ ■ １ １ ？ ︱ ︱ ︱ ︱ ︰ ‘ イ ｏ ｌ ｌ ｌ 守 ｌ ｋ 、 ９ ， Ｐ ， ′ ， ｄ

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砂丘地における蒸発散について 抑制要因となつた。

3.口

_{中における大気から植被面に向かう顕熱伝} 達量は

,ほ

_{場 と周辺裸地 との微気象環境の違いに由} 来する熱あるいは水蒸気の移流 によるものと言われ, 砂丘地における蒸発議の幣徴的なものと考えられる。 本研究にあたっては

,専

攻生田野嘉美君の多大な る協力を得た。厚 ぐ感謝の意を表する。 参 考 文 献

1.長

_{智男・矢野友久}

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2.DYER,A Ji and■

_立

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3.DYER,A」

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