Вступники на поверхню басейну дощові води, а також талі снігові і льодовикові води частково стікають у вигляді по-поверхневого (схилового та річкового) стоку, а частково витрачаються на випаровування і інфільтрацію.
Втрати атмосферних вод на випаровування визнаються для даного річкового басейну безповоротними, так як вважається, що вони забирають-ся за межі басейну повітряними потоками. Води, що надійшли в грунт в результаті інфільтрації, вважаються «втратами» лише для даної ділянки водозбору і для конкретного дощу або пери-ода сніготанення. Вони потім надійдуть в річкове русло в процесі харчування річки підземними водами.
Випаровування з водної поверхні за своєю величиною наближається-ється до випаровуваності z0, тобто максимально можливого за даних кліматичних умовах випаровуванню, залежному від радіаційного балансу. Випаровування з водної поверхні тим більше, чим менше вологість повітря (і більше дефіцит вологості) і більше ско-кість вітру.
Величина річного випаровування з водної поверхні для терри-торії колишнього СРСР залежить від природної зони і в середньому дорівнює: в тундрі 200-350 мм, в лісовій зоні 350-650, в степовій зоні 650-1000, в напівпустелі і пустелі 1000-800 мм . Ці ве-личини і складають втрати річкового стоку на випаровування з поверх-ності видатків (річок і каналів) і водойм (озер і водосховищ).
Випаровування з водної поверхні в конкретних умовах може бути визначено за допомогою методу водного балансу з урахуванням ве-личини зниження в результаті випаровування рівня води в природний-ном водоймі або штучному випарнику, за допомогою методу теплового балансу шляхом розрахунку теплоти, витраченої ної на випаровування води (див. розд. 2.4), за допомогою емпіричних формул.
Серед останніх широко використовується формула ГГИ:
де Z - випаровування, мм;
е 0 - середнє значення максимальної упру-гості водяної пари, обчислене по температурі поверхні води у водоймі, гПа;
е200- середня пружність водяної пари (абсолютна вологість повітря) на висоті 200 см над водоймою, гПа;
W200- середня швидкість вітру на висоті 200 см над водоймою, м / с;
n- число діб в розрахунковому інтервалі часу.
У формулі (6.2) різниця пружність водяної пари ео-Е200 може бути замінена величиною, пропорційною дефіциту вологості повітря cD200.
Випаровування з поверхні снігу і льоду залежить від тих же факто-рів, що і випаровування з водної поверхні, але внаслідок низької температури поверхні випаровування значно менше интен-пасивного. Воно становить за зиму всього 20-30 мм, т. Е. В десятки разів менше випаровування з поверхні води.
Для вимірювання випаровування з поверхні снігу застосовують спе-ціальні випарники, при цьому використовується ваговий метод. На практиці ж зазвичай застосовують емпіричну залежність, ана-логічну формулою (6.2).
Випаровування з поверхні грунту, не покритій рослинністю, визначається метеорологічними умовами і інтенсивністю надходження води до поверхні грунту з глибших шарів грунту. При цьому випаровування здійснюється не тільки безпосереднім-ного з поверхні грунту, але і з частинок нижче поверхні грунту і з «капілярної облямівки». Випаровування з поверхні грунту зазвичай тим більше, чим більше вологість грунту, дефіцит вологість-гості повітря і швидкість вітру. Воно зростає після дощів і при підвищенні рівня фунтових вод.
Втрати води на випаровування з поверхні грунту можуть бути визначені за допомогою грунтового випарника. Обсяг випарувавши-шейся з грунту води розраховують по зміні маси грунту-ного моноліту, поміщеного в випарник.
Фізіологічна випаровування рослинним покривом (транспірація) включає три стадії: поглинання кореневою системою расті-ний грунтової вологи, підйом води по стеблах, випаровування з поверх-ності листя. Зі збільшенням глибини кореневої системи рослин і збільшенням розмірів листя і густоти листяного покриву транспирация збільшується.
Інтенсивність транспірації залежить і від типу рослинно-сти. Різні рослини витрачають різні обсяги води на испа-ширення. У них по-різному і відношення маси випаровується ними води до маси приросту сухої речовини, зване Транспіраціонний коефіцієнтом. Цей коефіцієнт характеризує так зване продуктивне випаровування. Він найбільший у рису, найменший - у хвойних дерев.
За вегетаційний період рослини можуть випаровувати значні обсяги води. Так, річний шар випаровування для пшениці становить 250-300 мм, берези - 150-200, хвойних дерев - 150-300 мм.
Величина транспірації може бути визначена наступним чином за допомогою грунтового випарника. Вимірюють отдельносуммарное випаровування з поверхні грунту і рослинності (в цьому випадку моноліт грунту має живі рослини) і випаровування з поверхні грунту під рослинами (в цьому випадку вимірюють випаровування з моноліту грунту, над яким підвішені зрізані рослини, чим досягається природна затененность грунту). Раз-ка в величинах випаровування, визначеного двома описаними способами, дасть величину транспірації.
Сумарне випаровування складається з випаровування з поверхні грунту, транспірації і випаровування з крон дерев (останні два види випаровування часто враховують спільно). Сумарне випаровування грає найважливішу роль у визначенні втрат стоку в преде-лах річкових басейнів, і його розрахунку в гідрології приділяють най-більшу увагу.
Для визначення сумарного випаровування використовують дві групи методів. У першій з них застосовують залежно середнього мно-голетней річного сумарного випаровування z від річних опадів х і випаровування z0. М. І. Будико запропонував максимально можли-ве випаровування, т. Е. Випаровуваність z0, висловлювати через середнє мно-голетней річне значення радіаційного балансу R і питому теплоту випаровування Lісп. Рівняння Будико пов'язує величину випаровування з величинами опадів, радіаційного балансу і тепло-тій випаровування: z = f (x, R, Lісп). Для різних географічних пунктах пропуску через-тов такий зв'язок виходить різною в залежності від величини R, яка визначається в основному сонячною радіацією, що змінюється зі зміною широти місця.
Друга група методів заснована на використанні емпіріч-ських зв'язків, наприклад середніх річних і місячних величин сум-Марн випаровування з відповідними значеннями температури і вологості повітря (метод А. Р. Константинова).
На території колишнього СРСР сумарне випаровування змінює-ся в залежності від кліматичних умов місцевості (кількості опадів і радіаційного балансу). В середньому для різних при-рідних зон характерні такі величини річного сумарного испа-ренію: тундра і лісотундра - 100-300 мм, лісова зона - 300-500, лісостеп і степ - 300-500, напівпустеля - 150-300 мм.
Інфільтраціяв річкових басейнах залежить від надходження дож-девих або талих вод і від фільтраційних властивостей підстилаючих фунтів. Механізм інфільтрації буде детально розглянуто при вивченні грунтових і грунтових вод. В окремі періоди наінфільтрацію може витрачатися значно більше води, ніж на випаровування. Інтенсивність інфільтрації багато в чому залежить від стану ґрунту. Вона зменшується зі збільшенням вологості грун-ту і при його промерзанні.