Расходование воды в бассейне реки

Поступающие на поверхность бассейна дождевые воды, а также талые снеговые и ледниковые воды частично стекают в виде по­верхностного (склонового и речного) стока, а частично расходуются на испарение и инфильтрацию.

Потери атмосферных вод на испарение признаются для данного речного бассейна безвозвратными, так как считается, что они уносят­ся за пределы бассейна воздушными потоками. Воды, поступившие в грунт в результате инфильтрации, считаются «потерями» лишь для данного участка водосбора и для конкретного дождя или пери­ода снеготаяния. Они затем поступят в речное русло в процессе питания реки подземными водами.

Испарение с водной поверхности по своей величине приближа­ется к испаряемости z₀, т. е. максимально возможному при данных климатических условиях испарению, зависящему от радиационного баланса. Испарение с водной поверхности тем больше, чем меньше влажность воздуха (и больше дефицит влажности) и больше ско­рость ветра.

Величина годового испарения с водной поверхности для терри­тории бывшего СССР зависит от природной зоны и в среднем равна: в тундре 200—350 мм, в лесной зоне 350—650, в степной зоне 650—1000, в полупустыне и пустыне 1000—1800 мм. Эти ве­личины и составляют потери речного стока на испарение с поверх­ности водотоков (рек и каналов) и водоемов (озер и водохранилищ).

Испарение с водной поверхности в конкретных условиях может быть определено с помощью метода водного баланса с учетом ве­личины снижения в результате испарения уровня воды в естествен­ном водоеме или искусственном испарителе (см. разд. 2.2), с по­мощью метода теплового баланса путем расчета теплоты, затрачен­ной на испарение воды (см. разд. 2.4), с помощью эмпирических формул. Среди последних широко используется формула Б. Д. Зай- кова:

Z = 0,14w(e_o- е₂₀о)(1 +0,72Ж₂₀₀), (6.13)

где z — испарение, мм; е₀ — среднее значение максимальной упру­гости водяного пара, вычисленное по температуре поверхности воды в водоеме, гПа; е_ш — средняя упругость водяного пара (абсолютная влажность воздуха) на высоте 200 см над водоемом, гПа; W₂₀₀ — средняя скорость ветра на высоте 200 см над водоемом, м/с; п — число суток в расчетном интервале времени. В формуле (6.13) разность упругостей водяного пара е₀ - е_ш может быть заменена величиной, пропорциональной дефициту влажности воздуха cD_m).

Испарение с поверхности снега и льда зависит от тех же факто­ров, что и испарение с водной поверхности, но вследствие низкой температуры испаряющей поверхности значительно менее интен­сивно. Оно составляет за зиму всего 20—30 мм, т. е. в десятки раз меньше испарения с поверхности воды.

Для измерения испарения с поверхности снега применяют спе­циальные испарители, при этом используется весовой метод. На практике же обычно применяют эмпирическую зависимость, ана­логичную формуле (6.13).

Испарение с поверхности почвы, не покрытой растительностью, определяется метеорологическими условиями и интенсивностью поступления воды к поверхности почвы из более глубоких слоев грунта. При этом испарение осуществляется не только непосред­ственно с поверхности почвы, но и с частиц ниже поверхности почвы и с «капиллярной каймы». Испарение с поверхности почвы обычно тем больше, чем больше влажность почвы, дефицит влаж­ности воздуха и скорость ветра. Оно возрастает после дождей и при повышении уровня грунтовых вод.

Потери воды на испарение с поверхности почвы могут быть определены с помощью почвенного испарителя. Объем испарив­шейся с почвы воды рассчитывают по изменению массы почвен­ного монолита, помещенного в испаритель.

Физиологическое испарение растительным покровом (транспира­ция) включает три стадии: поглощение корневой системой расте­ний почвенной влаги, подъем воды по стеблям, испарение с поверх­ности листьев. С увеличением глубины корневой системы растений и увеличением размеров листьев и густоты лиственного покрова транспирация увеличивается.

Интенсивность транспирации зависит и от типа растительно­сти. Разные растения расходуют различные объемы воды на испа­рение. У них различно и отношение массы испаряемой ими воды к массе прироста сухого вещества, называемое транспирационным коэффициентом. Этот коэффициент характеризует так называемое продуктивное испарение. Он наибольший у риса, наименьший — у хвойных деревьев.

За вегетационный период растения могут испарять значительные объемы воды. Так, годовой слой испарения для пшеницы составляет 250—300 мм, березы — 150—200, хвойных деревьев — 150—300 мм.

Величина транспирации может быть определена следующим образом с помощью почвенного испарителя. Измеряют отдельно суммарное испарение с поверхности почвы и растительности (в этом случае монолит почвы имеет живые растения) и испарение с поверхности почвы под растениями (в этом случае измеряют испарение с монолита почвы, над которым подвешены срезанные растения, чем достигается естественная затененность почвы). Раз­ница в величинах испарения, определенного двумя описанными способами, даст величину транспирации.

Суммарное испарение складывается из испарения с поверхности почвы, транспирации и испарения с крон деревьев (последние два вида испарения часто учитывают совместно). Суммарное испарение играет наиболее важную роль в определении потерь стока в преде­лах речных бассейнов, и его расчету в гидрологии уделяют наи­большее внимание.

Для определения суммарного испарения используют две группы методов. В первой из них применяют зависимости среднего мно­голетнего годового суммарного испарения z от годовых осадков х и испаряемости z₀- М. И. Будыко предложил максимально возмож­ное испарение, т. е. испаряемость z₀, выражать через среднее мно­голетнее годовое значение радиационного баланса R и удельную теплоту испарения 1_ИСП. Уравнение Будыко связывает величину испарения с величинами осадков, радиационного баланса и тепло­той испарения: z=/(x, R, Ь_исп). Для разных географических пунк­тов такая связь получается разной в зависимости от величины R, определяемой в основном солнечной радиацией, изменяющейся с изменением широты места (см. рис. 3.1).

Вторая группа методов основана на использовании эмпириче­ских связей, например средних годовых и месячных величин сум­марного испарения с соответствующими значениями температуры и влажности воздуха (метод А. Р. Константинова).

На территории бывшего СССР суммарное испарение изменяет­ся в зависимости от климатических условий местности (количества осадков и радиационного баланса). В среднем для различных при­родных зон характерны такие величины годового суммарного испа­рения: тундра и лесотундра — 100—300 мм, лесная зона — 300—500, лесостепь и степь — 300—500, полупустыня — 150—300 мм.

Чем суше климат, тем больше разница между испаряемостью, или предельно возможным испарением, и фактическим суммарным испарением. В тундре испарение приближается к испаряемости, в пустынях при крайне малых атмосферных осадках оно намного меньше испаряемости. В Сахаре, например, при испаряемости 2000— 2500 мм фактическое испарение менее 100 мм.

Инфильтрация в речных бассейнах зависит от поступления дож­девых или талых вод и от фильтрационных свойств подстилающих Фунтов. Механизм инфильтрации был подробно описан в разде­ле 5.4. Роль инфильтрации в водном балансе участка речного бас­сейна была рассмотрена в разд. 5.5.1. В отдельные периоды на инфильтрацию может расходоваться значительно больше воды, чем на испарение. Интенсивность инфильтрации во многом зависит от состояния грунта. Она уменьшается с увеличением влажности грун­та и при его промерзании.