OBSAH OBSAH............................................................................................................................. 1 1
ÚVOD....................................................................................................................... 3
2
CÍLE PRÁCE........................................................................................................... 4
3
TEORETICKÁ ČÁST ............................................................................................. 5 3.1
Voda v půdě ...................................................................................................... 5
3.1.1
Půdní voda ................................................................................................ 5
3.1.2
Vlhkost půdy............................................................................................. 5
3.1.3
Metody měření půdní vlhkosti.................................................................. 6
3.1.3.1
Přímé metody........................................................................................ 7
3.1.3.2
Nepřímé metody ................................................................................... 7
3.1.4 3.1.4.1
Energetika půdní vody .......................................................................... 9
3.1.4.2
Celkový potenciál ............................................................................... 10
3.1.4.3
Sací tlak půdní vody ........................................................................... 10
3.1.4.4
Retenční čáry vlhkosti (pF čáry)......................................................... 11
3.1.5
Klasifikace půdní vody ........................................................................... 12
3.1.6
Půdní hydrolimity ................................................................................... 12
3.1.7
Koloběh vody v lesním ekosystému ....................................................... 14
3.1.7.1
Oběh vody (hydrocyklus) ................................................................... 14
3.1.7.2
Hlavní procesy v hydrologickém cyklu v zalesněném povodí ........... 15
3.1.7.3
Vodní režim lesní půdy....................................................................... 16
3.2 4
Potenciál půdní vody ................................................................................ 9
Teplota půdy ................................................................................................... 17
POPIS STANOVIŠTĚ............................................................................................ 20 4.1
Drahanská vrchovina ...................................................................................... 20
4.1.1
Charakteristika území ............................................................................. 20
4.1.2
Stručná historie ....................................................................................... 21
4.2
Výzkumný objekt v Němčicích – Rájci nad Svitavou.................................. 22
4.2.1
Poměry geografické a morfologické....................................................... 22
4.2.2
Poměry geologicko – petrografické........................................................ 22
4.2.3
Poměry pedologické ............................................................................... 23
4.2.4
Poměry klimatické .................................................................................. 24 1
5
4.2.5
Poměry typologické ................................................................................ 24
4.2.6
Stručný popis zkoumaných ploch ........................................................... 25
METODIKA ........................................................................................................... 26 5.1
Vyhodnocování dat ......................................................................................... 27
6
VÝSLEDKY A DISKUSE ................................................................................... 28
7
ZÁVĚR ................................................................................................................... 32
SUMMARY.................................................................................................................... 33 SEZNAM POUŽITÉ LITERATURY ............................................................................ 34
2
1 ÚVOD Lesy mají v dnešní době zajišťovat jak funkci produkční, tak i ochrannou, vodohospodářskou, půdoochrannou, estetickou, hygienickou, rekreační a další. Proto je třeba na les pohlížet jako na složitý, dynamický ekosystém a respektovat jeho zákonitosti. Dnes, kdy se v plné míře projevují negativní aspekty smrkových monokultur, je třeba zkoumat jednotlivé charakteristiky lesních porostů. Je nutné je také mezi sebou porovnávat, aby se na základě těchto pozorování mohly upravit způsoby obhospodařování lesů, neboť skladba porostu (ať už dřevinná, věková nebo prostorová) má značný vliv na porostní mikroklima, zvláště pak na vlhkost půdy, koloběh vody v lesních ekosystémech a vodní režim půd. Vývoj a stav vodního režimu půd závisí na poměru příjmových a výdajových složek vodní bilance, tj. na intenzitě hydrologických procesů, kterými se snižuje nebo zvyšuje vlhkost půdy. Probíhající vlhkostní změny v lesních půdách jsou závislé kromě povětrnostních podmínek, rozdílného množství, intenzity a časového rozložení srážek a teploty, i na reliéfních prvcích (expozici, sklonu), hydrofyzikálních vlastnostech půdy (zrnitosti, agregátovosti, vododržnosti) a odtokových poměrech (Tužinský, 2004). Výrazná dynamika a periodicita vodního režimu lesních půd souvisí také se složitým působením lesa na jednotlivé složky vodní bilance, např. na nerovnoměrné rozdělení srážek po průchodu korunami stromů, stoku po kmenech stromů, zadržování vody přízemní vegetací a humusovou vrstvou půdy a na desukci vody kořeny (Tužinský, 2004). Tato studie se zabývá měřením a porovnáváním vlhkostních poměrů lesní půdy pod třemi porostními typy: v dospělé smrkové monokultuře prvé generace, v nesmíšeném mladém bukovém porostu a na bukem zalesněné holině.
3
2 CÍLE PRÁCE 1. Vyhodnotit vlhkostní poměry lesních půd pod porosty s různou dřevinnou skladbou na Drahanské vrchovině. 2. Vyhodnotit hydrologický průzkum v oblasti Drahanské vrchoviny. Seznámit se s koloběhem vody v lesních ekosystémech. 3. Vlastním měřením vyhodnotit půdní vlhkost, půdní sací potenciál a teplotu půdy na plochách pod porosty s různou dřevinnou skladbou. 4. Výsledky budou zahrnovat měření z roku 2006. 5. Výsledky zjištění porovnat s dosavadními poznatky.
4
3 TEORETICKÁ ČÁST 3.1 Voda v půdě 3.1.1 Půdní voda Voda je nejběžnější sloučeninou na zemském povrchu. Molekula vody je složena z jednoho atomu kyslíku a dvou atomů vodíku (Šimek, 2005). Pojem půdní voda zahrnuje veškerou vodu obsaženou v půdě ve skupenství kapalném, plynném i pevném (Klimo, 2003). Nejúčinnější a nejvýznamnější je voda kapalná, která působí svými dispergačními, rozpouštěcími, hydrolytickými a translokačními účinky. K půdní vodě patří také souvislá podzemní voda, pokud se vyskytuje v půdním profilu nebo do něho vzlínáním zasahuje (Ledvina a kol., 2000).
3.1.2 Vlhkost půdy Voda se v půdě vyskytuje od prakticky zanedbatelného množství v suché půdě až po úplné zaplnění všech půdních pórů v mokré půdě, tj. při hodnotě plné vodní kapacity (PVK). Poměr množství vody k pevné fázi půdy je vyjádřen hodnotami hmotnostní nebo objemové vlhkosti (Prax, 2003). Momentální vlhkost půdy, tj. její obsah v daném okamžiku je základní kvantitativní charakteristikou vztahu půdy a vody. Je dána poměrem hmotnosti nebo objemu půdní vody k hmotnosti nebo objemu vysušené půdy (Prax, 2003). Hmotnostní vlhkost půdy se zpravidla zjišťuje u porušeného vzorku půdy a je dána vztahem:
m=
mW ⋅ 100(hm.%) , mZ
kde mW je hmotnost vody ve vzorku půdy (zjistí se z rozdílu hmotnosti vlhkého a vysušeného vzorku porušeného, tj. neznámého objemu) a mZ je hmotnost vysušeného vzorku (Prax, 2003). Objemová vlhkost půdy se zjišťuje u neporušeného vzorku půdy a vypočítá se podle vztahu:
Θ=
VW ⋅ 100(obj.%) , VS
5
kde VW je objem vody v půdním vzorku za předpokladu, že hustota vody je 1 g.cm-3 (zjistí se z rozdílu hmotnosti vlhkého a vysušeného vzorku známého objemu) a VS je objem neporušeného vzorku (zpravidla 100 cm3). Mezi hodnotami vlhkostní a objemové platí vztah:
Θ = w.ρ d ,
kde ρd je objemová hmotnost sušiny. Pro některé účely je vhodné vyjádření obsahu vody v půdě ve vztahu k celkové půdní pórovitosti (P) hodnotou relativní vlhkosti půdy podle vztahu:
wrel =
Θ ⋅ 100(rel %) . P
Tato hodnota udává, do jaké míry jsou póry v půdě vyplněny vodou.
Zásobní vlhkost půdy Θz je obsah vody v půdě vyjádřený přepočtem na výšku vodního sloupce v mm. Základem pro její výpočet je objemová vlhkost. Vypočítá se podle vztahu:
Θ Z (mm ) = Θ ⋅ h ,
kde h je tloušťka půdní vrstvy (dm). Zásoba vody (mm) ve vrstvě půdy o mocnosti 1 dm se číselně rovná objemové vlhkosti (% obj.) této vrstvy. Srážka 1 mm představuje 1 litr vody na 1 m2 povrchu půdy (tj. na 1 ha 10 m3) a po jejím zasáknutí do půdy se zvýší půdní vlhkost ve vrstvě 1 dm o 1 % (obj.). Zásobní vlhkosti se používá pro porovnání vlhkosti půdy se srážkami, závlahou nebo výparem, zvláště při bilancování vody (Prax, 2003).
3.1.3 Metody měření půdní vlhkosti Abychom mohli s vlhkostí půdy pracovat a prakticky ji užívat, je zapotřebí nějakým způsobem vlhkost půdy měřit. Měření vlhkosti půdy se provádí metodami přímými, kde se měří skutečné množství vody v půdě, a nebo metodami nepřímými, kde se vlhkost půdy odvozuje z jiných veličin. Pokud se pro stanovení půdní vlhkosti musí odebrat půdní vzorek, jedná se o metodu destruktivní. Při měření půdní vlhkosti bez narušení celistvosti půdního profilu jde o metodu nedestruktivní.
6
3.1.3.1 Přímé metody •
Metoda vážková (gravimetrická) Tato metoda spočívá ve vážení vlhkého a vysušeného půdního vzorku.
Z rozdílů hmotností vážených půdních vzorků se pak určí vlhkost půdy. Přesnost gravimetrické metody závisí na přesnosti vážení a na definování pojmu vysušený stav půdy. Pro minerální půdy s malým obsahem humusu se vysušuje půdní vzorek při teplotě 105 °C do konstantní hmotnosti (Prax, 2001).
3.1.3.2 Nepřímé metody Při těchto metodách se používá různých čidel zabudovaných do půdního prostředí.
•
Odporová (elekrometrická) metoda Metoda elektrometrická využívá závislosti elektrické vodivosti na vlhkosti
půdy. Vyhovuje pro střední oblast vlhkosti půdy, je méně vhodná pro půdy písčité a je citlivá na změnu teploty. Používají se kovové elektrody umístěné v sádrových nebo nylonových bločcích, které musí být ve vodivém styku s půdou. Pro každou sérii čidel a půdní prostředí je nutné předem připravit kalibrační křivku (Prax, 2001).
•
Kapacitní metody Metody kapacitní jsou založeny na měření změn permitivity (dielektrické
konstanty) εr (řádově jednotek). Plynná fáze (vzduch) má hodnotu permitivity přibližně 1 a tekutá fáze (voda) při teplotě 18 °C má hodnotu poměrné permitivity (dielektrické konstanty) 81. Změny půdní vlhkosti tedy největší měrou ovlivňují výslednou hodnotu poměrné permitivity (dielektrické konstanty). Na principu měření εr jsou založeny dvě metody měření a to:
1. Rezonanční kapacitní vlhkoměr (RKV) Rezonanční kapacitní vlhkoměr měří rezonanční frekvenci pasivního LC obvodu, který je tvořen konstantní indukčností a kapacitou s dielektrikem, jímž je měřené půdní prostředí. Jedná se o pasivní obvod, který je volně induktivně vázán s aktivním obvodem měřiče. Rezonance obou obvodů se projeví prudkým poklesem napětí na aktivním oscilačním obvodu. Nezbytná je konstrukce kalibrační křivky vyjadřující vztah mezi rezonanční frekvencí (MHz) objemovou vlhkostí půdy (Θ). Metoda je citlivá v plném rozsahu půdní vlhkosti, kalibrační křivky jsou většinou přímky. Jejich konstrukce je snadná, vyžaduje paralelní měření gravimetrickou 7
metodou. Měřící aparatura sestává z měřící sondy, koaxiálního kabelu a vyhodnocovací jednotky. Je napájena třemi bateriemi (11 – 14 V).
2. TDR (time domain reflectometry) Metoda spočívá v měření postupové rychlosti elektromagnetické vlny o vysoké frekvenci podél dvou, případně tří transmisních tyčí zabudovaných rovnoběžně do půdního prostředí. Minimální délka tyčí je 15 – 20 cm, vše je závislé na použitém systému a mikroelektronice. Poměrná permitivita půdy (dielektrická konstanta) εr je stanovována z postupové rychlosti pulzu (zobrazeni na osciloskopu). Metodou TDR se stanoví průměrná hodnota objemové půdní vlhkosti v rozsahu délky použitého čidla (tyče). Objem měřeného vzorku půdy je obdobný jako u metody předešlé, tj. RKV. Tyče je možné zabudovat v poloze svislé či vodorovné, a to buď trvale (profilově instalovaná čidla do různých půdních horizontů nebo je možno volit jednorázová ambulantní měření). Metoda je citlivá na půdní roztok (rozpuštěné soli) v míře citlivosti
εr na soli. V současné době je tento postup měření dosti využíván. Je považován za přesný a výkonný, avšak finančně náročný (Prax, 2001).
•
Neutronová metoda Neutrony o vysoké energii jsou zpomalovány vlivem srážek s jádry atomů.
Nejúčinnějším moderátorem rychlých neutronů je vodík (1H). Protože obsah vodíku je v minerální fázi půdy malý, je možné z měření koncentrace termalizovaných neutronů stanovit obsah půdní vody. Neutronová metoda je vhodná pro terénní měření půdní vlhkosti, kde do připraveného měřiště (sonda vystrojená kovovou pažnicí malého průměru – cca 5 cm) se spouští zdroj rychlých neutronů spolu s detektorem pomalých neutronů. Pro vyhodnocení je nutno zkonstruovat kalibrační křivku, která vyjadřuje závislost relativního počtu pulsů za jednotku času (v min) na půdní vlhkosti. Čidlo se zdrojem neutronů proměřuje vlhkost půdy v okolí pažnice v dosahu cca 10 cm, přičemž zachovává kulovitý tvar měřeného prostoru. Metoda je v praxi dosti rozšířena a provozována. Je málo vhodná pro měření vlhkosti povrchové půdní vrstvy, kde je vhodné využití metody gamaskopické (Prax, 2001).
8
•
Gamaskopická metoda Tato metoda je založena na absorpci nebo rozptylu γ-fotonů, tedy na intenzitě
gama záření, které prochází vlhkým půdním prostředím. Je využívána také pro přesná laboratorní měření (Prax, 2001). Také Klimo (2003) rozděluje metody na stanovení půdní vlhkosti na přímé a nepřímé. Mezi přímé metody rovněž uvádí metodu gravimetrickou, avšak u nepřímých metod konstatuje, že pro měření půdní vlhkosti existuje více jak 40 metod, z nichž za prakticky používané považuje následujících sedm:
Odporová (elektrometrická) metoda je založena na principu závislosti elektrické vodivosti a vlhkosti půdy.
Metoda tepelné vodivosti je založena na tom, že tepelná vodivost se zvětšuje s půdní vlhkostí.
Termistorová metoda používá jako čidla termistor, který je zdrojem a indikátorem teploty, přičemž se jeho odpor mění s teplotou.
Kapacitní metoda je založena na měření dielektrické konstanty půdy, která se mění v závislosti na půdní vlhkosti.
Neutronová metoda využívá závislosti mezi vlhkostí a počtem registrovaných impulsů vyvolaných pomalými neutrony po zbrzdění vodíkem.
Gamaskopická metoda je založena na měření změn intenzity gama záření v závislosti na vlhkosti půdy.
Tenzometrická metoda zjišťuje vlhkost na základě měření podtlaku v tenzometru (porézní nádobka s určitou propustností).
3.1.4 Potenciál půdní vody
3.1.4.1 Energetika půdní vody Na vodu v půdě působí různé síly. Jsou podmíněny zvláštnostmi pórovitého prostředí půdy, tj. v podstatě přitažlivými silami mezi vodou a pevnými půdními
částicemi (van der Waalsovy síly, vodíkové můstky aj.). Patří k nim i síly podmíněné volnými ionty v půdní vodě, hydrostatický tlak a tlak vzduchu atmosférického a uzavřeného v půdních pórech. Na vodu působí také síla tíže, její pohyb je omezován vnitřním třením půdního roztoku (Prax, 2003).
9
Dynamika půdní vody je určována jejím energetickým stavem označovaným jako potenciál (Prax 2003). Tentýž autor definuje potenciál jako práci potřebnou k přemístění jednotky vody z daného bodu silového pole do jiného, vně ležícího bodu. Stejnou definici uvádí i Klimo (2003). Voda se pohybuje z místa nižšího potenciálu do místa s vyšším potenciálem, rovnováha předpokládá vyrovnaný potenciál na všech místech (Prax, 2003; Klimo, 2003). Stejně tak uvádí i Šimek (2005), že voda má vždy tendenci změnit stav z vyšší volné energie na nižší. Rovnovážný stav je podmíněn nulovou hodnotou hnací síly, tzn. že potenciály ve všech bodech systému jsou si rovny a gradient potenciálu je roven nule (Prax, 2003).
3.1.4.2 Celkový potenciál Celkový potenciál je tvořen součtem dílčích potenciálů. Jeho základní jednotkou je J.kg-1. Šimek (2005) do tohoto součtu zahrnuje pouze gravitační potenciál, matriční potenciál a osmotický potenciál, kdežto Klimo (2003) k uvedeným třem dílčím potenciálům přičítá navíc pneumatický potenciál. Prax (2003) v rovnici celkového potenciálu sčítá gravitační potenciál, osmotický potenciál, vlhkostní potenciál, pneumatický potenciál a zátěžový potenciál. Nejvýrazněji je celkový potenciál ovlivněn potenciálem vlhkostním a gravitačním.
3.1.4.3 Sací tlak půdní vody Suchá půda přijímá vodu a zadržuje ji, takže je zapotřebí určitého úsilí k jejímu odtažení či vytlačení. S energií vyjádřenou na jednotku hmotnosti vody se mění její potenciál, s energií vyjádřenou na jednotku objemu vody se mění tlak půdní vody. Tento tlak je v porovnání s atmosférickým negativní a označuje se jako sací tlak půdní vody (sukce) (Prax, 2003). Rozeznáváme dva pojmy sacího tlaku půdní vody, celkový a základní (matriční).
Celkový (totální) sací tlak sc půdní vody je součtem základního (matričního) sacího tlaku a tlaku osmotického. Vyjadřuje se jako negativní tlak, jímž je třeba působit
10
na volnou čistou vodu, aby byla v rovnováze s půdním roztokem, odděleným od ní polopropustnou membránou (Prax, 2003).
Základní (matriční) sací tlak sm půdní vody se vyjadřuje jako negativní tlak, jímž je třeba působit na volný roztok (stejné kvality jako půdní roztok), aby byl v rovnováze s roztokem v půdě, odděleným od něho polopropustnou membránou. Při stejném složení a stejné koncentraci obou roztoků je osmotický tlak nulový (Prax, 2003).
Rozměr sacího tlaku se udává v pascalech (Pa) a jejich násobcích. Pro praktické účely je výhodné vyjadřovat sací tlak jako sací tlakovou výšku hst (v metrech nebo centimetrech). Rozměr tlakové výšky v centimetrech je významný, poněvadž jeho prostřednictvím se tradičně vyjadřují, tzv. pF hodnoty, pro něž platí (Prax, 2003):
pF = log10 hst (cm ) .
3.1.4.4 Retenční čáry vlhkosti (pF čáry) Retenční čára vlhkosti je grafickým zobrazením vztahu mezi vlhkostí a sacím tlakem půdy. Vztah sacího tlaku a vlhkosti při odvodňovacím a zvlhčovacím postupu se poněkud liší (Obr. 1). Retenční čáry odvodňovací a ovlhčovací se nekryjí, objevuje se
hystereze. Odvodňovací retenční čára vycházející od nasyceného stavu vlhkosti k vlhkostem nižším leží nad křivkou opětného ovlhčení (Prax, 2003).
Obr. 1: Hysterezní smyčka; vztah sacího tlaku a vlhkosti při odvodňovacím a zvlhčovacím postupu (z Prax, 2003, str. 61) 11
3.1.5 Klasifikace půdní vody Půdní voda se rozděluje do čtyř základních skupin. Adsorpční voda zahrnuje molekuly vody poutané k povrchu pevných částic adsorpčními a osmotickými silami.
Hygroskopická voda zahrnuje vodu adsorpční a kapilárně kondenzovanou. Představuje přechod k vodě kapilární.
Kapilární
voda
je
dána
intervalem
vlhkosti
podmíněným
výrazně
převládajícími kapilárními silami. Rozeznáváme kapilární vodu vzlínající (pohyb vzhůru proti gravitaci) a kapilární vodu zavěšenou. Na gravitační vodu působí převážně síla zemské tíže a její pohyb gravitačními póry je půdním prostředím ovlivněn většinou nepatrně (Prax, 2003).
3.1.6 Půdní hydrolimity Půdní hydrolimity je možné definovat jako hraniční hodnoty vlhkosti, jimiž jsou vzájemně odděleny jednotlivé kategorie vody v půdním prostředí. Hranice mezi kategoriemi nejsou ostré, ale přecházejí mezi sebou v určitém intervalu vlhkosti (Prax, 2003). Jako mezní hodnotu v rámci jednotlivých přechodových intervalů je možno zvolit střed těchto intervalů. Půdní hydrolimity lze rozdělit na základní a aplikované. K základním řadíme ty, které tvoří výrazné předěly mezi třemi základními silami ovládajícími pohyb vody v půdě, a to silami gravitačními, kapilárními a adsorpčními. Jsou to hydrolimity retenční vodní kapacita (RVK), lentokapilární bod (LB) a
adsorpční vodní kapacita (AVK) (Prax, 2003). Na tom se shodují i Klimo (2003) a Ledvina a kol. (2000).
• Retenční vodní kapacita (RVK) Leží na rozhraní energetické kategorie vody kapilární a gravitační. Je to maximální množství vody, které je půda schopna trvaleji zadržet vlastními silami v téměř rovnovážném stavu po nadměrném zavlažení (Prax, 2003).
• Lentokapilární bod (LB) Vyjadřuje stav půdní vlhkosti ležící na rozhraní energetických kategorií těžce pohyblivé a lehce pohyblivé kapilární vody. Dochází k přerušení souvislosti kapilární vody, vznikají prstence na styku půdních částic a voda zůstává v nejmenších kapilárách. Snižuje se podstatně pohyblivost půdní vody a tím i přítok vody ke kořínkům rostlin (Prax, 2003). 12
• Adsorpční vodní kapacita (AVK) Je to množství vody poutané adsorpčními silami. Jedná se o hydrolimit ležící na rozhraní kategorie sil adsorpčních a kapilárních (Prax, 2003). K aplikovaným půdním hydrolimitům shodně řadí Prax (2003), Klimo (2003) i Ledvina
a kol.
(2000)
monomolekulární
adsorpční
kapacitu (MAK),
číslo
hygroskopicity (ČH), bod vadnutí (BV), polní vodní kapacitu (PVK) a maximální kapilární kapacitu (MKK). Pouze Prax (2003) nazývá polní vodní kapacitu (PVK) polní kapacitou (PK). Prax (2003) dále řadí k již zmíněným hydrolimitům plnou vodní kapacitu (S) a bod snížené dostupnosti (SD). Klimo (2003) uvádí navíc pouze vlhkost vadnutí (VV). Klimo (2003) dodává, že v půdoznalecké literatuře jsou uváděny další hydrolimity, ty se však zřídka používají nebo mají pouze regionální význam.
• MAK je obsah půdní vody v monomolekulární vrstvě adsorpční na povrchu půdních částic. Je mírou specifického půdního povrchu.
• ČH vyjadřuje maximální množství hygroskopické vody v půdě. • BV je dán vlhkostí půdy, kdy rostliny jsou trvale nedostatečně zásobeny půdní vláhou a ztrácejí turgor.
• PVK je ustálený stav vlhkosti přirozeného půdního profilu po nadměrném zavlažení při vyloučení vlivu srážek, výparu a podzemní vody. Není rovnovážným stavem, poněvadž vlhkost se po ustálení dále snižuje, i když po určité době velmi pomalu. PVK nejpřesněji vyjadřuje skutečné poměry zadržení vody v konkrétní půdě.
• MKK je hodnota, která charakterizuje schopnost půdy zadržet vodu pro potřebu rostlin. MKK odpovídá objemu kapilárních a z části semikapilárních pórů.
• VV je vlhkost půdy, při níž se projevuje vadnutí určitého druhu rostlin při daném vývojovém stádiu a daných atmosférických podmínkách. Je možné vymezit dvě stádia, a to stádium vlhkosti půdy při začátku vadnutí (obnoví se opět turgor buněk listů) a stádium půdní vlhkosti, kdy rostliny nejsou schopny stanovit turgor buněk a hynou, tj. vlhkost trvalého vadnutí. Pro jednotlivé druhy rostlin jsou minimální nároky na vodu různé, a tudíž hodnoty vlhkosti vadnutí rozdílné.
13
• S je hodnota půdní vlhkosti při úplném nasycení všech půdních pórů vodou. Prakticky
ji
můžeme
považovat
za
rovnu
půdní
pórovitosti.
K odlišnostem dochází v případech, kdy nastanou objemové změny v půdě, případně půdní vzduch uzavřený v pórech sníží hodnotu S.
3.1.7 Koloběh vody v lesním ekosystému
3.1.7.1 Oběh vody (hydrocyklus) Z globálního hlediska lze hydrocyklus (Obr. 2) rozdělit na následujících šest
částí: 1. povrch oceánů a pevnin pohlcuje krátkovlnné (sluneční) záření a zpětné záření atmosféry, čímž se ohřívá. 2. Poté nastává první fáze hydrocyklu – výpar vody (oceány využívají asi 90 % tepelné energie na výpar, pevnina asi 55 %, Země jako celek asi 85 %), přičemž na pevnině je výpar vody limitován dostupným množstvím vody. Při vypařování opouští voda povrch Země ve formě vodní páry. 3. Vodní pára setrvává v atmosféře v závislosti na jejích teplotních poměrech. Při překročení stavu nasycení dochází ke kondenzaci nebo desublimaci vodní páry a vytvářejí se oblaka. 4. S ohledem na proudění vzduchu probíhá přenos oblaků z míst jejich vzniku a může nastat další fáze hydrocyklu - vypadávání srážek, které může proběhnout buď nad pevninou nebo nad oceánem. 5. Pokud dojde k vypadávání srážek nad pevninou nastávají další fáze hydrocyklu: – část vody po dopadu na povrch odtéká (povrchový odtok), – část vody se do povrchu vsakuje (infiltrace) a postupem času se dostává do větších hloubek, kde vytváří zásoby podzemní vody, – v místech s rostlinnými porosty je část vody zadržena těmito porosty (itercepce); srážky zachycené porostem jsou částečně vypařeny zpět do atmosféry, částečně stékají z jednotlivých částí rostlin na povrch půdy, pouze zanedbatelné množství je přímo využito rostlinami. 6. S velkou časovou prodlevou se potom voda vrací povrchovým a podpovrchovým odtokem zpět do oceánů.
14
Pokud srážky spadnou opět do té oblasti, ze které se vypařily (např. voda vypařená z hladiny oceánu se opět dostane ve formě srážek zpět do oceánu), označuje se tento oběh vody jako malý oběh vody. Probíhá-li oběh vody nad pevninou i oceánem, označuje se jako velký oběh vody. Ve skutečnosti je výměna vody mezi oceánem a pevninou složitější a také nad pevninou probíhá mnohonásobná výměna vody mezi povrchem a atmosférou (Marková, 2004).
Obr. 2: Globální hydrologický cyklus Země (z Šimek, 2005, str. 85)
3.1.7.2 Hlavní procesy v hydrologickém cyklu v zalesněném povodí Mezi hlavní procesy v hydrologickém cyklu v zalesněném povodí patří zejména itercepce, evapotranspirace, infiltrace, odtok (povrchový, vnitřní) a stok po kmeni (Obr. 3).
Výpar neboli evaporace je fyzikální proces, při kterém dochází k přeměně vody ze skupenství kapalného nebo pevného do skupenství plynného. V přírodě však ještě existuje fyziologický proces přeměny vody ze skupenství kapalného do skupenství plynného. Tímto procesem je transpirace rostlin. Pokud se potom sleduje výpar z rostlinného porostu jako celku, tak se v podstatě sleduje jak fyzikální výpar, tak fyziologický výpar. Fyzikální výpar z rostlinného porostu v sobě zahrnuje výpar z jednotlivých rostlinných částí (tj. intercepční výpar) a výpar z půdy. Fyziologický
15
výpar představuje transpiraci jednotlivých rostlinných orgánů. Fyzikální a fyziologický výpar rostlinného porostu se označuje jako evapotranspirace (Marková, 2004). Významným procesem, který se uskutečňuje v lesním porostu, je také zadržování (zachycování) vertikálních nebo horizontálních srážek na povrchu rostlin a půdní pokrývce. Tento proces se nazývá intercepce (Marková, 2004).
Obr. 3: Hlavní procesy v hydrologickém cyklu v zalesněném povodí. (z Šimek, 2005,
str. 85)
3.1.7.3 Vodní režim lesní půdy Vodní režim lesní půdy představuje komplex procesů souvisejících s koloběhem vody mezi atmosférou, biosférou a pedosférou. Pedosféra výrazně ovlivňuje tento koloběh svojí schopností zadržet v období hromadění určité množství vody (PVK). Pro hlinitý půdní profil o mocnosti 1 m na ploše 1 ha to znamená zásobu vody asi 3 000 – 4 000 m3 (Klimo, 2003). Totéž uvádí i Prax (1984). Vodní režim půdy je prostorové a časové uspořádání vody v půdě. Je to souhrn všech jevů vnikání vody do půdy, jejího pohybu a zadržování v půdě a také unikání z půdy. Kvantitativně je charakterizován bilancí vody v půdě, která zahrnuje hodnoty 16
počáteční a konečné zásoby vody v půdě a všechny příjmové a výdajové složky vody za určité časové období. Lze ji vyjádřit rovnicí (všechny hodnoty jsou udány v mm) (Prax, 2003): Z1 + S + P1 + P2 = E + T + O1 + O2 + Z2 kde:
Z1 je zásoba vody v půdě na začátku bilancovaného období, S jsou srážky (všechny formy, včetně eventuální závlahy), P1 je povrchový přítok z výše položených poloh, P2 je podzemní přítok laterální a vertikální (vzlínáním), E je výpar z povrchu půdy (evaporace), T je spotřeba vody vegetací (transpirace), O1 je povrchový odtok, O2 je podzemní odtok, Z2 je zásoba vody v půdě na konci bilancovaného období.
3.2 Teplota půdy Teplota je důležitá charakteristika půdy ovlivňující jak vznik a vývoj půdy, tak i její fyzikální, chemické a biologické vlastnosti. Teplotní bilance půdy zahrnuje příjem a ztráty tepelné energie. Primárním zdrojem energie pro ohřev půdy je sluneční záření. Ve skutečnosti se však jen asi 47 % sluneční energie přicházející na Zemi dostane k povrchu Země, zatímco 34 % se odrazí zpět do prostoru a 19 % je pohlceno atmosférou. Větší část energie ze zmíněných 47 % přicházejících na povrch Země je spotřebována na výpar vody (evapotranspiraci), část se odrazí zpět do atmosféry a jen asi 10 % se využije na ohřev půdy (Šimek, 2005). Do určité míry se může na ohřev půdy uplatnit i teplo uvolňující se při biologických reakcích spojených s životní činností půdních mikroorganismů (Klimo, 2003). Teplotní bilance zahrnuje příjem a ztráty. Ztráty tepla z půdy představují energii potřebnou na výpar vody, vyzařování energie do atmosféry, zahřívání vrstvy vzduchu nad půdou a zahřívání vlastní půdy. Absorpci energie půdou ovlivňuje řada faktorů, zejména barva a vlhkost půdy, expozice, sklon terénu a vegetace. Tmavé půdy pohlcují více energie, nemusí však být záhřevnější, tzn. že se často ohřívají pomalu. Obsahují totiž více organické hmoty a tím i vody, a tak je na jejich ohřev třeba daleko více energie než je tomu u půd lehčích a
17
třeba světlejších. Obsah vody v půdě tedy zásadním způsobem ovlivňuje teplotní bilanci půdy. Suchá půda se zahřívá snadněji než půda vlhká, neboť voda má podstatně větší tepelnou kapacitu než suchá půda. Navíc zahřívání vlhké půdy zvyšuje výpar vody (evaporaci), přičemž se půda ochlazuje. Pomalejší zahřívání vlhké půdy souvisí také s větším odvodem tepla do spodních vrstev (voda lépe odvádí teplo). Vysoká tepelná kapacita zamokřené půdy a vyšší evaporace způsobují, že teplota v povrchové vrstvě zamokřené půdy je o 3 – 6 °C nižší než ve stejné, pouze vlhké půdě za jinak stejných podmínek. Takový rozdíl teplot může mít zásadní význam např. v předjaří a na jaře při klíčení a vzcházení rostlin a pro průběh mikrobiálních procesů. Ve středních zeměpisných šířkách mají svrchní vrstvy půdy v létě vyšší teplotu a v zimě naopak nižší teplotu než spodní vrstvy půdy. Teplota svrchních vrstev půdy kolísá v průběhu dne i roku více než teplota spodních vrstev půdy. Teplota svrchní vrstvy kopíruje teplotu vzduchu, je však ve vegetační sezóně obecně nižší během dne a vyšší během noci než teplota vzduchu. Teplota půdy celkově kolísá méně než teplota vzduchu. Zatímco maximální teploty vzduchu bývají dosaženy kolem 14. hodiny, půda se ohřívá na maximum později a pomaleji také chladne. Vegetace působí jako izolační vrstva. Holá půda se zahřívá daleko rychleji než půda pokrytá vegetací, ale také rychleji chladne (Šimek, 2005). Pro popis šíření tepla v půdě jsou obecně uváděny tzv. Fourierovy zákony (Obr. 4), které platí za předpokladu vyloučení horizontálního vedení tepla: 1. Perioda denních i ročních výkyvů teploty je ve všech hloubkách stejná. 2. Amplituda teplotních výkyvů se s hloubkou zmenšuje. To znamená, že zvětšuje-li se hloubka aritmetickou řadou, zmenšuje se teplotní amplituda geometrickou řadou (průměrně se zmenší amplituda na polovinu na každých 12 cm hloubky). Hloubka, v níž je denní teplotní amplituda nulová, je hloubkou stálé denní teploty (u nás asi 40 – 100 cm) a hloubka, v níž je roční teplotní amplituda nulová, je hloubkou stálé
roční teploty (u nás asi 15 – 30 m), 3. Čas nástupu maxim a minim teploty půdy se s hloubkou opožďuje. Časové zpoždění je různé podle tepelné vodivosti půdy (v průměru se denní minimum a maximum zpožďuje na každých 10 cm hloubky o 2,5 – 3,5 hodiny, roční minimum a maximum se zpožďuje na 100 cm hloubky o 20 – 30 dnů).
18
4. Hloubky stálé denní a stálé roční teploty půdy jsou v poměru druhých odmocnin period výkyvů:
Zd = Zx
Pd 1 1 = ≅ , Px 365 19
kde Zd je hloubka stálé denní teploty půdy, Zr je hloubka stálé roční teploty půdy,
Pd je perioda výkyvů denní teploty půdy a Pr je perioda výkyvů roční teploty půdy.
Obr. 4: Fourierovy zákony – perioda denní teploty v půdě se se zvětšující se hloubkou zpožďuje a její amplituda se zmenšuje. (z Marková, 2004, kapitola 5)
19
4
POPIS STANOVIŠTĚ Studované plochy leží ve výzkumném objektu Ústavu ekologie lesa (ÚEL),
který leží v lesním komplexu LZ Rájec – Jestřebí v nadmořské výšce cca. 620 m. n. m. Jedná se o oblast Petrovické plošiny na Drahanské vrchovině (Prax, 2006). Zeměpisně náleží oblast výzkumné plochy k provincii Česká vysočina, subprovincii Česko-moravské, oblasti Brněnské vrchoviny, celku Drahanská vrchovina, podcelku Adamovské vrchoviny a okrsku Škatulec. Výzkumný objekt se nachází v přírodní lesní oblasti Drahanská vrchovina.
4.1 Drahanská vrchovina 4.1.1 Charakteristika území Drahanská vrchovina jako horopisný celek se táhne v délce asi 50 km mezi Brnem a Chornicemi (Skořepa, 2006).
Přírodní lesní oblast (PLO) 30 – Drahanská vrchovina, jejíž rozloha je 2,74 %, je značně lesnatá oblast (668 km2), která zahrnuje vlastní kulmskou Drahanskou
či Konickou vrchovinou, vápencový Moravský kras a část převážně žulové Brněnské vyvřeliny, která se nazývá Adamovská vrchovina (do ní spadá zkoumaný objekt). Adamovskou vrchovinu, jejímž geologickým podkladem je granodiorit, určují hřbety se zachovalými zbytky povrchu, který klesá k jihu. Dosahuje nadmořské výšky 350 – 550 m. Je rozčleněna hluboce zaříznutými údolími a příkrými svahy. Půdní poměry jsou velmi různorodé, podmíněné pestrým geologickým podložím. Klimatická charakteristika je typická střídáním klimatických okrsků od mírně teplých a suchých po mírně vlhké – pahorkatinné (do 500 m n. m.) i vrchovinné (nad 500 m n. m.) (Průša, 2001). Průša (2001) dále uvádí, že v současných porostech Drahanské vrchoviny je nejvíce zastoupen smrk, a to víc než 50 %, sledovaný borovicí (14 %), modřínem (6 %) a jedlí (3 %). Z listnáčů dosahuje buk 10 %, dub 7 % a habr 3 %. Podrobnější přehled současné přirozené i cílové skladby dřevin je uveden následujících tabulkách (Tabulka 1, Tabulka 2).
20
Tabulka 1: Současná, přirozená a cílová skladba jehličnatých dřevin Drahanské vrchoviny (uvedeno v %; SM – smrk ztepilý, JD – jedle bělokorá, BO – borovice lesní, MD – modřín opadavý, JX – ostatní jehličnany)
SM
JD
BO
MD
JX
Jehličnany
Přirozená skladba
1,0
13,4
0,2
-
-
14,6
Cílová skladba
46,4
4,8
9,6
7,7
-
68,5
Současná skladba
54,0
2,5
14,0
6,0
0,5
77,0
Tabulka 2: Současná, přirozená a cílová skladba listnatých dřevin Drahanské vrchoviny (uvedeno v %; DB – dub , BK – buk lesní, HB – habr obecný, JS – jasan ztepilý, JV – javor, JL – jilm, BR – bříza bělokorá, LP – lípa srdčitá, OL – olše lepkavá, LX – ostatní listnáče)
DB
BR LP
OL
LX
Listnáče
-
0,1 2,0
0,3
0,3
85,4
HB
JS
Přiroz. skladba
23,6 55,6
2,1
0,4 1,0
Cílová skladba
6,5
21,8
0,1
0,2 0,5 0,2
Souč. skladba
7,0
9,5
3,0
-
JV
JL
BK
0,5
-
-
1,8
0,4
-
31,5
-
-
-
3,0
23,0
4.1.2 Stručná historie Před začátkem lidských zásahů do krajiny pokrývaly téměř celé sledované území smíšené lesy, jen na několika zvláštních stanovištích (skály, rašeliniště) malého rozsahu se patrně vyskytovaly ostrůvky nelesních společenstev, na kterých přežívaly druhy rostlin a živočichů bezlesé krajiny. Již v pravěku ovlivnili lidé některé okrajové teplejší části tohoto území. Do vyšších poloh pak pronikali především v Moravském krasu (možnost úkrytu v jeskyních, povrchové výskyty železných rud hojně využívaných k železářskému zpracování). Kolonizace zbytku území vyvrcholila až ve 13. století. Příchod osadníků na dosud nevyužitou půdu podporoval především tehdejší olomoucký biskup Bruno ze Schaumburku. Lidé káceli lesy a místo nich vytvářeli pole a louky (Skořepa, 2001).
21
Další nešetrné zásahy člověka, jako byly např. pastva dobytka, hrabání steliva, vysoká a nešetrná těžba, zalesňování pouze smrkem atd., zapříčinily to, že se podstatně změnila druhová, věková i prostorová skladba porostů (smíšené porosty s výrazným zastoupením jedle nahradily převážně smrkové monokultury). V současné době se ukazuje, že pěstování smrkových monokultur je na mnohých stanovištích nevhodné a rizikové, a tak se opět zakládají smíšené porosty s příměsí jedle.
4.2 Výzkumný objekt v Němčicích – Rájci nad Svitavou 4.2.1 Poměry geografické a morfologické Výzkumný objekt se nalézá asi 3 km západně od obce Němčice (poloha: 49º29´31´´ severní šířky a 16º43´30´´ východní délky). Výzkumná plocha je situována na východním svahu rozvodního hřbetu, v nadmořské výšce 625 – 640 m. n. m. Svah o délce asi 600 m klesá až do nadmořské výšky 570 – 590 m k nivě Němčického potoka a je mírně rozčleněn pramennými zdrojnicemi tohoto potoka (Kulhavý, 1997). Rozvodný hřbet je možno podle Hrušky (1980) interpretovat jako mrazový sráz, níže ležící svah jako kryoplanační terasu s mrazem rozvlečenými zvětralými úlomky nebo i velkými balvany podložní horniny. Zeměpisně náleží k provincii Česká vysočina, soustavě českomoravské a podsoustavě Brněnské vrchoviny. Petrovická plošina byla součástí předneogenního plochého reliéfu s mocným pláštěm zvětralin, které byly v průběhu neogenní mořské transgrese sneseny do depresí a tam uloženy jako neogenní sedimenty. Klimatické změny v pliocénu a zejména kryoplanační pochody v pleistocénu reliéf terénu výrazně přemodelovaly. V holocénu byl reliéf rozrušován fluviálními pochody, erozí a denudací, které jsou v současné době hlavními modelačními činiteli (Kulhavý, 1997).
4.2.2 Poměry geologicko – petrografické Na geologické stavbě výzkumné plochy se podílí hlavně brněnská vyvřelina. Mateční horninou je hlubinná vyvřelá hornina kyselý granodiorit, silně mylonitisovaná a zvětrávacími pochody značně narušená. Má zelenavě šedou barvu, sekundárně je zbarvena hydroxidy železa, které povlékají zejména foliační plochy korovitými povlaky. Na složení horniny se podílejí hlavně křemen, živce, sericit, chlorit a opákní
22
minerály. Textura horniny je plošně paralerní, odlučnost šupinovitá. Některé složky voštinovitě vyvětrávají. Struktura horniny je porfyroklastická, s lepidoklastickou strukturou základní osnovy (Hruška, 1980). Chemické složení mateční horniny (Přílohy – tabulka 1) nevykazuje výraznější variabilitu v zastoupení SiO2. Větší rozdíly jsou v zastoupení jedno- i dvojmocných bází, které jsou způsobeny zřejmě rozdílným zastoupením živců a tmavých minerálů. Značně vysoký je obsah P2O5. Z minerálních živin je možno zastoupení CaO a MgO označit jako dobré, obsah K2O jako průměrný až velmi dobrý, obsah P2O5 je až nadbytečný. Vyšší obsah Al2O3 ve spodních horizontech naznačuje příměs lateritických zvětralin v těchto horizontech. Na mateční hornině kyselém granodioritu se tvoří zvětraliny lehčího charakteru, se značnou příměsí matečního skeletu a kropenatého písku, dobře propustného pro vzduch i vodu. Proto v nich dochází často k erozi nebo naopak k akumulačnímu hromadění, k mrazovým jevům, vnitroprofilovému zvětrávání atd. a vznikají tak místy hluboké a značně kombinované zvětralinové pokryvy jako mateční materiál pro půdotvorný proces. Popis zvětralinového pokryvu a půdy na ploše A je uveden v přílohách.
4.2.3 Poměry pedologické Po stránce pedologické jsou na celém území výzkumného objektu půdy typu kambizemí. Půdní profil je vytvořen na různě mocných vrstvách svahoviny s vtroušeným granodioritovým štěrkem a pomístně i balvany. Zvětralina granodioritu bez porušení struktury, která místy vystupuje až do hloubky 40 – 50 cm, je pro prosakující vodu dosti nepropustná, což je i příčinou občasného převlhčení celého půdního profilu a místy i oglejení. Po stránce zrnitosti je v jemnozemi zastoupena dosti vysoko jilnatá frakce (< 0,01 mm) 38 – 45 % a lze proto označit tuto půdu jako hlinitou. Obsah částic pod 0,002 mm kolísá kolem 10 %. Jedná se o půdu kyselou, což je podmíněno jednak charakteristikou matečné horniny, jednak charakterem organického odpadu. Nejnižší hodnota pH v H2O je ve vrstvě h (pH = 3,8) a A
(pH = 3,7), ovšem ani hlubší minerální horizonty
nepřesahují většinou hodnotu 4,5.
23
Po stránce fyzikálních poměrů není charakter profilu optimální z hlediska produkce lesních dřevin. Má poměrně omezenou fyziologickou hloubku nepropustnou vrstvou granodioritové zvětraliny, která místy vystupuje až na 50 cm hloubky profilu.
4.2.4
Poměry klimatické Podle Quitta (1971) se plocha nachází v klimatické oblasti MT3 mírně teplé a
mírně vlhké, která je charakteristická počtem letních dnů 20 – 30, počtem mrazových dnů 120 – 140, počtem ledových dnů 40 – 50, průměrnou teplotou v lednu -3 – (-4) °C, průměrnou teplotou v červenci 16 – 17 °C, srážkovým úhrnem za vegetační období 350 – 450 mm a více, počtem dnů se sněhovou pokrývkou 60 – 100. Průměrná roční teplota činí 6,3 oC (stanice Protivanov), s nejvyšší teplotou v červenci (15,8 oC) a nejnižší -4,1 oC v lednu (Pivec, 1992). Roční průměr srážek činí 638 mm, ve vegetační sezóně 415 mm. Srážkově nejbohatší je měsíc červenec (415 mm), srážkově nejchudší je únor a březen (32 mm). Průměrné měsíční teploty vzduchu ve °C na stanici Protivanov v letech 1954 – 1980, průměrná odvozená teplota vzduchu ve °C nad porostem v Rájci nad Svitavou v období 1980 – 1997, průměrný srážkový úhrn v mm nad porostem v Rájci nad Svitavou v období 1980 – 1997 a průměrné měsíční teploty vzduchu ve °C ve smrkovém porostu v Rájci nad Svitavou v jednotlivých letech v období 1990 – 1999 jsou uvedeny v přílohách (Tabulka 2, 3, 4 a 5).
4.2.5 Poměry typologické Podle Zlatníka (1959) lze zařadit danou lokalitu do skupiny typů geobiocénu Fageta quercino abietina - Carex pilulifera, Dryopteris dilatata. Podle typologického systému Ústavu pro hospodářskou úpravu lesa je plocha zařazena do skupiny lesních typů 5S - svěží jedlová bučina a do lesního typu 5S1 - svěží jedlová bučina šťavelová. Za původní dřeviny jsou pokládány Fagus sylvatica, jako absolutní dominanta, ojedinělý je výskyt Abies alba, jako příměs se vyskytuje Quercus petraea, na místech s oglejením též Quercus robur. Změna dřevinné synusie na monokulturu smrku nezpůsobila v těchto podmínkách významnější změny ve struktuře a druhové diverzitě bylin a mechů.
24
Absence termofilních druhů a jen vzácný výskyt Prenanthes purpurea v širokém okolí plochy, skutečně vzácný výskyt Polygonatum verticillatum, příp. Lycopodium clavatum a nepřítomnost náročnějších druhů květnatých bučin potvrzuje předpoklad, že se jedná o podmínky klimaxového společenstva druhově chudé acidofilní bučiny (Kulhavý, 1997).
4.2.6 Stručný popis zkoumaných ploch
Stručný popis zkoumaných ploch je uveden v tabulce 3.
Tabulka 3: Popis zkoumaných ploch
Plocha
A
C
E*
103
40
5
smrk (100 %)
buk (100 %)
buk (100 %)
Zakmenění
1
1
1
Foto č. **
1, 2
3, 4
5, 6
Věk (roky) Zastoupení (v %)
* charakter holiny, kultura silně poškozena ** viz Přílohy
25
5 METODIKA Měření probíhá pomocí půdních vlhkostních čidel CS 616 a čidel půdního sacího potenciálu GB 2 od firmy EMS Brno. Je zde také měřena teplota půdy pomocí teplotního čidla Pt100/8. Teplota je totiž důležitá charakteristika půdy ovlivňující jak vznik a vývoj půdy, tak i její fyzikální, chemické i biologické vlastnosti (Klimo, 2003). Detailnější popis jednotlivých čidel včetně obrázků je uveden v přílohách. Na každé ploše je instalováno 6 čidel pro měření vlhkostního sacího potenciálu (tři v hloubce 10 cm a tři v hloubce 30 cm). Čidla pro měření půdní vlhkosti jsou umístěna na každé ploše v počtu 3 kusy (měření v hloubkách 0 – 30 cm). Teplotní čidla jsou na jednotlivých plochách po 2 kusech v hloubce 10 a 30 cm. Sběr dat provádí datalogger (Obr. 5, Přílohy – Foto 7). Všechna měřiště byla instalována v období červenec až září roku 2006. Sběr dat je kontinuální v 20-ti minutových intervalech. Do notebooku jsou data stahována pravidelně každý měsíc a následně jsou vyhodnocována. Výsledky zpracováváme statisticky a jednotlivé plochy porovnáváme mezi sebou.
Obr. 5: Obecné schéma rozmístění čidel na měřišti
26
5.1 Vyhodnocování dat Stažená data z dataloggeru byla vyhodnocována pomocí počítačového programu mini32 a zpracována následujícím způsobem: veličiny, které byly měřeny na každém stanovišti jednou, byly mezi sebou pouze porovnávány. Z veličin, které byly měřeny na každém stanovišti vícekrát, byl vytvořen průměr a tyto průměry byly porovnávány mezi jednotlivými stanovišti. Výsledky jsou prezentovány slovně i graficky. Zpracované grafy jsou uvedeny v přílohách. Pro větší podrobnost jsou grafy rozděleny po jednotlivých měsících.
27
6 VÝSLEDKY A DISKUSE Z grafu 1 vyplývá, že největší vlhkost půdy v hloubce 0 – 30 cm byla ve smrkovém porostu (plocha A). Naopak výrazně nejmenší byla vlhkost v mladém bukovém porostu (plocha C). Dá se předpokládat, že vlhkost půdy v bukovém kotlíku (plocha E) je ovlivněna okolním starým smrkovým porostem. Celkově se vlhkost půdy na jednotlivých plochách pohybovala v rozmezí 13 – 28 obj. % (plocha A), 1 – 15 obj. % (plocha C) a 12 – 22 obj. % (plocha E).
Graf 1: Vlhkost půdy v hloubce 0 – 30 cm v období září – prosinec 2006
Prax (1984) ve své kandidátské disertační práci, ve které v letech 1976 – 1981 sledoval vodní režim lesní půdy na ploše A, uvádí v období září – prosinec 1980 tyto hodnoty vlhkosti půdy v hloubce 5 – 30 cm (Tabulka 4):
28
Tabulka 4: Naměřené hodnoty vlhkosti půdy na ploše A v hloubce 5 – 30 cm v období září – prosinec 1980
Datum
12. září
15. října
12. listopadu
17. prosince
Vlhkost (obj. %)
19 – 35
18 – 35
20 – 34
21 – 40
Námi naměřené hodnoty v roce 2006 na ploše A v hloubce 0 – 30 cm jsou shrnuty v tabulce 5. Hodnoty vlhkosti v jednotlivých letech si celkem odpovídají. Rozdíl v naměřených hodnotách může být způsoben odlišným způsobem měření či rozdílným srážkovým úhrnem v daném období.
Tabulka 5: Naměřené hodnoty vlhkosti půdy na ploše A v hloubce 0 – 30 cm v období září – prosinec 2006
Datum Vlhkost (obj. %)
12. září
15. října
12. listopadu
17. prosince
12
14
19
21
Tužinský (2004), který zkoumal vodní režim lesních půd v Malých Karpatech (v lokalitách Borinka, Biely Kríž) v letech 1981 – 1986, zjistil, že v bukovém porostu byl celý profil nasycený v rozmezí 16 – 24 obj. %, pod dubo – habrovým porostem mezi 12 – 20 obj. % a ve smrkovém porostu byla zásoba půdní vody nejmenší (okolo 11 – 18 obj. %). To je v rozporu s našimi měřeními, kde byla nejvyšší vlhkost půdy naměřena vždy ve smrkovém porostu (plocha A) (Graf 1). Neshody ve výsledcích mohou být způsobeny rozdílnými vlastnostmi půdy. Hybler (2003) uvádí, že půdní vlhkost v lokalitě lužního lesa „Soutok“ na jižní Moravě se v hloubce 30 cm většinou pohybuje mezi 35 – 45 obj. %. To odpovídá tomu, že v lužním lese je vlhkost půdy ovlivněna vysokou hladinou spodní vody. Námi naměřené hodnoty jsou nižší než hodnoty uváděné v této práci. Na základě měřených vlhkostí půdy pod porosty kleče, lesa a trávy v povodí Modrý důl ve východních Krkonoších Tesař a kol. (2004) odvozují, že změna porostu nezpůsobuje zásadní změnu vodního režimu půdy a povodí, pokud má vegetace dostatek vody pro transpiraci. Tento závěr o nezávislosti vodního režimu půd na druhovém složení vegetačního krytu však neplatí v suchých podmínkách, které jsou
29
extrémní z hlediska růstu rostlin. V nich se totiž výrazně projevují mezidruhové odlišnosti ve vodním provozu rostlin. To ukazuje i studie vodního režimu v subtropickém klimatu, kde je nedostatek vody limitujícím faktorem růstu rostlin (Scott a kol., 1997). Při nedostatku půdní vlhkosti má druhové složení vegetace vliv na změnu vodního režimu půdy i na našich zkoumaných plochách. Z grafu 2 je vidět, že nejvyšší teplota v hloubce 10 cm byla od začátku září až do konce října v mladém bukovém porostu (plocha C) a nejnižší ve smrkovém porostu (plocha A). Od konce října do konce prosince byla však nejvyšší teplota ve smrkovém porostu (plocha A) a teploty půdy v bukovém kotlíku (plocha E) a v mladém bukovém porostu (plocha C) byly podobné.
Graf 2: Teplota půdy v hloubce 10 cm v období září – prosinec 2006
Největší stálost denní teploty půdy vykazoval smrkový porost (plocha A). Naopak nejvíce rozkolísaná byla teplota v mladém bukovém porostu (plocha C). Z toho vyplývá, že starý smrkový porost má značný vliv na teplotu půdy. V teplejších měsících zabraňuje průniku slunečních paprsků do porostu a tím zabraňuje prohřívání půdy. V chladných měsících naopak zabraňuje vyzařování tepla z půdy, a proto se půda tak rychle neochlazuje. V průběhu listopadu a prosince, kdy buk ztrácí listí, je teplota půdy v mladém bukovém porostu (plocha C) podobná jako na holé ploše (plocha E). Teploty
30
půdy v hloubce 30 cm kopírovaly s menším rozdílem teploty půdy v 10 cm a měly menší amplitudu, což potvrdilo platnost Fourierových zákonů. Dále bylo zjištěno, že v okamžiku, kdy na všech plochách prudce stoupne vlhkost půdy, tak zároveň prudce klesne sací tlak a také poklesne teplota půdy. Nejvíce zřetelné to bylo 29. 10. 2006, kdy v daném období pršelo. Také bylo zjištěno, že po celé měřené období byl nejnižší sací tlak v bukovém kotlíku (plocha E). Z toho vyplývá, že nejmenší spotřeba vody rostlinami je právě na této ploše. Je také možné, že je hodnota sacího tlaku ovlivněna rozdílnou zrnitostí půdy na jednotlivých stanovištích a tím i rozdílností pF čar. Zrnitost půdy bude zkoumána a doplněna až v následné diplomové práci. Jelikož byly přístroje na plochy instalovány postupně a i datum zahájení měření bylo na každé ploše jiné, došlo k menší chybě, která spočívá v časovému posunu (o jeden den zpět) na plochách C a E. Tato chyba se na grafech jeví jako mezera ve sbíraných datech a posunu ploch C a E na časové ose oproti ploše A. Tato chyba byla odstraněna 20. 11. 2006 synchronizací datumů a dat na všech plochách. Od té doby jsou data sbírána v naprostém pořádku. Data byla sbírána pouze v krátkém časovém období, proto je jejich vypovídací hodnota nízká a celá práce je teprve ve fázi prověřování. Až následující měření budou použitelná pro další zpracování a pro porovnání s ostatními autory.
31
7 ZÁVĚR Při řešení bakalářské práce byly měřeny a vyhodnoceny vlhkostní poměry půd pod třemi porostními typy, a to pod dospělým smrkovým porostem, mladým bukovým porostem a pod zalesněným bukovým kotlíkem, který má charakter holiny. Souběžně se provádí měření ještě na dalších dvou plochách. Ty však nejsou součástí mé práce a budou řešeny až v následné diplomové práci. Účelem práce byla instalace vlhkostních čidel a ověření výsledků měření. Na základě dosud získaných poznatků je možné konstatovat, že skladba porostu má značný vliv na vlhkostní i teplotní charakteristiky lesních půd, a to hlavně při nedostatku vody pro transpiraci rostlin. Na tomto místě je třeba také zdůraznit, že jde zatím pouze o první předběžné výsledky, které bude třeba ověřit dalším výzkumem. V bakalářské práci byla započata měření, která budou dále rozšiřována a doplňována v rámci diplomové práce. Potom bude hodnocení objektivnější z důvodu získání většího množství dat za delší časový úsek.
32
SUMMARY This bachelor thesis deals with the measurement and comparison of moisture conditions of forest soils under three types of stands: a mature spruce stand, a young beech stand and a reforested beech gap. The aim of the study is to present the identity or differences in soil moisture conditions under various stands and thus to contribute to the general knowledge in the water cycle in forest ecosystems. The forest soil water regime represents the complex of processes related to the water cycle between atmosphere, biosphere and pedosphere. The pedosphere markedly affects this cycle by it capacity to retain a certain amount of water within the period of accumulation. The ratio of the amount of water to the solid phase of soil is expressed by values of weight or volume moisture. Dry soil takes in water and retains it and thus, a certain effort is necessary for its displacement. With energy expressed per the unit of water weight its potential changes and with energy expressed per the unit of the water volume the soil water pressure changes. This pressure is negative as compared with atmospheric pressure being termed as the soil water suction pressure. The studied plots occur in the experimental area of the Institute of Forest Ecology, Mendel University of Agriculture and Forestry in Brno. The measurement is carried out by means of CS 616 soil moisture sensors and GB 2 sensors of the soil suction potential manufactured by EMS Brno Co. Also soil temperature is measured using a Pt100/8 sensor. It was found that the highest soil moisture at a depth of 0 – 30 cm occurred in a spruce stand. On the other hand, markedly the smallest soil moisture was in a young beech stand. It is possible to suppose that soil moisture in a beech gap is affected by a neighbouring old spruce stand. Soil temperature at a depth of 10 cm was highest in a young beech stand and lowest in a spruce stand from the beginning of September to the end of October. From the end of October, however, the highest temperature was in the spruce stand and soil temperatures in the beech gap and in the young beech stand were similar. The spruce stand showed the highest stability of both day and annual soil temperatures. On the other hand, temperature in the young beech stand was most unstable. Soil temperatures at a depth of 30 cm copied (with a small difference) soil temperatures at a depth of 10 cm showing smaller amplitude, which proved Fourier laws. In the plots, measurements will continue and results will be evaluated. 33
SEZNAM POUŽITÉ LITERATURY 1. HADAŠ P. (2000): Měření vybraných meteorologických a půdních parametrů. Závěrečná zpráva ÚEL, MZLU Brno, 34 s. 2. HRUŠKA B. (1980): Geologicko – petrografické poměry, zvětrávací procesy, uvolňování živin a klasifikace zvětrávacích procesů v ekosystému smrkového lesa. Závěrečná zpráva výzkumného úkolu VI-2-2-20, VŠZ Brno, 51 s. 3. HYBLER V. (2003): Současný stav dynamiky vlhkostního režimu půd lužního lesa na soutoku. In: Sborník z konference na téma Ochrana a využití půdy v nivních oblastech, Pedologické dny 2003. MZLU v Brně, 1. vydání, 173 s., ISBN 80-7157-735-9. 4. HYBLER V., PRAX A. (2006): Vazba půda – voda v obecném pojetí a v konkrétních podmínkách lesních ekosystémů. In: KULHAVÝ J. a kol.: Ekologie lesa II. MZLU v Brně, 1. vydání, 221 s. 5. KLIMO E. (2003): Lesnická pedologie. MZLU v Brně, dotisk 2. nezměněného vydání, 259 s. 6. KULHAVÝ J. (1997): Acidifikace lesních půd jako půdní proces a ekologický faktor. Habilitační práce, MZLU Brno, 86 s. 7. LEDVINA R., HORÁČEK J., ŠINDELÁŘOVÁ M. (2000): Geologie a půdoznalství. Biologická fakulta JU, České Budějovice, studijní text, 203 s. 8. MARKOVÁ I. (2004): Bioklimatologie, MZLU Brno, učební text na CD. 9. PIVEC J. (1992): Air Temperature and Deficit of Precipitation. In: KLIMO, E. a MARŠÁLEK, J. (eds): Manmade Spruce Ecosystem (Structure, Functions, Production, Processes). Report from Project Rájec, Institute of Forest Ecology, Agriculture University Brno, str. 9 – 10, 178 s. 10. PRAX A. (1984): Vodní režim hnědé lesní půdy se smrkovým porostem v bukovém vegetačním stupni. Kandidátská disertační práce, VŠZ Brno, 183 s. 11. PRAX A. (2001): Fyzikální charakteristiky půdy. In: JANDÁK J., PRAX A., POKORNÝ E.: Půdoznalství. MZLU v Brně, 1. vydání, 142 s. 12. PRAX A. (2003): Voda v lesních ekosystémech. In: KULHAVÝ J. a kol.: Ekologie lesa. MZLU v Brně, 1. vydání, 220 s.
34
13. PRŮŠA E. (2001): Pěstování lesů na typologických základech. Nakladatelství a vydavatelství Lesnická práce s. r. o., Kostelec nad Černými lesy, 1. vydání, 593 s. 14. QUITT E. (1971): Klimatické oblasti Československa. Brno ČSAV – GU. 15. SCOTT D. F., LESCH W. (1997): Streamflow responses to afforestation with Eucalyptus grandis and Pinus patula and to felling in the Mokobulaan experimental catchments, South Africa. J. Hydrol., Volume 199, str. 360 – 377. 16. SKOŘEPA H. (2006): Lesy Drahanské vrchoviny. Nakladatelství Albert v Boskovicích, 1. vydání, 156 s. 17. ŠIMEK M. (2005): Základy nauky o půdě; 1. Neživé složky půdy. Biologická fakulta JU, České Budějovice, 2. upravené a rozšířené vydání, 160 s. 18. TESAŘ M., ŠÍR M., DVOŘÁK I. J. (2004): Vliv vegetačního porostu a jeho změn na vodní režim půd v pramenných oblastech Krkonoš. In: ŠTURSA J., MAZURSKI K. R., PALUCKI A., POTOCKA J. (eds.): Geoekologické problémy Krkonoš. Sborn. Mez. Věd. Konf., Listopad 2003, Szklarska Poręba. Opera Corcontica, Volume 41, str. 30 – 37. 19. TUŽINSKÝ L. (2004): Vodný režim lesných pôd. Vydavatelstvo TU vo Zvolene, 1. vydanie, 102 s. 20. ZLATNÍK A. (1959): Přehled Slovenských lesů podle skupin lesních typů. Spisy věd. laboratoře biog. A typol., VŠZ Brno, č.3.
Internetové zdroje: • http://www.campbellsci.com/cs616-l • http://www.delmhorst.com/products_soil.html • http://www.emsbrno.cz/pdf/Dela2001.pdf • http://www.emsbrno.cz/pdf/Pt100_8.pdf
35
