Ajuns la bazinul de apă de ploaie suprafață și topit zăpadă și partea de scurgere a apei de gheață într-un mod superficial (pantă și fluvial) scurgerile și parțial utilizat pentru evaporare și infiltrare.
Pierderea apei atmosferice prin evaporare este recunoscută pentru acest bazin hidrografic ca fiind iremediabilă, deoarece se crede că sunt evacuate din bazin prin curenții de aer. Apa care pătrunde în pământ ca rezultat al infiltrării este considerată o "pierdere" numai pentru o anumită zonă de captare și pentru o ploaie specifică sau periodea de topitură de zăpadă. Acestea vor intra apoi în albia râului în procesul de aprovizionare a fluviului cu apele subterane.
Evaporarea de pe suprafața apei în magnitudinea sa aproximează evaporarea z0, adică Evaporarea maximă posibilă în funcție de echilibrul radiațiilor în condițiile climatice date. Evaporarea de pe suprafața apei este mai mare, cu atât mai puțin umiditatea aerului (și mai mult deficitul de umiditate) și viteza vântului este mai mare.
Cantitatea de evaporare anuală de la suprafața apei pentru inveterate Torii FUS depinde de zona naturală și în medie: Tundra 200-350 mm, în zona de pădure 350-650, 650-1000 zona de stepă, în semi-deșert și deșert 1000-800 mm . Acești factori reprezintă pierderea scurgerii râurilor până la evaporarea de pe suprafața cursurilor de apă (râuri și canale) și a corpurilor de apă (lacuri și rezervoare).
Evaporarea de la suprafața apei în condiții specifice pot fi determinate folosind metoda echilibrului apei considerând ve măști reduc nivelul apei prin evaporare în iaz evaporator SG-naturală sau artificială, folosind metoda echilibrului termic prin calcularea căldurii consumate pe clorhidric evaporarea apei (a se vedea secțiunea 2.4), folosind formule empirice.
Dintre acestea, formula GGI este folosită pe scară largă:
unde Z - evaporare, mm;
e0 este valoarea medie a oaspeților maximi elastici ai vaporilor de apă, calculată de la temperatura suprafeței apei din rezervor, hPa;
e200 - presiunea medie a vaporilor de apă (umiditatea absolută a aerului) la o altitudine de 200 cm deasupra corpului de apă, hPa;
W200 - viteza medie a vântului la o înălțime de 200 cm deasupra corpului de apă, m / s;
n este numărul de zile în intervalul de timp calculat.
În formula (6.2), diferența de elasticitate a vaporilor de apă eo-e200 poate fi înlocuită cu o valoare proporțională cu deficitul de umiditate a aerului cD200.
Evaporarea de pe suprafața zăpezii și a gheții depinde de aceiași factori ca evaporarea de pe suprafața apei, dar datorită temperaturii scăzute a suprafeței de evaporare este mult mai puțin intensă. Este de numai 20-30 mm în timpul iernii, adică de zece ori mai puțin decât evaporarea de pe suprafața apei.
Pentru a măsura evaporarea de pe suprafața zăpezii, se folosesc evaporatoare speciale, în timp ce se folosește o metodă de greutate. În practică, însă, se folosește de obicei o dependență empirică analogă formulei (6.2).
Evaporarea de pe suprafața solului care nu este acoperită de vegetație este determinată de condițiile meteorologice și de intensitatea alimentării cu apă a suprafeței solului din straturile de sol mai adânci. În acest caz, evaporarea se realizează nu numai direct de pe suprafața solului, ci și de particulele de sub suprafața solului și de "marginile capilare". Evaporarea de pe suprafața solului este de obicei mai mare, cu atât este mai mare umiditatea solului, deficitul de umiditate al aerului și viteza vântului. Aceasta crește după ploi și când crește nivelul apei de lire.
Pierderea apei prin evaporare de pe suprafața solului poate fi determinată prin intermediul unui evaporator de sol. Volumul de apă evaporat din sol se calculează pe baza modificării masei monolitului de sol plasat în vaporizator.
Evaporarea fiziologică prin acoperirea plantei (transpirația) include trei etape: absorbția de către rădăcină a plantelor a umidității solului, creșterea apei de-a lungul tulpinilor, evaporarea de pe suprafața frunzelor. Cu creșterea adâncimii sistemului radicular al plantelor și creșterea mărimii frunzelor și a grosimii frunzelor, transpirația crește.
Intensitatea transpirației depinde de tipul de vegetație. Plantele diferite consumă volume diferite de apă pentru evaporare. Acestea au un raport diferit față de masa de apă pe care o evaporă până la masa creșterii substanței uscate, numită coeficientul de transpirație. Acest coeficient caracterizează așa-numita evaporare productivă. Este cea mai mare din orez, cel mai mic din copacii de conifere.
În timpul perioadei de vegetație, plantele pot să evaporeze cantități mari de apă. Astfel, stratul anual de vaporizare pentru grâu este de 250-300 mm, mesteacăn - 150-200, arbori de conifere - 150-300 mm.
Amploarea transpirației poate fi determinată după cum urmează cu ajutorul unui evaporator de sol. Măsurat evaporare otdelnosummarnoe de la suprafața solului și vegetației (în acest caz monolitului sol a plantelor vii) și evaporarea de la suprafața solului sub plante (în acest caz, evaporarea măsurată din monolitic sol, peste care sunt suspendate plantele tăiate, realizandu-se astfel solul de umbrire naturale). Diferența dintre valorile evaporării determinate de cele două metode descrise oferă o valoare de transpirație.
Evaporarea totală constă în evaporarea de pe suprafața solului, transpirația și evaporarea din coroane de copac (ultimele două tipuri de evaporare sunt adesea luate în considerare împreună). Evaporarea totală joacă cel mai important rol în determinarea pierderilor de scurgere din bazinele hidrografice și se acordă cea mai mare atenție calculului în hidrologie.
Pentru a determina evaporarea totală, se folosesc două grupe de metode. În primul rând, se folosesc dependențele zăcămintei zonale anuale medii multianuale pe precipitațiile anuale x și evaporarea z0. MI Budyko a propus evacuarea maximă posibilă, adică evaporarea, a lui z0, exprimată în termeni anuali medii multianuale anuale a balanței de radiație R și căldura specifică de evaporare Lisp. Ecuația lui Budyko conectează cantitatea de evaporare cu valorile precipitațiilor, echilibrului radiațiilor și căldurii de evaporare: z = f (x, R, Lisp). Pentru diferite puncte geografice, această relație se dovedește a fi diferită în funcție de valoarea R, determinată în principal de radiația solară, care variază odată cu schimbarea latitudinii locului.
Al doilea grup de metode se bazează pe utilizarea relațiilor empirice, de exemplu, valorile medii anuale și lunare ale evaporării totale cu valorile corespunzătoare ale temperaturii și umidității aerului (metoda lui Konstantinov).
Pe teritoriul fostei URSS, evaporarea totală variază, în funcție de condițiile climatice ale terenului (cantitatea de precipitații și echilibrul radiațiilor). Media pentru diferitele zone de la-native caracterizate de o asemenea magnitudine din totalul anual spaniol-reniu: tundra și tundra - 100-300 mm, zona de pădure - 300-500, pădure și de stepă - 300-500, semi - 150-300 mm.
Infiltrarea în bazinele hidrografice depinde de apariția ploii sau de apa topită și de proprietățile de filtrare ale kilogramelor de bază. Mecanismul de infiltrare va fi analizat în detaliu în studiul solului și apei subterane. În anumite perioade, se poate consuma mult mai multă apă pe nanofiltrare decât pe evaporare. Intensitatea infiltrării depinde în mare măsură de starea solului. Acesta scade odată cu creșterea umidității solului și atunci când acesta îngheață.
Trimiteți-le prietenilor: