Hydrologie a hydropedologie

Hydrologie a hydropedologie

Interní učební texty

Obsah 1. Hydrosféra, základní pojmy ................................................................................. 1 1.1 Hydrologický cyklus ................................................................................................... 1 1.2 Hydrologická bilance povodí ..................................................................................... 2

2. Pracovní metody v hydrologii ............................................................................. 4 2.1 Statistická jednotka, statistický soubor ................................................................... 4

2.2 Charakteristiky statistického souboru ............................................................. 5 2.3 Empirická čára překročení ......................................................................................... 8 2.4 Teoretická čára překročení ...................................................................................... 10 2.4.1 Laplace-Gaussovo normální rozdělení ............................................................................... 10 2.4.2 Rozdělení Pearson III ......................................................................................................... 11

3. Atmosférické srážky .......................................................................................... 12 3.1 Klasifikace oblaků .................................................................................................... 12 3.1.1 Příčiny vzniku oblaků .......................................................................................................... 14

3.2 Mlhy a jejich klasifikace ........................................................................................... 14 3.3 Typy atmosférických srážek .................................................................................... 15 3.3.1 Vertikální srážky ................................................................................................................. 16 3.3.2 Horizontální srážky ............................................................................................................. 17

3.4 Měření srážek, přístroje ............................................................................................ 18 3.5 Časové a plošné rozdělení srážek .......................................................................... 24 3.5.1 Časové rozdělení srážek .................................................................................................... 24 3.5.2 Plošné rozdělení srážek ..................................................................................................... 25

3.6 Určení srážkové výšky na povodí ........................................................................... 25 3.7 Vztah mezi intenzitou, dobou trvání a periodicitou deště..................................... 28 3.8 Vztah intenzity deště a zasažené plochy ................................................................ 31

4. Výpar ................................................................................................................... 31 4.1 Obsah vodních par v ovzduší .................................................................................. 32 4.2 Vyjádření vlhkosti vzduchu ..................................................................................... 33 4.3 Měření vlhkosti vzduchu .......................................................................................... 34 4.4 Výpar z volné vodní hladiny, ze sněhu a ledu ........................................................ 36 4.5 Metody stanovení výparu z volné vodní hladiny ................................................... 38 4.6 Výpar vody z půdy, transpirace, evapotranspirace ............................................... 42 4.6.1 Měření výparu z půdy ......................................................................................................... 42

5. Povrchové vody tekoucí .................................................................................... 45 5.1 Řeky, říční síť, jejich vznik a charakteristiky ......................................................... 45 5.1.1 Popis a charakteristika toku a říční soustavy ..................................................................... 45 5.1.2 Popis a charakteristika povodí............................................................................................ 47 5.1.3 Geomorfologické vlastnosti údolí a koryt toků .................................................................... 50

5.2 Odtok povrchových vod ........................................................................................... 53 5.2.1 Vodočetné stanice, pozorování vodních stavů ................................................................... 53 5.2.2 Zpracování údajů o vodních stavech .................................................................................. 57

5.3 Hydrologický režim ................................................................................................... 59 5.4 Vliv fyzikálně-geografických faktorů ...................................................................... 60

i

5.5 Průtoky, základní pojmy, bilance oběhu vody v přírodě ....................................... 66 5.5.1 Průměrné průtoky, jejich variabilita ..................................................................................... 71

5.6 Pohyb vody v otevřeném korytě .............................................................................. 72 5.7 Určení a vyhodnocení průtoků ................................................................................ 73 5.7.1 Přímé měření průtoků ......................................................................................................... 73 5.7.2 Určení průtoků z měření bodových a průřezových rychlostí............................................... 74 5.7.2.1 Měření průtoku Pitotovou trubicí ................................................................................................. 74 5.7.2.2 Měření průtoku hydrometrickou vrtulí.......................................................................................... 75

5.7.3 Vyhodnocování průtoku z bodových rychlostí .................................................................... 81 5.7.3.1 Početní způsob vyhodnocení průtoků z bodových rychlostí........................................................ 81 5.7.3.2 Vyhodnocení průtoků z bodových rychlostí metodou Harlachera ............................................... 84 5.7.3.3 Vyhodnocení průtoku z bodových rychlostí metodou Culmanna ................................................ 85 5.7.3.4 Vyhodnocení průtoku z bodových rychlostí tachygrafickou křivkou ............................................ 86 5.7.3.5 Vyrovnání vodního stavu ............................................................................................................ 87

5.7.4 Určení průtoku vody z rychlostí měřených plováky ............................................................ 87 5.7.4.1 Měření povrchových rychlostí po celé šířce profilu ..................................................................... 87 5.7.4.2 Měření maximální povrchové rychlosti ........................................................................................ 90 5.7.4.3 Měření středních svislicových rychlostí ....................................................................................... 92 5.7.4.4 Měření střední průřezové rychlosti .............................................................................................. 93

5.7.5 Chemický způsob měření průtoku ...................................................................................... 94 5.7.5.1 Směšovací metoda ..................................................................................................................... 94 5.7.5.2 Integrační metoda ....................................................................................................................... 95 5.7.5.3 Rychlostní metoda ...................................................................................................................... 96

5.7.6 Určení průtoku metodami známými z hydrauliky ................................................................ 96 5.7.6.1 Měření průtoku nádobou s otvorem ve dně ................................................................................ 96 5.7.6.2 Měření průtoku přelivy ................................................................................................................ 97 5.7.6.3 Určení průtoků z rozdílu tlakových výšek .................................................................................... 99

5.7.7 Určení průtoku empirickými vzorci .................................................................................... 100

5.8 Konzumční křivka, vyhodnocení průměrných průtoků ....................................... 104 5.8.1. Vyhodnocení průměrných průtoků ................................................................................... 107

5.9 Extrémní průtoky..................................................................................................... 108 5.9.1 Maximální průtoky, základní pojmy................................................................................... 108 5.9.2 Minimální průtoky .............................................................................................................. 110 5.9.3 Tvar a objem povodňových vln ......................................................................................... 111 5.9.4 Hydrologické předpovědi vodních stavů a průtoků ........................................................... 112 5.9.5 Transformace povodňové vlny .......................................................................................... 113 5.9.5.1 Transformace povodňové vlny v nádrži nevlastním retenčním prostorem ................................ 113 5.9.5.2 Transformace povodňové vlny v úseku toku ............................................................................. 114

5.10 Součtové čáry průtoků ......................................................................................... 115 5.10.1 Vlastnosti součtových čar ............................................................................................... 117 5.10.2 Aplikace součtových čar ................................................................................................. 118 5.10.2.1 Ombrogram ............................................................................................................................. 118 5.10.2.2 Charakteristika nádrže ............................................................................................................ 119 5.10.2.3 Stanovení potřebných objemů nádrže .................................................................................... 120

5.11 Odvodnění urbanizovaného povodí .................................................................... 123 5.11.1 Základní charakteristika odtoku z městského povodí ..................................................... 123 5.11.1.1 Vývoj filosofie městského odvodnění ...................................................................................... 124 5.11.1.2 Vývoj a charakteristika simulačních modelů pro městské odvodnění ..................................... 125

5.11.2 Hydrologické procesy povrchového odtoku .................................................................... 125 5.11.3 Hydraulické procesy povrchového odtoku ...................................................................... 126 5.11.3.1 Metoda jednotkového hydrogramu ......................................................................................... 127

5.11.4 Dešťová data .................................................................................................................. 128 5.11.4.1 Základní rozdělení dešťových dat ........................................................................................... 128 5.11.4.2 Blokový déšť ........................................................................................................................... 129 5.11.4.3 Šifaldův déšť ........................................................................................................................... 130 5.11.4.4 Déšť firmy DORSCH CONSULT ............................................................................................. 131 5.11.4.5 Dešťový katalog ...................................................................................................................... 133

5.11.5 Dešťová data jako základní vstupní parametr simulačních prostředků .......................... 134 5.11.5.1 Vzdálenost dešťových stanic od modelového povodí ............................................................. 135 5.11.5.2 Plošná hustota stanic .............................................................................................................. 135 5.11.5.3 Mezery v záznamech .............................................................................................................. 136

5.11.6 Objekty na stokové síti .................................................................................................... 136

ii

5.11.6.1 Dešťové a retenční nádrže ..................................................................................................... 136 5.11.6.2 Odlehčovací komory ............................................................................................................... 137 5.11.6.3 Štítový oddělovač ................................................................................................................... 138 5.11.6.4 Vířivé a vírové separátory ....................................................................................................... 140

6. Splaveniny ........................................................................................................ 141 6.1 Měření a určování množství plavenin a dnových splavenin ............................... 143

7. Jezera, základní pojmy a charakteristiky ....................................................... 144 7.1 Vodní bilance jezer ................................................................................................. 147 7.2 Teplotní režim stojatých vod ................................................................................. 148

8. Bažiny a jejich hydrologický význam ............................................................. 149 9. Základy pedologie ............................................................................................ 151 9.1 Pedogenetické faktory ........................................................................................... 152 9.1.1 Mateční substrát ............................................................................................................... 152 9.1.2 Podnebí ............................................................................................................................ 153 9.1.3 Organismy ........................................................................................................................ 154 9.1.4 Reliéf terénu a podzemní voda......................................................................................... 156 9.1.5 Činnost člověka ................................................................................................................ 157 9.1.6 Vliv času ........................................................................................................................... 157

9.2 Pedogenetické procesy .......................................................................................... 157 9.2.1 Zvětrávání ......................................................................................................................... 157 9.2.2 Humifikace ........................................................................................................................ 164 9.2.3 Rašelinění ......................................................................................................................... 169 9.2.4 Translokace a akumulace, vznik půdních horizontů......................................................... 169 9.2.4.1 Eluviace, luvizace, translokace ................................................................................................. 169 9.2.4.2 Pseudoglejový a glejový proces................................................................................................ 170 9.2.4.3 Zasolení .................................................................................................................................... 170

9.3 Klasifikace půdních typů v ČR .............................................................................. 170 9.3.1 Skupina půd imiciálních .................................................................................................... 170 9.3.2 Skupina půd melanických ................................................................................................. 171 9.3.3 Skupina půd molických ..................................................................................................... 171 9.3.4 Skupina půd illimerických ................................................................................................. 171 9.3.5 Skupina hnědých půd ....................................................................................................... 172 9.3.6 Skupina podzolových půd ................................................................................................. 172 9.3.7 Skupina hydromorfních půd.............................................................................................. 172 9.3.8 Skupina lužních půd ......................................................................................................... 173 9.3.9 Skupina půd salinických ................................................................................................... 173 9.3.10 Skupina půd antropických .............................................................................................. 174

9.4 Fyzikální vlastnosti půdy ....................................................................................... 174 9.4.1 Půdní struktura ................................................................................................................. 174 9.4.1.1 Význam půdní struktury ............................................................................................................ 175

9.4.2 Pórovitost půdy ................................................................................................................. 176 9.4.3 Vlhkost půdy ..................................................................................................................... 177

9.5 Chemické a fyzikálně chemické vlastnosti půdy ................................................. 178

10. Podpovrchové vody ....................................................................................... 179 10.1 Výskyt a rozdělení podpovrchových vod ........................................................... 179 10.1.1 Rozdělení podpovrchové vody podle vazebných sil....................................................... 180 10.1.2 Rozdělení podpovrchové vody podle výskytu ................................................................ 180 10.1.2.1 Prameny a jejich typy .............................................................................................................. 182

10.2 Půdní hydrostatika ............................................................................................... 183 10.2.1 Adsorpce......................................................................................................................... 183 10.2.2 Kapilarita ......................................................................................................................... 184 10.2.3 Bobtnání ......................................................................................................................... 189 10.2.4 Potenciál půdní vody ...................................................................................................... 190 10.2.4.1 Metody měření vlhkostního potenciálu ................................................................................... 191

iii

10.2.5 Retenční čáry půdní vlhkosti ........................................................................................... 194 10.2.6. Půdní hydrolimity ........................................................................................................... 194

10.3. Hydrodynamika půdní vody ................................................................................ 196 10.3.1 Proudění vody v nasyceném prostředí ........................................................................... 196 10.3.1.1 Darcyho zákon ........................................................................................................................ 197 10.3.1.2 Stanovení nasycené hydraulické vodivosti ............................................................................. 199

10.3.2 Infiltrace vody do půdy .................................................................................................... 203 10.3.3 Proudění v nenasyceném prostředí ................................................................................ 204

10.4. Průtok podzemní vody......................................................................................... 207 10.4.1 Čerpací zkouška ............................................................................................................. 209 10.4.2 Dosah účinnosti studny, vydatnost studny ..................................................................... 210

iv

1. Hydrosféra, základní pojmy Hydrosféra je souhrn veškeré vody na Zemi i v atmosféře bez rozdílu skupenství. Její obsah je konstantní. Objem vody ve světovém oceánu se odhaduje na 1,33·109 km3, obsah jezer asi 750·103 km3, v korytech řek asi 12 000 km3, v atmosféře je asi 12,3·103 km3 vody. Voda pokrývá 70,5 % z celého povrchu geoidu (z 510·106 km2 je plocha oceánů 361·106 km2, plocha pevniny 149·106 km2). Vlivem Slunce, jehož energie je iniciátorem a regulátorem pohybu vody v přírodě, dochází z vodních hladin, z půdy i z vegetace k výparu a voda ve formě plynného skupenství přechází do horních vrstev atmosféry, odkud je prouděním vzdušných hmot odtransportována na jiné místo a tam, za příznivých podmínek, dochází ke kondenzaci a vypadnutí srážek na povrch Země. Pokud dopadne na pevninu, tak voda vsakuje, obohacuje vláhou půdní profil, obohacuje zásoby podzemních vod, doplňuje vodou jezera a rybníky, dotuje řeky, opět se vypařuje do atmosféry a tak nastává stále opakovaný a nepřetržitý pohyb vodních mas, který nazýváme oběh vody v přírodě - hydrologický cyklus.

1.1 Hydrologický cyklus Uvádí se, že na oběhu vody se zúčastňuje jen nepatrná část a to 0,4 % zásob světového oceánu. Objem vody v atmosféře, asi 12,3·103 km3, činí 1/42 ročního úhrnu srážek, z čehož vyplývá, že se v průměru každých 9 dnů obsah par v atmosféře vymění (365/42 = 9). Zásoba vody v korytech řek se vymění asi 30 krát za rok, tedy v průměru každých 12 dní (365/30 = 12). Rozlišujeme dva základní oběhy vody v přírodě, které jsou založeny na stejném, v úvodu uvedeném, principu pohybu vody a proudění vzdušných hmot - velký oběh, kde dochází k výměně vody mezi pevninou a mořem, a malý oběh, kde dochází k výměně vody jen nad hladinou moří. S ohledem na rozsáhlé vodní plochy, čistotu ovzduší a sluneční záření je tento oběh nejintenzivnější. Na malé části země existují také tzv. bezodtokové oblasti, ze kterých voda do světového oceánu neodtéká a dochází k místnímu vlastnímu oběhu. Zásoby vody v mořích jsou doplňovány přítoky z pevniny. Výpar z oceánů VO je nahrazován srážkami spadlými nad oceánem HSO a odteklými z pevniny HOP VO  H SO  H OP

(1.1-1)

Z pevniny se však vypaří množství vody VP, které se rovná množství spadlých srážek na pevninu HSP zmenšené o množství srážek z pevniny odteklé VP  H SP  H OP

(1.1-2)

Bilanční rovnice pro velký oběh vody je součtem rovnic (1.1-1) a (1.1-2) VO  VP  H SO  H SP

(1.1-3)

Znamená to, že celková výška výparu na Zemi je rovna výšce srážek, které na ni spadly, tj., že množství vody zúčastňující se oběhu je konstantní. Jednotlivé bilanční prvky se zpravidla vyjadřují ve formě výšky vrstvy, tzn. jako srážková, odtoková nebo výparná výška v [mm].

1

1.2 Hydrologická bilance povodí Základní hydrologickou oblastí, ve které se zjišťuje vzájemný vztah bilančních prvků a ve které se zkoumá odtokový proces, je povodí, které tvoří sběrnou, srážkovou a infiltrační oblast daného toku. Je to území, vytvořené k určitému profilu toku, omezené rozvodnicí, tj. myšlenou čarou probíhající po obvodových nejvyšších místech (hřebenech, vrcholech, úbočích a sedlech) terénu tak, že odděluje sousední povodí. Vymezuje plochu povodí, v níž má srážková voda, vypadlá na kterékoliv místo, možnost, pokud se nevypaří, stéci povrchově do říčního systému a protéci uzávěrovým profilem (vodoměrný profil, registrační vodoměrná stanice, mostní a jiný profil, vodní dílo). Odtokové poměry v korytě toku jsou výsledkem složitých klimatických, fyzikálních a geologických poměrů. Rozeznáváme povodí orografické (rozvodnici orografickou, určenou pomocí mapy) a povodí hydrologické (rozvodnici hydrologickou, která je navíc dána geologickým složením, průběhem nepropustných vrstev atd.). Tato povodí se ve skutečnosti nemusí krýt. Rozdíly nebývají zpravidla velké a u rozsáhlých povodí prakticky zanedbatelné. U malých povodí především pro experimentální práce se hydrogeologickým průzkumem hranice povodí upřesňuje. Obecně potom mluvíme o hydrologickém povodí. Plocha povodí je definována jako plocha půdorysného průmětu povodí do vodorovné roviny, zpravidla se uvádí v km2 (případně ha) a zjišťuje se nejčastěji planimetrováním z mapového podkladu nebo použitím digitálních dat. Vzájemný vztah bilančních prvků v povodí je dán bilanční rovnicí H S  H O  HV  R HS HO Hv R

-

(1.2-1)

výška srážek spadlých na povodí výška odteklá uzávěrovým profilem povodí výparná výška změna v zásobách vody v povodí (jezera, rybníky, sníh, voda v půdě, podzemní rezervoáry)

Pokud nedochází k výměně vod mezi sousedními povodími, nebo alespoň k výměně nestejného množství podzemních vod mezi nimi, mluvíme o tzv. hydrologicky uzavřeném povodí a rovnice se použije pro jakékoliv zvolené období. Pro období dlouhé řady let lze výraz R zanedbat a rovnici 1.2-1 zjednodušit na tvar H S  H O  HV

(1.2-2)

Všechny členy bilanční rovnice se při zpracování musí vztahovat ke stejnému období. V bilanční rovnici lze celkem dobře určit měřením srážky HS, případně odtoky HO, ostatní členy známe pouze přibližně. Základním bilančním obdobím užívaným v hydrologii je hydrologický rok. Trvá 12 měsíců a období je voleno tak, aby pevné srážky spadlé v tomto období se mohly, byť opožděně, zúčastnit odtokového procesu v témže období. Hydrologický rok začíná 1.11. a končí 31.10. a označuje se letopočtem delší doby, např. hydrologický rok začínající 1.11.2008, trvající do 31.10.2009, se označuje jako hydrologický rok 2009. Tím se dosáhne toho, že se srážky vypadlé i ve skupenství pevném, mohou po roztátí zúčastnit v rámci takto volené časové jednotky odtoku z povodí. Obecně je počátek hydrologického roku závislý na typickém ročním chodu srážek v uvažované zeměpisné oblasti, je tedy dán zeměpisnou polohou daného místa. Tak např. v hydrologii afrických států se používá hydrologický rok s počátkem 1.dubna, což je v podstatě datum každoročního počátku období dešťů. 2

Mluvíme-li o dlouhodobé bilanci, provádíme ji za dlouhou řadu let. Čím je období bilance kratší (roční, půlroční, měsíční), tím je obtížnější případně až nemožné separovat některé bilanční prvky, odpovídající jenom tomuto krátkému zkoumanému období. Zkracováním časového intervalu bezesporu přesnost bilance klesá a vztah bilančních prvků je volnější. Dále si definujme několik základních pojmů. Vodní tok je koryto s vodou, která odtéká z povodí, a to trvale nebo po větší část roku. Může být přirozený (bystřina, potok, řeka) nebo umělý (kanál, náhon). Řekou se rozumí tok s větší plochou povodí a délkou koryta a zpravidla i většími průtoky. Potok je obecné označení pro menší tok, bystřina se vyznačuje nepravidelným sklonem dna, zpravidla značným pohybem splavenin a náhlými změnami průtoků. U každého toku můžeme určit jeho řád, je to číslo, udávající počet posloupných zaústění od moře. Hydrologické pořadí toku je řazení toků postupně od pramene po proudu, od toku nižšího řádu k vyššímu. Hlavní tok je tok nejvyššího řádu v daném povodí. Ten se svými přítoky tvoří říční soustavu, říční soustavy v uvažovaném území vytvářejí říční síť. Území, ze kterého voda povrchově odtéká do daného moře, se nazývá úmoří. Odtok je hydrologický pojem vyjadřující objem vody, která odteče za určité časové období z povodí. Odtok se zahrnuje do hydrologické bilance a je tvořen několika složkami, jejichž součet se označuje jako celkový odtok. povrchový odtok - voda odteklá po povrchu terénu z míst, kde vznikly podmínky pro tvorbu odtoku (srážky převažovaly nad ztrátami) podpovrchový (hypodermický) odtok - voda infiltrovaná do půdy, která před odtokem z povodí nedosáhla hladiny podzemní vody základní odtok - odtok podzemní vody, tedy vody, která vzniká převážně vsakováním srážkové a povrchové vody toků a jezer Přímý odtok je souhrnné označení povrchového a hypodermického odtoku. Tabulka 1-1 Hodnoty odtokového součinitele ψ podle ČSN 756 701 pro různou konfiguraci terénu Konfigurace území

Způsob zastavění pozemku

rovina do 1 %

svah 1-5%

svah nad 5 %

0,70 0,60 0,50 0,40

0,80 0,70 0,60 0,50

0,90 0,80 0,70 0,60

Rodinné domy Sdružené v zahrádkách Izolované v zahrádkách

0,30 0,20

0,40 0,30

0,50 0,40

Tovární objekty Starší typ, hustší zástavba Nový typ, volné a travnaté plochy

0,50 0,40

0,60 0,50

Železniční pozemky

0,25

Sady, hřiště, hřbitovy

1,00

0,15

0,20

Zelené pásy, pole, louky

0,05

0,10

0,15

Lesy

0,00

0,05

0,10

Budovy Uzavřené bloky (dlážděné nebo zastavěné dvory) Uzavřené bloky (zahrady uvnitř vnitrobloků) Otevřené bloky Volné i rozptýlené zastavění

3

Specifický odtok vyjadřuje, jaké množství vody odtéká za jednotku času z jednotky plochy povodí, udává se v l/(s·km2) Odtokový součinitel ψ (tab.1-1) je součinitel, který ve výpočtu odtoku z daného území zohledňuje jeho konfiguraci a sklon. U málo propustného terénu se jeho hodnota oproti hodnotám uvedeným v tab.1-1 zvyšuje o 10 %, u více propustného terénu se naopak o 10 % snižuje.

Q  S  q  S q

-

(1.2-3)

odvodňovaná plocha [ha] vydatnost deště [l/(s·ha)]

2. Pracovní metody v hydrologii Pozorováním a měřením kvantitativních znaků hydrologických jevů dostáváme za určité časové období velké množství pozorovacího materiálu. Tyto materiály je třeba roztřídit podle oborů (povrchové vody, podzemní vody, prameny, srážky, výpar atd.), podle znaků, zrevidovat platnost naměřených a pozorovaných údajů (vyloučit nespolehlivé a chybné) a pak je teprve zpracovávat. Hydrologické procesy jsou ve své podstatě procesy náhodnými, stochastickými. Proto jsou v hydrologii pro vyhodnocení jevů často požívány metody matematické statistiky, tj. počtu pravděpodobnosti a korelačního počtu. Každý hydrologický jev má svoji příčinu, které je následkem. Studiem příčin vzniku hydrologických jevů, neboli genezí, se zabývají metody genetické. K rozvoji hydrologie jako vědy využívají harmonicky se doplňující obě uvedené metody.

2.1 Statistická jednotka, statistický soubor Statistickými jednotkami rozumíme zpravidla individuální, průměrné případně úhrnné kvantitativní znaky jevů, které mají homogenní znak. Mohou to být např. stav hladiny podzemní vody H [cm], vydatnost pramene Q [l/s], teplota vody a vzduchu [C], průměrný denní průtok Q [m3/s], stav hladiny z vodoměrné stanice H [m], denní srážkový úhrn HS [mm], denní úhrn výparu HV [mm] příp. průměrné hodnoty za delší období. Tyto statistické jednotky se vyznačují určitou hodnotou společného znaku, vzniká tak statistická proměnná. Statistické jednotky společného znaku vytvářejí statistický soubor. Ve většině případů z určité hodnoty znaku, vyskytující se v souboru, nelze usuzovat na hodnotu sousední, následující, tedy na střídání hodnot, které se v určitém období vyskytly, a hodnota znaku podléhá zákonům náhody. Máme-li zpracovat údaje o pozorování nějakého jevu, nepřehlednou množinu číselných údajů nelze bez úpravy okamžitě hodnotit. Používanou úpravou je např. seřazení hodnot určitého znaku v klesajícím pořadí, případně rozdělení členů statistického souboru do vhodně volených třídních intervalů apod. S výhodou se užívá různých způsobů grafického zobrazení. V hydrologii často používáme graf vyjadřující závislost naměřených nebo odvozených hodnot znaku na čase. Těmto čarám, jež chronologicky zobrazují hodnoty tak, jak se postupně v čase vyskytly, říkáme čáry jevů, nebo také chronologické čáry. Zpravidla používáme pravoúhlého souřadného systému, kde na ose x vynášíme čas (hod, dny, měsíce, roky) a hodnoty prvku na ose y.

4

Tímto záznamem může být spojitá čára, čára lomená, polygon (spojnice bodů ve středu časového úseku) nebo histogram, jenž vzniká použitím sloupcového zobrazení znaků nespojitých (průměrných denních, měsíčních údajů) příp. ze spojitých znaků zprůměrovaných v rozsahu časového úseku. Sloupce mají základnu rovnu jednotce času a výšku rovnu průměrné hodnotě znaku. Máme-li zpracovávat velmi rozsáhlý soubor, pro zvýšení přehlednosti zpracování zmenšíme rozsah pro výpočet jevu tím, že hodnoty vzájemně si blízké sdružíme do třídy (jejich počet je k), která je vymezena třídním intervalem (časem) h. Hodnoty, jež jsme seřadili do určité třídy, jsou reprezentovány třídním znakem xj, který má hodnotu rovnou středu intervalu

xj 

1 x j max  x j min  2

(2.1-1)

kde xjmax a xjmin jsou krajní hodnoty znaku, které ještě můžeme zařadit do j-té třídy Intervaly by se měly volit tak, aby prvek mohl být zařazen do příslušné třídy jednoznačně, šířka intervalů má být stejná. Správnost zpracování je závislá na vhodné volbě počtu tříd k. Pro výpočet vhodné šířky třídního intervalu h se používá vzorec

h  0,08  R

(2.1-2)

nebo h

R  2h 12

(2.1-3)

počet tříd k stanovíme podle rovnice (zaokrouhlíme na celé číslo) k R

–

R h

(2.1-4)

variační rozpětí (rov.2.2-4)

2.2 Charakteristiky statistického souboru Podle účelu můžeme statistický soubor zpracovávat různými způsoby, avšak vždy určujeme charakteristiky souboru, jež se vyznačují tím, že svoji hodnotou nám dávají informace o některých vlastnostech statistického souboru. Nejjednodušší a nejvíce používanou charakteristikou souboru je aritmetický průměr x . Početně jej získáme tak, že sečteme všechny hodnoty proměnné a dělíme součet počtem všech prvků souboru x

1 n  xi n 1

(2.2-1)

Aritmetický průměr má několik důležitých vlastností. Jeho stanovení je jednoduché, určení vychází ze všech pozorovaných hodnot. Součet odchylek jednotlivých hodnot od x je vždy roven nule

5

n

 x

i

 x  0

(2.2-2)

1

Součet čtverců odchylek jednotlivých hodnot od x je menší než součet čtverců odchylek jednotlivých hodnot od jakékoliv jiné hodnoty n

n

1

1

  x i  x 2    x i  x a 2

(2.2-3)

kde x a  x Nevýhodou této charakteristiky může být to, že je ovlivňována krajními, někdy současně extrémními hodnotami. Z tohoto důvodu se používá a může být hodnotnější jiná charakteristika, medián, xme nebo ~ x , jehož hodnota je u souborů s lichým počtem prvků dána hodnotou prvku stojícího uprostřed řady uspořádané podle velikosti, např. sestupné, případně je rovna hodnotě aritmetického průměru dvou prostředních sousedních prvků uspořádané řady podle velikosti u souborů se sudým počtem prvků. K různým účelům se určuje další charakteristická hodnota - modus, xmo nebo xˆ , určující hodnotu prvku s nejvyšší četností výskytu. Kromě uvedených charakteristik polohy určujeme charakteristiky rozptylu, kam patří Variační rozpětí R(také amplituda), rozdíl extrémních hodnot prvku

R  x max  x min

(2.2-4)

Průměrná odchylka δ je aritmetický průměr absolutních hodnot jednotlivých odchylek od průměru, určuje průměrné meze kolísání hodnot okolo průměru



1 n  xi  x n 1

(2.2-5)

Rozptyl s2

s2 

1 n  x i  x 2  n 1

(2.2-6)

Směrodatná odchylka σx se rovná druhé odmocnině z průměrů součtů čtverců odchylek proměnné od průměru (rozptylu)

x 

1 n 2   xi  x  n 1

(2.2-7)

Pro kratší soubor (uvádí se < 30 členů) je správnější použít výraz s 

1 n  xi  x  n 1 1

6

2

(2.2-8)

Směrodatnou odchylku nelze použít pro vzájemné porovnání dvou souborů, ve kterých se hodnoty náhodných veličin řádově liší, popř. jsou vyjádřeny různými jednotkami. Porovnání umožňuje zavedení bezrozměrného součinitele variace cv 1 n  xi  x  1 n s ki  12 cv       x x n 1 x n 1

x

kde k i 

2

(2.2-9)

xi x

Další charakteristikou statistického souboru je charakteristika šikmosti, tzv. součinitel asymetrie cs, jenž svojí hodnotou informuje o velikosti a smyslu odchylky od symetrického rozdělení n

n n  1n  2

cs 

kde k i 

 k

i

 1

1

cv

3

3

(2.2-10)

xi x

Podle znaménka u cs mluvíme o kladné asymetrii, kde je xmo<xme< x , a záporné asymetrii, kde vzájemná poloha těchto tří charakteristik je opačná, xmo>xme> x . U některých způsobů zpracování potřebujeme určit četnosti jednotlivých hodnot prvku. Četnost definujeme jako číslo, která udává, kolikrát se uvažovaná hodnota prvku (např. průměrný denní průtok o velikosti 30 m3/s) v souboru vyskytla. Můžeme použít tabelární (nebo grafické) zpracování, kdy k jednotlivým hodnotám znaku (seřazeným např. v sestupném pořadí) přiřadíme odpovídající četnost. Pokud máme hodnoty znaku seskupeny do tříd, připisujeme každé hodnotě třídního znaku tzv. třídní četnost, která určuje, kolikrát se hodnota znaku ležící v mezích třídního intervalu v souboru vyskytla. Kromě četnosti nebo třídní četnosti vyjádřené v absolutní míře používáme i míru relativní, pak mluvíme o relativní četnosti, případně o relativní třídní četnosti. Protože součet všech absolutních četností (i absolutních třídních četností) se rovná rozsahu souboru

n

j

n

(2.2-11)

potom součet všech relativních (i třídních) četností je roven jedničce nebo 100 % podle toho, je-li relativní četnost vyjádřena desetinným číslem nebo v procentech

f

j



nj n



1

n  nj



1  1100%  nn

(2.2-12)

Kromě výrazů již uvedených používáme termínu kumulativní četnost, popř. kumulativní třídní četnost, které opět mohou být vyjádřeny absolutně nebo relativně. Získáme je postupným sčítáním četností a v hydrologii je obvyklé ve směru od největších hodnot znaku k nejmenším. Z grafického zobrazení můžeme potom získat názornou představu o rozložení četností, což může být ve formě histogramu nebo polygonu četnosti (obr.2-1).

7

Obr.2-1 Histogram rozdělení četností a polygon četností Při vzrůstu rozsahu souboru nade všechny meze bude polygon četnosti aproximovat spojitou křivku rozdělení četností (křivku frekvenční, diferenciální) a čára kumulativních četností křivku distribuční (integrální, součtovou) uvažované spojité náhodné proměnné.

2.3 Empirická čára překročení Jednou z nejdůležitějších čar užívaných v hydrologii a vodním hospodářství je čára překročení (obr.2-2). Z ní můžeme odečíst kolikrát (popř. po jakou dobu) byla určitá hodnota znaku v určitém období pozorování dosažena nebo překročena.

Obr.2-2 Čára četnosti výskytu, chronologická čára a čára překročení Empirickou čáru překročení sestrojíme tak, že k hodnotám znaku (nebo třídního znaku), které jsou na ose y, vyneseme ve směru osy x odpovídající četnosti (nebo třídní četnosti) v určitém měřítku. Dostaneme sloupcový diagram - histogram četnosti. Pokud vyneseme pro jednotlivé intervaly na spodní mezi intervalu kumulativní četnosti jako postupné grafické součty úseček četností, obdržíme body, které po spojení plynulou čarou určují průběh hledané empirické čáry překročení. Maximální úsečka čáry překročení představuje celkový počet prvků ve zpracovávaném souboru, vyjádřený (podle zvoleného měřítka) buď v absolutní nebo relativní míře. 8

V hydrologii můžeme často hodnotám prvků přisoudit nějakou dobu, po kterou daný jev trval. Tak např. určitá hodnota průměrného denního průtoku Qd charakterizuje svou konstantní hodnotou vodnost daného dne a pokud má v daném souboru třeba četnost 4, znamená to, že se tato hodnota v souboru vyskytla čtyřikrát nebo průtok dané hodnoty trval 4 dny. Čára překročení takovýchto prvků bude vyjadřovat nejenom počet případů dosažení a překročení určité hodnoty, ale i dobu, po kterou byla tato hodnota dosažena nebo překročena. Pomocí uvedených čar můžeme graficky určit některé významné charakteristiky statistického souboru. Již bylo uvedeno, že maximální úsečka čáry překročení vyjadřuje celkový počet prvků, obsažených v souboru, ale také úhrnnou dobu, za kterou vyhodnocujeme. Často považujeme celkový počet členů (úhrnnou dobu pozorování) za 100 %. Potom poloviční úsečce odpovídá 50 % a hodnota prvku k tomu příslušná je medián. Z čáry překročení vidíme, že medián lze definovat jako hodnotu, která je tolikráte překročena jako nedosažena, nebo že je tato hodnota stejnou dobu překročena jako nedosažena. Další charakteristikou je modus - to je hodnota, která se v souboru vyskytla nejčastěji - čili v diferenciální čáře četnosti je to hodnota s nejdelší úsečkou. Aritmetický průměr získáme z grafického zpracování statistického souboru tak, že plochu, uzavřenou čarou překročení a osami, převedeme na rovnoplochý obdélník o základně rovné maximální úsečce čáry překročení. Horní strana obdélníka vytíná na ose y velikost hledaného aritmetického průměru v patřičném měřítku. Ze vztahů mezi čarou diferenciální a integrální vyplývá, že rovnoběžka s osou x vedená hodnotou aritmetického průměru prochází těžištěm plochy vymezené diferenciální čarou četnosti a osou y. Podobně rovnoběžka s osou x vedená mediánem dělí tuto plochu na dvě stejné části. Maximální úsečce čáry četností (modu) odpovídá inflexní bod na čáře překročení. Prvky pozorované v hydrologii můžeme ve většině případů považovat za náhodné veličiny. Každé hodnotě prvku odpovídá určitá četnost výskytu. Při zvětšování rozsahu souboru (nebo při prodlužování doby pozorování) se bude relativní (poměrná) četnost stále více blížit určité hodnotě, nazývané matematická pravděpodobnost. To znamená, že čára překročení, jakožto čára součtová k čáře četnosti, sestrojená z dostatečně rozsáhlého souboru (dostatečně dlouhé doby pozorování), určuje na ose x pravděpodobnost překročení určitých hodnot znaku. Čára překročení sestrojená na základě dlouhodobého pozorování provedeného v minulosti vyjadřuje zákonitosti rozdělení zpracovávaných hodnot, platné pro minulé období. Můžeme-li předpokládat, že činitelé, ovlivňující hlavní měrou režim pozorovaného jevu, se v budoucnu výrazně nezmění, můžeme touto čarou překročení určovat pravděpodobnosti překročení hodnot jevu, které se v budoucnu teprve vyskytnou. Spolehlivost empirických čar překročení je přímo úměrná délce pozorování. Čím je období delší, tím je čára plynulejší a přesnější. Někdy je však třeba vyhodnotit i poměrně krátká období, kdy není dostatek dat. V tomto případě není empirická čára překročení příliš spolehlivá, proto určujeme tzv. teoretickou čáru překročení. Ta má kromě plynulejšího průběhu ve své střední části hlavně tu přednost, že umožňuje extrapolaci čáry do oblasti velmi malých, popř. vysokých hodnot pravděpodobnosti překročení.

9

2.4 Teoretická čára překročení Teoretickou čárou překročení vyrovnáme empirickou čáru překročení v její střední části a můžeme ji extrapolovat do oblasti extrémních hodnot, které se pro krátkost doby pozorování nevyskytly a které potřebujeme z určitých důvodů zjistit – např. pro projekci vodohospodářského díla.

2.4.1 Laplace-Gaussovo normální rozdělení Známou teoretickou křivkou hustoty pravděpodobnosti (frekvenční funkce), která charakterizuje normální rozdělení pravděpodobností spojité náhodné veličiny, je křivka Laplace-Gaussova (obr.2-3) vyjádřená rovnicí d2

 1 2 y  e 2  2

σ d

-

(2.4-1)

směrodatná odchylka odchylka od průměru (x – x )

Při tomto symetrickém rozdělení četností jsou aritmetický průměr, modus a medián totožné. Gaussovu křivku v hydrologii při samotné extrapolaci čar překročení nepoužíváme, protože symetrický zákon, který vyjadřuje, zpravidla neodpovídá rozdělení hydrologických prvků. Nicméně teorie Gaussova normálního rozdělení je využívána i v hydrologii, např. při testování hypotéz.

Obr.2-3 Laplace-Gaussovo normální rozdělení (frekvenční a distribuční funkce)

10

2.4.2 Rozdělení Pearson III V hydrologii se velice často používá Pearsonova křivka III. typu, vyjadřující nesymetrické rozdělení. Její frekvenční funkce je dána vztahem a

x b

x b  y  y0  e  1    a 

yo b a

-

(2.4-2)

maximální hustota pravděpodobnosti (odpovídající modu) vzdálenost těžnice od modu vzdálenost modu od počátku křivky

Z obr.2-4 je vidět, že tato teoretická křivka překročení se ve své stoupající větvi asymptoticky přibližuje k ose x. Znamená to, že i nekonečně velké hodnoty mají určitou, i když nepatrnou, pravděpodobnost výskytu. To je považováno za určitý nedostatek křivky, protože se předpokládá, že např. srážkové úhrny, maximální průtoky apod. mají své fyzikální omezení shora. Průběh této teoretické křivky je plně určen třemi charakteristikami: aritmetickým průměrem, součinitelem variace cv a součinitelem asymetrie cs. Součinitel cv ukazuje, jak jsou hodnoty členů řady rozptýleny kolem průměru. Čím je cv větší, tím je větší rozpětí souboru (konstantním hodnotám odpovídá cv = 0). Míru nesymetričnosti rozdělení je součinitel asymetrie cs. K jeho spolehlivému určení je potřeba značného počtu členů, jinak může být výsledek zatížen značnou procentuální chybou. (např. při n = 100 je ještě pravděpodobná chyba hodnoty cs 8 % až 11 % , u cv kolem 0,3 % až 0,4 %).

Obr.2-4 Rozdělení Pearson III. (y0 - modus, a - vzdálenost modu od počátku křivky, b - vzdálenost modu od aritmetického průměru) 11

3. Atmosférické srážky Přechod vody ze skupenství plynného do kapalného, tedy kondenzace, se projevuje vytvářením mikroskopických vodních kapek. Proces kondenzace nastává při dosažení stavu nasycení, který bývá v atmosféře nejčastěji spojený s poklesem teploty. V atmosféře dochází k poklesu teploty také při rozpínání vzduchových hmot při jejich výstupu. Jde o adiabatický proces, který probíhá bez výměny energie s okolní atmosférou. Pro vznik vodních kapek v ovzduší je nezbytná přítomnost mikroskopických kondenzačních jader, která jsou hygroskopická a podchlazená. V atmosféře se vyskytují vždy a to v počtu od asi 1000 v cm3 ve vzduchu nad oceánem a více než 1 000 000 v cm3 v průmyslových aglomeracích. Jejich počet výrazně klesá s rostoucí nadmořskou výškou. Původ kondenzačních jader je přírodní nebo antropogenní. V současností převládají v zemské atmosféře jádra antropogenního původu (např. produkty spalování či hoření). Vznikající mikroskopické kapky mají tendenci shlukovat se do větších oblačných kapek nebo ledových krystalků. Jejich velikost je daná poloměrem 1 µm až 10 µm. Při jejich nahromadění dochází ke vzniku oblaků. Vodní kapky se udržují v určité výšce díky vzestupným proudům v atmosféře. V nižších výškách, do teplotní hladiny -4 °C, tj. hladiny kondenzace, tvoří oblaka jen vodní kapky. S rostoucí výškou a stále se snižující teplotou v oblacích přibývá ledových jader. Od výšky, která odpovídá teplotní hladině -12 °C a která je označená jako hladina ledových jader, obsahují oblaka výhradně ledová jádra. Veškerá oblačnost je tedy tvořena atmosférickou vodou v kapalném nebo pevném skupenství. Vodní obsah oblaků vyjadřuje množství vody, které se v nich nachází v tekutém nebo pevném skupenství. Absolutní hodnoty jsou poměrně nízké, neboť na 1 m3 připadá 0,2 g až 5,0 g vody. Pokud se produkty kondenzace hromadí těsně nad zemským povrchem, vytváří se mlha. Podmínky pro její vznik jsou odlišné od vzniku oblaků, ale princip je stejný.

3.1 Klasifikace oblaků Na obloze najdeme velmi těžko tvarově dva stejné oblaky. Nejvýraznější znak oblaků představuje jejich tvarová (morfologická) různorodost. Pro základní tvarové rozlišení byla vytvořena poměrně jednoduchá mezinárodní klasifikace oblaků. Vychází ze 3 základních tvarových druhů. Jejich mezinárodní označení a zkratky pocházejí z latínských slova je to cirrus Ci (řasa), stratus St (sloha) a cumulus Cu (kupa). Z nich bylo odvozeno 10 základních druhů. V rámci uvedených druhů se oblaka dále dělí podle tvarů, odrůd, zvláštností a mateřských oblaků. K jejich přesnému určení používají meteorologové Mezinárodní atlas oblaků. Základní dělení oblaků podle tvarů a jejich charakteristika Řasa - Cirrus (Ci) Oblaka typu Cirrus jsou složená z ledových krystalků. Cirrus může být na obloze v podobě tenkých vláken nebo nitek, které jsou buď rovné, nebo nepravidelně zakřivené a různě propojené. Řasová kupa - Cirrocumulus (Cc) Tenké, různě velké skupiny nebo vrstvy bílých oblaků bez vlastního stínu. Jsou složené z velmi malých oblačných částí v podobě zrnek nebo vlnek. Mezi laickou veřejností jsou známé pod označením "beránky".

12

Řasová sloha - Cirrostratus (Cs) Jedná se o průsvitný závoj oblaků, vláknitého vzhledu. Pokrývají úplně nebo částečně oblohu a dávají vzniknout halovým jevům. Vyvýšená kupa - Altocumulus (Ac) Představují různě velké skupiny nebo vrstvy oblaků bílé nebo šedé barvy s vlastními stíny. Mohou vyvolávat představu vln, oblázků nebo valounů, které spolu souvisí nebo jsou oddělené. Někdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Vysoká sloha - Altostratus (As) Mají vzhled šedavé nebo modravé plochy, případně vrstvy s vláknitou nebo žebrovitou strukturou. Oblohu pokrývají úplně nebo částečně. Je tak tenká, že místy jsou patrné obrysy Slunce. U altostratů se nevyskytují halové jevy. Dešťová sloha - Nimbostratus (Ns) Je to šedá až tmavá oblačná vrstva, která vlivem vypadávání poměrně trvalých dešťových nebo sněhových srážek má matný vzhled. Vrstva této oblačností je tak silná, že Slunce není patrné. Slohová kupa - Stratocumulus (Sc) Jedná se o šedé nebo bělavé menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, které mají vždy tmavá místa. Oblak je tvořený z částí, které mohou připomínat dlaždice, oblázky, valouny atd. Jednotlivé částí oblaků spolu mohou souviset nebo být oddělené. Sloha - Stratus (St) Představuje oblačnou vrstvu obvykle šedé barvy s celkem jednotvárnou základnou. Mohou z nich vypadávat srážky ve formě mrholení, ledových jehliček nebo sněhových zrn. Pokud přes slohu prosvítá Slunce, jsou jeho obrysy dobře patrné. S výjimkou nízkých teplot nedává vznik halovým jevům. Kupa - Cumulus (Cu) Jedná se o osamocené oblaky, obvykle husté s ostře ohraničenými obrysy, které se vyvíjejí směrem vzhůru v podobě kup, kupolí nebo věží. Nejčlenitější bývá horní část s častou podobou květáku. Části osvětlené Sluncem bývají zářívě bílé, základna naopak tmavá a téměř vodorovná. Někdy bývají kupy roztrhané. Bouřkový mrak - Cumulonimbus (Cb) Je to mohutný a hustý mrak s velkým vertikálním rozsahem v podobě hor nebo obrovských věží. Aspoň část vrcholu bývá hladká, vláknitá nebo žebrovitá a téměř vždy zploštělá do tvaru kovadliny nebo širokého chocholu. Pod jeho obvykle velmi tmavou základnou mohou vyskytovat nízké roztrhané oblaky, kterou mohou ale nemusí s oblakem souviset a také vydatné srážky.

Denní chod oblačnosti závisí na řadě faktorů (změna teplotního zvrstvení atmosféry, charakter vzduchové hmoty aj.) a také na druhu oblaků. Proto je odlišný v závislosti na zeměpisné šířce a denní hodině. Tak např. kupy se vyskytují převážně kolem poledne, oblaka typu St a Sc v noci a brzy ráno. Pro naše zeměpisné šířky je charakteristické nad pevninou maximum oblačnosti ráno a odpoledne, minimum v nočních hodinách. Druhé polední maximum bývá potlačeno v zimním období, neboť v této části roku nebývají vhodné podmínky pro rozvoj konvekce. To přirozeně neplatí v rovníkových oblastech, neboť zde jsou podmínky pro rozvoj konvekce příznivé po celý rok. Roční chod oblačností závisí na typu klimatické oblasti a na charakteru makrocirkulace. Tak např. v mírných zeměpisných šířkách není roční chod výrazně vyjádřený, i když maximum připadá na léto a podzim, minimum zase na jarní sezónu. Pro evropský kontinent platí, že maximum oblačnosti v zimě je důsledek intenzívní frontální oblačnosti při převládajícím cyklonálním počasí a při západní zonální cirkulací. V létě a na podzim zde převládá 13

konvektivní oblačnost a v tomto období je dlouhodobě v ročním chodu minimální výskyt oblačnosti.

3.1.1 Příčiny vzniku oblaků Oblaky z konvekce (kupy) mohou vznikat uvnitř vzduchových hmot nebo na frontě. Vznikají téměř výhradně v silně nestabilních vzduchových hmotách v důsledku adiabatického ochlazování vzduchu při intenzivních výstupných pohybech - konvekci. Jestliže se určitá část zemského povrchu ohřeje víc než okolní území, ohřívá se výrazněji i sloupec vzduchu nad touto plochou. Rozpíní se a dá se do vertikálního pohybu vzhůru. V teplém vzduchu vzniká výstupný proud, po stranách proudí studenější vzduch dolů na místo s nižším tlakem - vzniká tlaková níže. Za opačných poměrů (vzduchová hmota se ochladí o studenější povrch) budeme v centru pozorovat sestupný proud vzduchu – vznikne tlaková výše.

Tlaková výše V nebo tlaková níže N je v určité hladině charakteristická tím, že jsou izobary zakřivené a uzavřené kolem jádra tlakového útvaru. U tlakové níže směřuje tlakový gradient do jejího středu. Proudění se však vlivem uchylující síly stáčí a vytváří spirálové proudění, sbíhající se do středu (z pohledu se shora proudění proti směru pohybu hodinových ručiček). Oblast tlakové níže se jmenuje cyklona. Oblast vysokého tlaku je nazývána anticyklona. Tlakové výše jsou mohutnější a rozsáhlejší útvary než cyklony. V centru jsou malé gradienty, proudění má zde malé rychlosti. Frontální oblaky vznikají v místech střetávání vzdušných hmot různých fyzikálních vlastností - frontálních ploch, jejich průsečnice je frontální čára – fronta.

Teplá fronta je úzké rozhraní mezi studeným a teplým vzduchem, který se pohybuje směrem k studenému vzduchu; je to situace, kdy teplý vzduch dobíhá vzduch studený (pásmo mezi ustupujícím studeným vzduchem a nastupujícím relativně teplým vzduchem cyklony). Nad celým povrchem teplé fronty, skloněné pod velmi malým úhlem ve směru jejího postupu, pomalu vystupuje lehčí teplý vzduch nad ustupující klín těžšího studeného vzduchu. Tím, jak vzduch vystupuje, dochází ke kondenzaci páry, takže se na teplé frontě vytváří mohutný systém vrstevnaté oblačnosti se srážkami s poměrně dlouhým trváním. Studená fronta je situace, kdy studený vzduch dohání a vytlačuje ustupující vzduch teplý. Studený, těžší vzduch se pod teplý podsouvá a tak teplý vzduch vystupuje podél frontální plochy vzhůru. Čelo studeného vzduchu je značně strmé, a proto jsou výstupné proudy teplého vzduchu mnohem většího rozsahu a po celé výšce frontální plochy. Vyvíjí se mohutná kupuvitá oblačnost s prudkými srážkami, které nemají dlouhého trvání. Orografické oblaky vznikají vlivem terénních nerovností a překážek, kdy vodou nasycený vzduch vystoupá podél terénní nerovnosti do výšky, kde se teplejší vzduch ochladí a vlivem kondenzace vzniknou oblaky.

3.2 Mlhy a jejich klasifikace Mlhy řadíme mezi hydrometeory. Vznikají v případě výskytu přiznivých meteorologických podmínek pro kondenzací vodních par nad zemským povrchem. Mlha v podstatě představuje atmosférický aerosol tvořený velmi malými vodními kapičkami nebo drobnými ledovými krystalky rozptýlenými ve vzduchu. Mlha je stav v atmosféře, kdy je dohlednost snížena v jednom směru na méně než 1 000 metrů. Meteorologická dohlednost udává ve dne největší vzdálenost, na kterou lze spolehlivě rozeznat černý předmět o úhlové vzdálenosti mezi 0,5º až 5°, umístěný u země na

14

pozadí mlhy nebo oblohy. V noci je dohlednost největší vzdálenost, na kterou jsou spolehlivě rozeznatelná světla stálé a směrově málo proměnlivé svítivosti. V klimatologii se rozlišují čtyři stupně intenzity mlhy podle dohlednosti 1. slabá (dohlednost 500 m až 1 000 m) 2. mírná (dohlednost 200 m až 500 m) 3. silná (dohlednost 50 m až 200 m) 4. velmi silná (dohlednost < 50 m) Mlhy se začínají tvořit v atmosféře díky vždy přítomným hydroskopickým kondenzačním jádrům při poměrné vlhkosti vzduchu 90 % až 95 %, kdy ještě teplota vzduchu nedosahuje rosného bodu. To platí při kladných i záporných teplotách vzduchu. Podle podmínek vzniku rozlišujeme nejčastěji tyto typy mlh

Mlhy z vyzařování (radiační) Jsou vázané na radiační ochlazování, a proto doprovázejí radiační teplotní inverze. Podle vertikální mocnosti je mlha nízká nebo vysoká. Mlhy z vypařování Vznikají v připadě vypařování z teplejší vodní hladiny do chladnějšího vzduchu. Nad pevninou jsou typické pro podzim a zimu, kdy je voda v jezerech a řekách teplejší než přilehlé vrstvy vzduchu. Plošně rozsáhleji se ale vyskytují v oblastech arktických moři a při okrajích ledovců. Advekční mlhy Tvoří se ochlazováním relativně teplého a vlhkého vzduchu při jeho advekci nad chladnější povrch. Podle příčiny a místa vzniku se v meteorologii rozlišují další typy mlh jako frontální, inverzní, městská, orografická, přízemní, údolní atd.

Když dohlednost v atmosféře snižují mikroskopické kapičky vody nebo hygroskopické částice, označuje se tento stav jako kouřmo. Ani v tomto případě není vzduch nasycený vodními parami. Dohlednost v případě výskytu kouřma není snížena na vzdálenost menší než 1 km a činí až 10 km. Termín je zavádějící, neboť kouřmo není spojeno v žádném případě s kouřem jako produktem spalování. Jedná se o hydrometeor. Také zákal atmosféry vyvolává snížení dohlednosti pod 10 km, ale pouze pevnými mikroskopickými částicemi. Jedná se proto o litometeor, který je v našich zeměpisných šířkách nejčastěji pozorovatelný. Mlha tvořená směsí kouře a mlhy se nazývá smog. Označuje silné znečištění atmosféry nad plošně rozsáhlejším územím, hlavně průmyslovými oblastmi a městskými aglomeracemi. Při častém nebo dlouhotrvajícím výskytu smogu dochází ke vzniku zdravotních problémů zejména u dětské populace nebo u starších osob.

3.3 Typy atmosférických srážek Atmosférické srážky (hydrometeory) vznikají kondenzací ve vzduchu obsažených par. Tento jev probíhá na povrchu těles, rostlin, země, hlavně pak v atmosféře. Podle skupenství rozlišujeme srážky kapalné (např.déšť) a pevné (např.kroupy). Podle způsobu a místa vzniku lze srážky rozdělit na horizontální, které se tvoří kondenzací vodních par bezprostředně na povrchu země nebo na předmětech, rostlinách apod. (rosa, jinovatka, ledovka atd.), a vertikální, vznikající ve volné atmosféře a podle právě existujících meteorologických podmínek z ní vypadávají jako déšť, sníh, kroupy apod. Množství horizontálních srážek je v porovnání s množstvím na zem vypadlých vertikálních srážek za období hydrologického roku zpravidla malé. Hrají však významnou roli např. v zemědělství, neboť jsou schopny 15

mnohdy pokrýt minimální potřebu vody pro zachování života rostlin v období, kdy je vertikálních srážek značný nedostatek.

3.3.1 Vertikální srážky Při procesu kondenzace se vodní kapky nebo ledové krystalky v atmosféře postupně zvětšují a v určitém okamžiku již výstupné proudy tyto částice v ovzduší neudrží. Začínají padat k zemskému povrchu a říkáme, že z oblaků vypadávají srážky. Nejznámější formy padajících srážek jsou déšť a sníh. Srážky trvalého rázu vypadávají nejčastěji z oblaků výstupného klouzání (Ns, As). Bouřkové mraky (Cb) přinášejí obvykle srážky přeháňkové. Kromě trvalých srážek často pozorujeme mrholení, které je typické pro teplé a stabilní vzduchové hmoty. Váže se na oblaka typu St a Sc. Tento typ srážek tvoři velmi často drobné vodní kapky, které se snášejí k zemi velmi pomalu. V běžné praxi se lze setkat nejčastěji s těmito základními tvary vertikálních srážek Déšt'

Vodní srážky vypadávající z oblaků v podobě kapek o průměru obvykle větším než 0,5 mm, maximálně však 7 mm. Při větších přeháňkách jsou dešťové kapky větší, ale při pádu se odporem vzduchu rozpadají na menší. O dešti hovoříme i v případě, kdy kapky mají průměr menší než 0,5 mm, ale vypadávají hustě. Podle okolností, za jakých vznikly, se dělí na

-

deště z tepla deště orografické deště cyklonální (regionální, též krajinné)

Deště z tepla vznikají kontaktním ohřevem vlhkého vzduchu o zemský povrch, jeho následným výstupem do vyšších vrstev atmosféry, kde se dynamicky ochladí, takže je v poměrně krátké době dosaženo rosného bodu. Je-li ve vzduchu přítomno dostatečné množství kondenzačních jader, nastane vysrážení přebytečné vlhkosti ze vzduchu a za příznivých podmínek narůstání vodních kapek či ledových krystalů. Jestliže dosáhnou takové hmotnosti, že překonají odpor stoupajícího proudu vzduchu, padají dolů a mohou dosáhnout v podobě deště zemského povrchu. Tyto deště se vyznačují velkými intenzitami a zasahují menší plochy. Způsobují rozvodnění menších toků. Jsou typické pro oblasti rovníkového pásma, u nás se vyskytují v letním období. Deště orografické jsou způsobeny výstupem vlhkých vzdušných hmot, vynuceným reliéfem území (pohořími, horami); bývají často vytrvalé, zpravidla však s intenzitou menší než u dešťů první skupiny. Deště cyklonální vznikají postupující tlakovou depresí (cyklonou). Malé hluboké cyklony jsou doprovázeny průtržemi mračen (velká intenzita), ploché cyklony vyvolávají vytrvalé deště zasahující velké rozlohy při nižších intenzitách - způsobují rozvodnění na celé říční síti velkých území. U nás se vyskytují dlouhodobé deště při pohybu barometrického minima od severní části Jaderského moře a severní Itálie přes Maďarsko k moři Baltskému. Vydatnost těchto dešťů jen zřídka překročí v nižších polohách 80 mm/24 hod., ve vyšších polohách však může být značně vyšší. Mrholení Vodní srážky padající z oblaků tvořené drobnými kapkami o průměru menším než 0,5 mm, pokud nemají takovou intenzitu, abychom je považovaly za déšť. Obvykle můžeme rozlišit jednotlivé kapky.

16

Sníh Představuje tuhé srážky, které krystalizují z plynné fáze v šesterečné soustavě a které se skládají z ledových krystalků nebo jejich shluků rozličných tvarů; základním tvarem je šesticípá destička, nejznámějším tvarem šesticípá hvězdička nebo její část. Při vyšších teplotách má sníh podobu velkých chumáčů, naopak i při teplotách nižších než -5 Cº jsou sněhové vločky menší. Sněhové krupky Jsou to tuhé srážky složené z bílých neprůhledných ledových částic, které padaji při přeháňkách za teplot kolem bodu mrazu. Mají podobu neprůsvitných. kulových a měkkých zrn o průměru 2 mm až 5 mm, které se po dopadu často tříští. Sněhová zrna (též sněhová krupice) Řadíme je také mezi tuhé srážky. Skládají se z ledu, jsou menší než sněhové krupky (menší než 1 mm) a při dopadu se netříští. Vyskytuji se při teplotách pod bodem mrazu a připomínají mrholení. Vypadávají jen v malém množství z oblaků typu St nebo z mlhy. Námrazové krupky Tvoří sněhová zrna obalená vrstvou ledu a průměru asi 5 mm a padající při teplotě kolem bodu mrazu. Doprovázejí proto často déšť. Po dopadu na tvrdou plochu odskakuji a tříští se. Zmrzlý déšť Jedná se o padající průhledná nebo průsvitná ledová zrna zpravidla o průměru 5 mm. Vznikají zmrznutím dešťových kapek nebo již dříve značně roztátých sněhových vloček. Někdy obsahují uvnitř vodu a po pádu, kdy se rozbijí, mají tvar ledových skořápek. Kroupy Padají pouze při přeháňkách a výhradně z bouřkových oblaků. Jedná se o kuličky, kusy nebo úlomky ledu o průměru 5 mm až 50 mm. V extrémních případech jejich váha dosahuje i 500 g, jsou však známy i ještě těžší kroupy. Ledové jehličky Jsou tvořené jednoduchými ledovými krystalky ve tvaru jehlic, které se vznášejí ve vzduchu nebo padají nízkou rychlostí k zemi. Jsou typické pro polární oblasti, ve středních zeměpisných šířkách pouze v období silných mrazů.

Většina uvedených typů vertikálních srážek se může vyskytovat v přeháňkách nebo ve smíšených tvarech jako např. dešťová přeháňka, déšť se sněhem atd.

3.3.2 Horizontální srážky Proces kondenzace se může realizovat jak uvnitř vzduchových hmot, tak i přímo na zemském povrchu nebo předmětech na něm (stromy, budovy, elektrické vedení aj.). Vodní páry při dotyku se studeným povrchem kondenzují a usazují se v různých formách. Horizontální srážky se, stejně jako vertikální, liší vznikem, tvarem a skupenstvím. Rosa Je to usazenina vody ve formě drobných kapek na zemském povrchu, na rostlinách nebo různých předmětech. Její vznik souvisí s radiačním ochlazováním, kdy teplota klesla pod teplotu rosného bodu. Proto se rosa vyskytuje nejčastěji večer nebo v noci v teplém půlroce. V extrémních připadech činí srážky z rosy 10 mm až 30 mm ročně. V oblastech s kontinentálním podnebím představuje významný doplněk srážkového úhrnu z vertikálnich srážek. Zmrzlá rosa Jedná se o bílou usazeninu zmrzlých kapek rosy.

17

Jíní (šedý mráz) Představuje krystalickou usazeninu a mechanismus jeho vzniku je analogický s rosou, tzn., že krystalizuje z plynného stavu, jen teplota je vždy pod bodem mrazu. Ledové částice, nejčastěji tvaru šupin či jehliček, mají jemnou strukturu. Tvoří se na stéblech trav, vodorovných plochách, ne však na stromech a drátech. Jinovatka Skládá se z jemných jehel, sloupků nebo trsů se zřetelnou krystalickou strukturou; usazuje se při silných mrazech a přimrzá na stromech, elektrickém vedení aj. Ovlhnutí Jedná se o vodní kapky na návětrných polohách, zejména na svislých plochách. Vytváří se při proudění teplého vlhkého vzduchu, který se na plochách předmětů ochlazuje a tak kondenzuje. Námraza (zrnitá námraza) Je to obvykle bílá průhledná zrnitá usazenina složená ze sněhobílých trsů na návětrné straně předmětů. Vzniká především za mlhy při teplotách -2 °C až -10 °C, tzn., že před přechodem do pevného stavu nastává nejprve kondenzace z plynného stavu. Ukládá se především na zemi, předmětech na ní, stromech, elektrických vedeních, ale i na letadlech za letu. Může způsobit dopravní kalamity, ale i škody na lesních porostech. Ledovka Představuje souvislou, průhlednou usazeninu ledu, vznikající zmrznutím přechlazených kapiček při mrholení nebo za deště na zemském povrchu (předmětech), jejichž teplota je mírně pod bodem mrazu. Náledí a zmrazky Pokrývají zemský povrch nebo předměty ledovou vrstvou. Vznikají zmrznutím nepřechlazených kapiček mrholení nebo deště až po jejich dopadu na zem, případně mrznutím vody z tajícího sněhu na povrchu o teplotě nižší než 0 °C.

3.4 Měření srážek, přístroje Množství srážek, vypadlé na povodí, je jedním z hlavních prvků bilanční rovnice, kterou řešíme v hydrologii úkoly různého typu. Proto je nutné srážky pozorovat a měřit. Sledujeme všechny potřebné parametry tak, abychom získali správný obraz např. o jejich plošném rozložení, u kapalných srážek kromě toho sledujeme trvání, úhrn (tím i intenzitu) deště, jeho časový průběh apod. Množství srážek vyjadřujeme zpravidla jako srážkovou výšku Hs, která je definována jako tloušťka vrstvy vody v mm, která by se vytvořila z deště (případně roztopením pevných srážek) na dané ploše bez odtoku, výparu nebo vsaku. Množství srážek vypadlých v bodě (srážkoměrné stanici) vyjadřujeme rovněž jako výšku vrstvy a nazýváme ji srážkovým úhrnem. 1 mm srážek na ploše 1 m2 dá objem 1 litru1), na ploše 1 km2 pak objem 1 000 m3. U dešťů je kromě úhrnu účelné měřit také jeho trvání. Podílu úhrnu a trvání nám dává další, velmi významnou charakteristiku deště - jeho intenzitu i. Intenzita deště je zpravidla vyjadřována v mm/min. Jestliže množství deště vyjádříme v l/(s·ha), mluvíme o vydatnosti deště q. V závislosti na charakteristikách deště se vyvíjí odezva povodí - povodňová vlna, která může při dosažení určitého objemu, kulminačního průtoku, způsobit značné škody. To jsou důvody, proč sledujeme velmi pečlivě jednotlivé charakteristiky deště. Srážkové úhrny měříme v síti srážkoměrných stanic, ve kterých je nainstalován srážkoměr (ombrometr), popřípadě zapisující dešťoměr (ombrograf). Na těžko dostupných místech jsou srážky zachycovány za delší období totalizátory. Pro získání správné představy 18

o časovém a plošném rozdělení srážek je třeba, aby byla síť správně navržena a byla dostatečně hustá. Měla by být vybavena stejnými, standardními přístroji, pozorování a vyhodnocení musí být prováděno podle jednotné metodiky. Jedině tak lze zaručit získání homogenního materiálu, potřebného pro další zpracování. Souprava srážkoměru obsahuje čtyři válcové nádoby ze zinkového plechu: dvě vnější válcové nádoby o výšce cca 50 cm, se záchytnou plochou 500 cm2, nálevka stejného průměru, která je v období bez mrazů nasazena na vnější nádobu, plechová konvice o obsahu kolem 2 litrů a skleněná odměrka, opatřená dělením (obr.3-1). Vzdálenost dílků plyne z poměru záchytné plochy nálevky a vnitřní průřezové plochy odměrky (jeden dílek na odměrce představuje 1/10 srážkového mm). Přístroj musí být instalován na volném prostranství, mimo tzv. „dešťový stín“, ne však na větrném místě. Nejvhodnější místo pro instalaci přístroje je např. volné prostranství na zahradě. Vzdálenost mezi přístrojem a okolními předměty (stromy, budovy) musí být rovna minimálně dvounásobku převýšení těchto předmětů nad úrovní záchytné plochy srážkoměru. Srážkoměr se staví na dřevěný stolek upravený tak, aby záchytná plocha přístroje byla vodorovná a v úrovni 1 m nad zemí. Ve vyšších horských polohách s většími tloušťkami sněhové pokrývky převýšení záchytné plochy přístroje nad terénem bývá větší - 1,5 m i více. Měření dešťových srážek se provádí každý den v 7 hodin místního času. Voda z konvice se přelije do odměrky a určí se úhrn s přesností na desetinu milimetru. Je-li celkový úhrn deště větší než 40 mm, vnitřní dvoulitrová konvice nepostačuje a voda z ní vytéká. Úhrn deště je potom dán součtem množství vody v konvici a na dně větší nádoby. V zimním období se pro měření ponechává ve stojanu jen větší srážkoměrná nádoba. V 7 hodin se nádoba se zachycenými srážkami vymění za rezervní a v mírně vyhřáté místnosti se pevné srážky rozpustí a opět odměrkou zjistí úhrn v mm. Pro zamezení výparu po dobu tání se nádoba přikrývá vlhkým hadrem. Srážkoměry jsou instalovány v každé meteorologické stanici, vybavené ještě dalšími přístroji. Poněvadž srážky jsou, zvláště v členitém terénu, velmi proměnlivé, prokládá se tato síť přídavnými stanicemi srážkoměrnými, ve kterých jsou měřeny jenom srážky, případně i teplota vzduchu. Rezervní nádobou určujeme vodní hodnotu sněhu. Nádobou obrácenou dnem vzhůru vykrojíme válec sněhu v místě, kde je sníh rovnoměrně uložen a zvláštní lopatkou kruhového tvaru (patřící do soupravy srážkoměru), vzorek sněhu odebereme. Nádobu překlopíme a opět necháme v místnosti obsah pomalu roztát. Vodní hodnota sněhu, číselně menší než 1, je dána jako poměr objemu vody získané rozpuštěním sněhu k jeho původnímu objemu; udává se buď v procentech, nebo jako bezrozměrná veličina (např. 10 % nebo 0,1). Váhové srážkoměry pracují na principu nepřetržitého záznamu hmotnosti nádoby s akumulovanou srážkou. Vážícím mechanismem jsou tenzometrické váhy, které pracují s vysokou přesností a rozlišením. Tomu odpovídá i citlivost měření srážek - standardně 0,01 mm srážky. Protože vážení a jeho záznam probíhá plynule, případné nečistoty (listí, prach) jsou z celkové váhy vzorku vyjmuty.

V minulosti i nyní se provádějí výzkumy, sledující vliv různého uspořádání přístrojů (velikost záchytné plochy, úprava větrnými ochrannými kužely apod.) na velikost zachycených srážkových úhrnů. Tak se např. ukázalo, že za určitých podmínek (mrholení) je srážkový úhrn, zjištěný v úrovni terénu, až o 30 % vyšší než úhrn zachycený přístrojem ve standardní výšce 1 m nad povrchem terénu.

19

Obr.3-1 Souprava srážkoměru Na těžko dostupných místech, kde není možné denně obsluhovat přístroje, se instalují totalizátory (obr.3-2). Srážkový úhrn se zjišťuje v dlouhých intervalech - jednou, dvakrát až čtyřikrát do roka. Úkolem přístroje tedy je zachytit atmosférické srážky všeho druhu, pevné přeměnit na kapalné a zachovat je po delší dobu bez ztrát. Totalizátor je válcová nádoba s kónickým horním a dolním dílem. Záchytný otvor je chráněn Nipherovým kuželem, jenž má omezovat účinky větru. Velikost sběrné nádoby je volena podle zamýšleného intervalu budoucích měření a podle očekávaných úhrnů v daném místě. Objem je zpravidla asi 100 litrů, takže lze zachytit až 4 000 mm srážek. Přístroj je upevněn na trojnožce ve výšce 3 m až 5 m nad terénem. Při instalaci se do přístroje přidává CaCl2. Při jeho vhodné koncentraci je možno zachovat roztok v kapalném stavu až do teploty vzduch -30 C a pevné srážky převádět na kapalné. Výparu se zabrání přidáním asi 0,5 l až 1 l vazelínového oleje, který vytvoří na hladině vrstvičku o tloušťce asi 5 mm. Množství zachycených srážek za určité období se určuje z rozdílu hmotností nebo jednoduše tak, že se ve čtyřech bodech pravoúhlého kříže měří hloubka hladiny oleje pod rovinou záchytného otvoru a určí se průměr. To ovšem předpokládá kalibraci nádoby a její neustálou kontrolu. Přírůstek srážkového úhrnu za období mezi měřeními se zjistí určením rozdílu úrovní hladin. Zapisující dešťoměr (ombrograf) je přístroj, kterým můžeme určit úhrn a získat obraz o časovém průběhu kapalných srážek. U nás se používá nejčastěji typ IBA. Hlavní prvky přístroje : plováková komora s plovákem a registrační zařízení jsou ukryty ve válcovém pouzdře, do něhož je zapuštěna nálevka o záchytné ploše 250 cm2. Voda vtéká z nálevky do úzké plovákové komory. Plovák nese tyčinku s raménkem a registračním perem. Pohyb plováku se přenáší na ručičku s perem, která zaznamenává úhrn srážek (kapalných) barevným inkoustem na papírový pás, napnutý na válec, otáčený hodinovým strojkem kolem vertikální osy. K úplnému otočení o 360 dochází jednou za 24 hodin. Registrační papír má vertikální dělení pro srážkový úhrn (1 mm srážek je představován 5 mm na papíře) a na vodorovné ose je dělení pro odečítání času (1 hodina je vyjádřena 20 mm). Při dešti velkého úhrnu hladina v plovákové komoře neustále stoupá až do úrovně, kdy dojde k zahlcení násosky a ta ve velmi krátkém čase plovákovou komoru částečně vyprázdní. Tento rychlý pokles hladiny je na záznamu vykreslen prakticky svislou čarou. Voda z násosky vytéká do odpadové konvice, umístěné na dně ve skříni ombrografu. Trvá-li déšť dále, hladina znovu stoupá a pero opět zaznamenává stoupající čáru, jejíž strmost je úměrná intenzitě deště. Ombrografický záznam je tedy součtová čára, ze které můžeme určit celkový úhrn

20

a průměrnou intenzitu za celý déšť, úhrny a průměrné intenzity v jednotlivých dešťových oddílech, jakož i intenzity v jednotlivých časových okamžicích. Poněvadž záchytná plocha ombrografu je menší než u ombrometru, nebývá srážkové úhrny pro stejný déšť a dané místo totožné. Proto je třeba vždy dříve, než přistoupíme k vyhodnocení záznamů ombrografů, tyto opravit v souhlase s úhrny, naměřenými srážkoměrem. Požadavky na umístění zapisujícího dešťoměru jsou totožné jako u ombrometru. Přístroj má být orientován s ohledem na směr převládajících větrů - dvířka na závětrné straně, aby při otevření a manipulaci s registračním přístrojem dovnitř nepršelo. Ombrografy jsou v činnosti jen v období bez mrazů, v zimním období jsou používány pouze pokud jsou konstruovány jako vyhřívané ombrografy. Časový průběh pevných srážek je možné získat sněhoměry (chionografy), pracujícími na principu listovních vah.

Obr.3-2 Totalizátor V současné době jsou ombrografy nahrazovány modernějšími a přesnějšími automatickými člunkovými srážkoměry (obr.3-3). Člunkové srážkoměry se vyrábí s různou záchytnou plochou (např. 200 cm2 nebo 500 cm2). Měření srážek je založeno na principu počítání pulsů od překlopení děleného překlápěcího člunku umístěného pod výtokem nálevky. Déšť nebo sníh dopadá otvorem s přesně určenou plochou do nálevky, výtokem vtéká do horní poloviny děleného nakloněného člunku. Když se horní polovina naplní určitým nastaveným množstvím srážek, člunek se překlopí. Tím současně vyteče voda z nyní spodní poloviny člunku a pod výtok nálevky se umístí druhá polovina děleného člunku. Střídání naplnění a překlápění člunku pokračuje po celou dobu trvání deště. Feritový magnet zatmelený do těla člunku při každém překlopení sepne jazýčkový kontakt zalitý v držáku člunku. Spínání kontaktu vytváří možnost registrovat počet překlopení a tím i množství srážek a jejich intenzitu v čase.

21

Obr.3-3 Člunkový srážkoměr Kromě měření sněhových srážek srážkoměry se v jednotlivých srážkoměrných stanicích sleduje také tloušťka sněhové pokrývky, výška nově napadlého sněhu a vodní hodnota sněhové pokrývky. Výšku sněhové pokrývky měříme v 7 hod. ráno, popř. víckrát za den stabilní nebo přenosnou sněhoměrnou latí (obr.3-4a). Stabilní sněhoměrná lať je ze dřeva, obdélníkového průřezu o hranách 7 cm a 2,5 cm, rozdělená dílky po 1 cm, připevněná svisle na vhodném, větrem nerušeném, místě, s nulou stupnice v úrovni terénu. K měření tloušťky nově napadlého sněhu se používají dřevěné destičky o minimálním rozměru 30 cm a 30 cm a jakékoliv tuhé měřítko s centimetrovým dělením. Po měření sníh z prkénka ihned smeteme a položíme je do sněhu tak, aby horní plocha byla v úrovni povrchu původního sněhu. Místo se označí tyčí. Váhový sněhoměr (obr.3-4b) slouží k určování vodní hodnoty sněhové pokrývky, což je množství vody, které je ve sněhu obsaženo (tzv. vodní ekvivalent sněhové pokrývky). Přístroj pracuje na principu nerovnoramenných vah, skládá se ze sady nástavných válců, takže je jimi možno měřit vodní hodnotu až 2 m vysokého sněhového vzorku. Na delším rameni jsou dvě závaží, na kratší se zavěšuje válec. Před měřením se válce napojí na sebe v tak dlouhou trubici, aby bezpečně dosáhla až na terén a trubice se vyváží. Poté se válec zařízne do sněhu. Aby vzorek sněhu při vytahování válce nevypadl, upěchuje se tyčovým pístem. Po odběru vzorku se plný válec zavěsí na kratší rameno a zjistí se hmotnost sněhového vzorku. Pro přesné zjištění tloušťky sněhové pokrývky je na vnější straně válce vyznačena stupnice.

Vodní hodnota sněhové pokrývky (hustota) ρs je dána výrazem

s  ms S H

-

ms S h

(3.4-1)

hmotnost sněhového vzorku průřezová plocha válců tloušťka sněhové pokrývky

Vodní hodnotu sněhu určujeme ze vzorku sněhu, odebraného již dříve popsaným způsobem a to jako poměr objemu vody, získaného roztopením sněhu, k objemu původního vzorku (bezrozměrné číslo), nebo jako poměr hmotnosti sněhového vzorku k jeho objemu (g/cm3). V průměru je u nově napadlého sněhu vodní hodnota rovna 0,1; u ulehlého 0,150 - 0,20. V období, kdy sněhová pokrývka dosahuje maxima, je vodní hodnota rovna 0,25 - 0,30, koncem zimy, kdy sníh značně mění svou strukturu v důsledku střídání záporných (v noci) a kladných hodnot (ve dne) bývá 0,35 - 0,40. Nejhutnější sníh se vyskytuje ve vysokých horách; zrnitý firn má vodní hodnotu i přes 0,50, firnový led až 0,85 a ledovec dokonce 0,90.

22

V některých případech (např. při předpovědi objemu odtoku vod z tajícího sněhu) potřebujeme znát celkové množství vody, akumulované ve sněhu ne celém povodí k okamžiku začátku tání sněhu na jaře. Proto se provádějí tzv. sněhoměrné snímky. Nejpřesnější je způsob, použitelný jen na malých povodích, kdy měříme tloušťku sněhu a jeho vodní hodnotu po celé ploše ve správně volených charakteristických bodech. Na jedno měření vodní hodnoty sněhu připadá několik (5 - 10) měření výšky sněhu v bodech, blízkých místu měření hustoty. Z těchto údajů lze např. sestrojit mapu izolinií, spojujících místa se stejnou vrstvou vody. Planimetrováním mezi nimi uzavřených ploch obdržíme hledaný celkový objem vody, obsažený ve sněhové pokrývce povodí. Na velkých povodích je asi nejlépe provádět sněhoměrné snímky podle vrstevnic. Základním požadavkem je sněhoměrnými snímky, jejich volbou, postihnout rozdílné podmínky v akumulaci sněhu v zalesněné části povodí, bezlesé a na plochách, různě orientovaným vůči světovým stranám.

a)

b) Obr.3-4 Přístroje určené k měření sněhových srážek a) sněhoměrná lať, b) váhový sněhoměr

Síť srážkoměrných stanic. Ve velmi členitém terénu jsou srážky rozděleny v porovnání s územím rovin značně nerovnoměrně, proto je v horských oblastech požadována hustější síť srážkoměrných stanic. U nás připadá jedna stanice v průměru na 79 km2. Síť srážkoměrných stanic u nás zřizuje, udržuje a pozorování provádí a zpracovává Český hydrometeorologický ústav (ČHMÚ). Stanice jsou zakresleny do speciální mapy a jejich názvy jsou vyznačeny v seznamu s uvedenými zeměpisnými souřadnicemi. Pro každou stanici se vypracuje detailní nákres její polohy a umístění přístrojů. Potřeba standardizace pozorování, vyhodnocování, vybavení přístrojovou technikou již byla uvedena. Je důležitá pro další vyhodnocování, popř. vzájemné porovnávání pozorovaných údajů z jednotlivých stanic mezi sebou. Pro zvláštní účely (výzkum) může být síť stanic v určité oblasti rozšířena - pro účely prognózní služby je však rozhodujícím požadavkem potřeba okamžitého a rychlého hlášení a zpracování údajů. Proto zpravidla síť sloužící těmto účelům je řidší. Požadavek reprezentativnosti stanic však musí být splněn.

Srážky se u nás měří v 7 hodin ráno, takže hodnoty udávají 24hodinové úhrny, které přisuzujeme předchozímu dni. Výška sněhové pokrývky se měří denně, vodní hodnota jednou za 5 dní až 10 dní, v obou případech se uvádí datum měření. Pozorovatel zapisuje pozorované hodnoty do zvláštních formulářů, uvádí v nich další doplňující poznámky o druhu srážek (déšť, rosa, sněžení apod.), jejich trvání, údaje o výšce nově napadlého sněhu, o teplotě vzduchu, větru atd. a posílá vše po ukončení každého měsíce do ČHMÚ, kde se data 23

kontrolují, porovnávají se hodnoty blízkých stanic za účelem vyloučení hrubých chyb a tak se připraví pro další matematicko-statistické zpracování a případné publikování.

3.5 Časové a plošné rozdělení srážek Hydrolog zpracovává pro projekční činnost tyto nejdůležitější srážkové charakteristiky 1. 2. 3. 4.

srážkové úhrny za jednotlivé dny, měsíce, roky údaje o deštích největší vydatnosti; o počtu srážkových dní v jednotlivých měsících průměrné dlouhodobé roční a měsíční úhrny, úhrny za desetiletí atd. nejvyšší a nejnižší měsíční a roční úhrny ve zkoumaném období s udáním roku výskytu apod.

Při zpracování s výhodou používáme přehledné a velmi názorné grafické vyjádření, dnes poskytované nejčastěji za pomocí výpočetní techniky. To použijeme hlavně v případě, porovnáváme-li v rámci celkové kontroly dat současný průběh několika meteorologických nebo hydrologických prvků (srážky, teplota vzduchu, průtoky apod.). U sněhových srážek se určuje průměrný začátek (konec) prvního (posledního) sněžení, počet dní se sněhovou pokrývkou, se sněžením, výška nově napadlého sněhu, maximální výška sněhové pokrývky apod.

3.5.1 Časové rozdělení srážek U nás největší pravděpodobnost výskytu připadá na ranní a odpolední hodiny, méně často prší v noci a před polednem. Roční chod srážek reprezentovaný průměrným úhrnem srážek v jednotlivých měsících (počítaným z dlouhodobého období mnoha let), souvisí s cyklickou záměnou ročních období. Roční chod srážek je charakteristický pro celé rozsáhlé oblasti světa a závisí na zeměpisné poloze. Nejvšeobecnější obraz o srážkových poměrech daného místa podává dlouhodobý roční úhrn srážek. V České republice se pohybuje v rozpětí od 410 mm do 1700 mm. Pro naše území platí v zásadě rozdělení s převahou srážek v letním pololetí, kdy v období od dubna do září vypadne přibližně 2/3 celoročního úhrnu srážek. Od ledna do května pozorujeme vzrůst srážkové činnosti, do srpna se udržuje na vysoké úrovni, v následujících měsících pak opět nastává pokles. Jednotlivá místa lze co do ročního chodu srážek charakterizovat průměrnými měsíčními úhrny, které jsou počítány z delší řady let. Pro možnost vzájemné porovnatelnosti chodu srážek v různých místech se úhrny v jednotlivých měsících vyjadřují v procentech celkového dlouhodobého ročního úhrnu. Základní dva způsoby určení srážkové sezóny, kdy měsíční úhrny jsou vyšší dlouhodobého průměru, jsou dobře patrny z obr.3-5. Významnost jednotlivých hodnot měsíčních, popř. ročních srážkových úhrnů můžeme ohodnotit matematickou statistikou, sestrojením čáry překročení za delší řadu let pozorování. Kromě údajů o srážkových úhrnech se pro dokreslení poměrů v dané oblasti uvádějí mnohé další údaje. Pravděpodobnost deště Pd, tj. poměr dní se srážkami k celkovému počtu dní v měsíci, je u nás největší v květnu až červenci, nejmenší na podzim. Reciproční hodnota pravděpodobnosti deště se nazývá hustota deště a značí, kolik dní připadá na jeden den s deštěm. Průměrný denní déšť je údaj, získaný dělením celkového úhrnu deště, vypadlého za určité období, celkovým počtem dní se srážkami. Množství srážek je kromě zeměpisné polohy ovlivňováno nadmořskou výškou a orientací území vůči světovým stranám. Tak např. na svazích hor, vystavených proudění vlhkých vzdušných hmot, pozorujeme vyšší roční srážkový úhrn než na svazích odvrácených. 24

Obr.3-5 Způsoby určení srážkové sezony Rozdělení srážek na Zemi je takové, že v pásu okolo rovníku jsou roční úhrny větší než 2 000 mm/rok, na ostrovech Tichého oceánu leží v rozmezí 5 000 mm/rok až 6 000 mm/rok. Tyto vysoké úhrny jsou způsobeny blízkostí velkých vodních ploch s vysokou teplotou. Deště v těchto oblastech vznikají z konvekčních stoupavých vzdušných proudů a jejich rychlým ochlazením. Směrem na jih a na sever od rovníku úhrn klesá a dosahuje minima asi 500 mm/rok v pásu 15°až 30° severní a jižní zeměpisné šířky. V tomto pásu nalézáme většinu pouští. V mírném pásmu srážek opět v důsledku střetů teplých a studených front přibývá (500 mm/rok až 1 000 mm/rok). V oblastech polárních jsou roční srážkové úhrny opět velmi nízké (pod 300 mm/rok). V ČR jsou nejnižší roční srážkové úhrny v oblasti kolem Slaného a Žatce a na Moravě při soutoku Dyje a Svratky (460 mm/rok až 480 mm/rok), nejvyšší naopak v Krkonoších, Jeseníkách a v Beskydech (kolem 1 500 mm/rok).

3.5.2 Plošné rozdělení srážek Plošné rozdělení srážek v určité oblasti lze názorně zobrazit izohyetami. Jsou to čáry spojující na mapě místa se stejnými srážkovými úhrny. Izohyety mohou udávat úhrny za různě dlouhá období - za konkrétní rok, za průměrný rok (úhrn je průměrem ročních úhrnů za celou řadu let), ale i za období kratší jako je měsíc, den nebo jednotlivý déšť. Izohyety jsou konstruovány podobně jako vrstevnice, topografie je však dána body s uvedenými srážkovými úhrny. K sestrojení izohyet udávajících srážkové úhrny za delší období je třeba, aby byly odvozeny z údajů srážkoměrných pozorování všech stanic za totéž období. Znamená to, že je třeba doplnit případné chybějící údaje o srážkových úhrnech některých stanic. Volba sousedící stanice, jakož i samotné doplnění údajů se provádí korelačním počtem.

3.6 Určení srážkové výšky na povodí Srážková výška Hs je tloušťka vrstvy vody ze srážek, rozprostřené na půdorysný průmět povodí. Můžeme ji určit několika způsoby.

a) Nejjednodušší, avšak použitelný jen v oblastech rovin, spočívá ve výpočtu aritmetického průměru srážkových úhrnů ze všech srážkoměrných stanic. Na rozsáhlých územích rovinného charakteru lze postupovat také tak, že na mapu přikládáme čtvercovou síť, doplníme čtverce bez údajů o srážkách hodnotami získanými lineární interpolací a opět 25

aritmetický průměr všech hodnot udává průměrnou výšku srážek na povodí. Tento postup se doporučuje udělat několikrát při různé poloze čtvercového rastru (obr.3-6a). b) Velmi často určujeme srážkovou výšku na povodí metodou polygonů (metoda podle Thiessena). Srážkoměrné stanice se spojí tak, aby vznikla trojúhelníková síť dílčích nebo úplných mnohoúhelníků. Jejich plochy určíme zplanimetrováním a přisoudíme jako váhu k úhrnům každé příslušné stanice (obr.3-6b). Přitom není třeba určovat plochy ve skutečnosti, stačí údaj v jednotkách planimetru nebo v relativním, procentuálním vyjádření. Hledaná výška srážek na povodí je dána výrazem

h p  p i

Hs

i



i

h p i

i

i

F

i

(3.6-1)

i

hi pi F

-

srážkový úhrn v i-té stanici velikost plochy i-tého mnohoúhelníku (skutečná nebo vyjádřená relativně) celková plocha povodí (skutečná nebo vyjádřená relativně)

c) Nejspolehlivější způsob určení srážkové výšky na povodí, i značně členitém, spočívá v použití map s vykreslenými izohyetami. Podle požadovaného stupně přesnosti lze použít některý z těchto způsobů výpočtu 1. početní přibližný Princip této metody spočívá v tom, že změříme plochy mezi dvěma sousedními izohyetami a rozvodnicí (pokud je protíná) a přisoudíme jim úhrn, rovný aritmetickému průměru (obr.3-7). Hledaná výška srážek je dána výrazem 1

  2 h

i 1

Hs 

i

  hi  pi 

F

(3.6-2)

Obr.3-6 Stanovení srážkové výšky na povodí (a - metoda čtvercové sítě, b - metoda polygonů - Thiessenova) 2. početní přesnější U tohoto způsobu pokládáme plochy uzavřené sousedícími izohyetami a popř. rozvodnicí za základny komolých kuželů o výšce rovné kroku izohyet (obr.3-8). Plochy základen určíme opět planimetrováním, objemy jednotlivých vrstev jsou dány vzorcem

26



O1,i  1 / 3h pi 

pi pi 1  pi 1



(3.6-3)

Tyto jednotlivé dílčí objemy sečteme a připočítáme objemy kuželů, jejichž základnou je buď plocha uzavřená izohyetou okolo místa s největšími úhrny (toto místo považujeme za vrchol kužele), anebo uzavřená mezi největší izohyetou a částí rozvodnice, kterou izohyeta odděluje. Pro tento případ je vrcholem kužele bod s nejvyššími srážkami na této části rozvodnice. Objem horní části vypočteme podle výrazu

O2,i  1 / 3hn p n

(3.6-4)

Celkový zjištěný objem převedeme na válec se základnou, rovnou ploše povodí. Průměrnou srážkovou výšku na povodí obdržíme, přičteme-li výšku válce k nejnižšímu srážkovému úhrnu, jenž odpovídá základně nejnižšího komolého kužele. 3. graficko-početní Výpočet průměrné výšky na povodí je založen na použití hyetografické křivky (obr.3-9). Na osu pořadnic vynášíme úhrny (maximální, minimální a úhrny dané jednotlivými izohyetami) a k nim, ve směru vodorovném vynášíme úsečky, které v určitém měřítku vyjadřují plochy, na kterých byly tyto úhrny dosaženy nebo překročeny. Spojením koncových bodů úseček plynulou čarou dostáváme hyetografickou křivku. Zplanimetrováním uzavřené plochy a převedením na půdnici, vyjadřující celkovou plochu povodí, obdržíme obdélník, jehož horní strana vytíná na ose pořadnic hledanou hodnotu srážkové výšky.

Obr.3-7 Určení srážkové výšky na povodí, způsob výpočtu 1.

Obr.3-8 Určení srážkové výšky na povodí, způsob výpočtu 2.

27

Obr.3-9 Určení srážkové výšky na povodí, způsob výpočtu 3. Hyetografická křivka Volba metody výpočtu srážkové výšky na povodí závisí na reliéfu, hustotě sítě pozorovacích stanic a na požadované přesnosti. Ve značně členitém terénu bychom měli použít některou z metod využívající izohyet. Izohyety kreslíme za pomocí vrstevnicové mapy; izohyety kreslíme v souhlase s průběhem vrstevnic - tím postihujeme všeobecnou zákonitost vzrůstu srážkového úhrnu s nárůstem nadmořské výšky. V méně členitém terénu použijeme raději méně pracnou metodu Thiessenovu, která je v tomto případě co do přesnosti srovnatelná s metodou izohyet. Určení srážkové výšky na povodí aritmetickým průměrem, příp. metodou čtvercové sítě, je vhodné jen pro málo členité oblasti s dobře navrženou pozorovací sítí. Protože jsou srážky základním prvkem bilanční rovnice, je třeba v závažných případech věnovat maximální pozornost jak rozmístění stanic, tak i volbě způsobu výpočtu srážkové výšky na povodí.

3.7 Vztah mezi intenzitou, dobou trvání a periodicitou deště Deště o vysoké intenzitě, krátkého trvání a vcelku zasahující velkou plochu, nazýváme lijáky. Přestože je na našem území poměrně hustá síť vodoměrných stanic, ve kterých se pozorují vodní stavy a vyhodnocují se i odpovídající průtoky, jsme mnohdy nuceni pro nedostatek podkladů na menších tocích odvozovat maximální průtoky určitého významu z dešťů. V tom případě nás zajímá velikost intenzity deště při jeho trvání a periodicitě (to jsou charakteristiky tzv. blokového deště - kap.5.11.2.2), typický časový průběh intenzity deště, velikost zasažené plochy povodí apod. Zjištění tohoto vztahu je pro kterékoli místo obtížné z několika důvodů : výskyt lijáků není častým jevem, takže je třeba dlouhodobého pozorování. Poněvadž přívaly zasažená plocha je vcelku malá, potřebovali bychom velmi hustou síť pozorovacích stanic; určení vztahu mezi jednotlivými parametry deště si vyžaduje vybavení srážkoměrné sítě zapisujícími dešťoměry - ombrografy, jejichž rozborem z dlouhodobého srážkového pozorování můžeme určit vztah mezi dobou trvání, intenzitou a periodicitou deště. Jak plyne z definice, průměrná intenzita za celý déšť se určí poměrem Hs  tg t Hs t

-

(3.7-1)

celkový úhrn deště trvání deště 28

Obr.3-10 Rozbor ombrogramu Tato průměrná hodnota intenzity za celý déšť je dána směrnicí spojnice počátečního bodu A a koncového bodu B0 v ombrogramu. Okamžitá intenzita deště je dána výrazem dHd/dt, což představuje směrnici tečny vykreslené k záznamové čáře v daném bodě, např. B1. Intenzita deště je proměnlivá - zpočátku je malá, poté vzrůstá a po dosažení maxima opět klesá. Déšť s jedním maximem intenzity se nazývá jednoduchý, má-li dvě nebo více maxim, mluvíme o dvojnásobném, případně vícenásobném dešti. Rozbor jednoduchého deště se podle Reinholda provádí v zásadě takto (obr.3-10) : v grafickém záznamu vyrovnáme nerovnosti a vyznačíme body lomu na čáře. Body spojíme tak, aby se co nejlépe přimykaly k čáře. Tím jsme celý déšť rozdělili na několik tzv. náhradních dešťů (dešťových oddílů) o konstantní intenzitě. Nyní vyhledáme úsek o největší strmosti, zaznamenáme dobu trvání příslušející tomuto úseku a srážkový úhrn. Z těchto hodnot vypočteme odpovídající intenzitu. Poté vyhledáme sousedící úsek deště s intenzitou nejblíže nižší a určíme její hodnotu a zapíšeme. V dalším z těchto dvou oddílů o trvání t1 + t2 vypočteme průměrnou intenzitu i2 

h1  h2 t1  t2

(3.7-2)

Naznačeným způsobem pokračujeme dále - získáme tak řadu intenzit pro odpovídající dobu trvání. Pro dešťový úsek (oddíl) delší doby trvání dostaneme intenzitu menší než byla intenzita předchozího kratšího dešťového oddílu nebo nejvýše intenzitu jí rovnou. Intenzity a příslušné doby trvání vyneseme na milimetrový papír a vynesené body spojíme přímkami. Tím jsme převedli skutečný déšť (jednoduchý) o proměnlivé intenzitě na řadu dešťů (dešťových oddílů) s konstantními intenzitami. Z postupu plyne, že pro déšť, sestávající z n dešťových oddílů, získáme rozborem 2n-1 intenzit. Výskyt jednoduchých dešťů je nejčastější. Dosti časté jsou však i deště dvojnásobné, vyskytují se i troj- a vícenásobné deště. Násobnost deště je dána počtem inflexních bodů na ombrogramu (je součtovou čarou intenzit) podle výrazu n n a

-

a 1 2

(3.7-3)

násobnost deště počet inflexních bodů na ombrogramu

29

V případě rozboru trojnásobného deště se podle Reinholda postupuje takto: tento déšť rozdělíme na jednoduché, které si označíme I, II, III a pro ně jednotlivě určíme popsaným způsobem intenzity dešťových oddílů odpovídajícího trvání. V dalším postupu se analyzují dva dvojnásobné deště. Trojnásobný déšť se dá rozdělit na skupinu (I + II) a III, nebo I a (II + III). Při analýze dešťů (I + II) a (II + III) se přihlíží pro stejnou dobu trvání jen k vyšší intenzitě. Nakonec se hodnotí celý déšť jako celek. Jestliže jsme zpracovali všechny ombrogramy za delší období (minimálně za období 10 let), můžeme určit čáry intenzit stejné periodicity (obr.3-11). Periodicita je číslo, které udává, kolikrát je určitá velikost intenzity dosažena nebo překročena v dlouhodobém průměru jednou za 1 rok; je dána poměrem p = n/R, kde a je počet dešťů (stejné doby trvání), jejichž intenzita byla rovna nebo větší než určitá (volená) intenzita i, R je období vyjádřené v letech, ve kterém se vyskytlo n takto definovaných dešťů. Na milimetrový nebo logaritmický papír vyneseme na osu úseček trvání dešťových oddílů a na svislici jim odpovídající průměrné intenzity. Jestliže jsme zpracovali zápisy ombrografů za období např.10 let, dostaneme tak pro jednotlivé doby trvání (např.15 min.) řadu intenzit různé velikosti. Největší intenzity pro jednotlivá trvání bylo dosaženo 1krát za 10 let, je tedy periodicita p = 0,1, nejblíže nižší intenzita byla dosažena, příp. překročena za období 10 let 2krát, je tedy pro tuto intenzitu periodicita rovna p = 0,2 atd. Vyrovnáním bodů s intenzitami stejné periodicity obdržíme systém čar postihujících hledaný vztah mezi intenzitou náhradních dešťů, různou dobou jejich trvání a jednotlivými periodicitami deště.

Obr.3-11 Vztah mezi i, t, p deště Vztah mezi i a t pro danou periodicitu p lze kromě tabelárního či grafického způsobu vyjádřit i vzorci. Ze starších to jsou i

A C t

neboli

h  A  t1  C  t

(3.7-4)

i

A t

neboli

h  A  t1

(3.7-5)

Lindley použil výraz

i A,C t  -

intenzita deště konstanty trvání deště exponent, zpravidla stejný i pro rozsáhlé oblast

30

Logaritmováním tohoto výrazu získáváme rovnici přímky; v logaritmických souřadnicích graficky vyjádřený vztah je přímka - to umožňuje velmi rychle určit parametry výrazu A a . Na druhé straně nedostatkem výrazu je skutečnost, že dává pro velmi krátké doby trvání nereálné hodnoty. Pozorované hodnoty se v logaritmické síti od přímky odchylují a to v oblasti nejkratšího trvání (do 10 min). Odchýlení bodů lze postihnout zavedením parametru b do jmenovatele výrazu i

A t  b 

(3.7-6)

Pro každé místo, kde byly po delší dobu pozorovány deště zapisujícím dešťoměrem (kap.3.4), lze po zpracování ombrogramů určit pro řady intenzit stejného hospodářského významu (stejné periodicity) konstanty A, B a . Hodnota A se mění nejen podle povahy místa, ale také podle významnosti zpracovávané řady co do periodicity. Hodnota , vyjadřující geografické podmínky, je pro velké oblasti často prakticky stejná.

3.8 Vztah intenzity deště a zasažené plochy Již víme, že lijáky se vyznačují krátkou dobou trvání, velkou intenzitou a že zasahují oblasti malé rozlohy. Intenzita po ploše se mění tak, že maximum se vyskytuje uvnitř zasažené plochy (oblast jádra deště), a směrem k okrajům klesá. Podle Frühlinga klesá intenzita k okrajům podle paraboly tak, že ve vzdálenosti 3000 m od středu dosahuje jenom poloviční hodnota imax/2. Z tohoto předpokladu odvozuje poměr střední intenzity (na ploše) k největší (v jádru deště) pro různé průměry zasaženého území. Jiný autor, Specht, uvádí, že hodnota  = istř/imax se mění podle výrazu

  12

1 F

(3.8-1)

takže platí pro plochy F F F

<

1 km2 5 km2 až 10 km2 20 km2 až 15 km2

=1  = 0,9 - 0,8  = 0,8 - 0,7

Pro naše poměry lze použít představy Reinholda, že vypočítanou intenzitu v bodě lze pro povodí do 10 km2 snížit o 5 %, pro plochu do 25 km2 o 10 %.

4. Výpar Voda je co do obsahu proměnlivou, ale vždy přítomnou složkou atmosféry, do které se dostává výparem z vodní hladiny, ze sněhu a ledu, z povrchu půdy a rostlin a transpirací rostlin. Intenzita výparu je v hydrologii nejčastěji udávána v mm za uvažované období, např. za minutu, den, měsíc, rok apod. Celkový roční výpar podle výpočtů Lvoviče je roven 518,6.103 km2, množství vody obsažené v atmosféře je přibližně rovno 12,3.103 km2. Z toho plyne, že v průměru se musí každých 9 dní obsah par v atmosféře vyměnit.

31

4.1 Obsah vodních par v ovzduší Vlhkost vzduchu, závisející na mnoha faktorech, je proměnlivá. Plyny, z nichž se skládá vzduch, se mohou mísit v libovolném poměru, vodní pára může však zaujímat ve vzduchu jen omezené množství dané teplotou vzduchu. V běžných atmosférických podmínkách se směs plynů tvořících vzduch chová po stránce termodynamické vzhledem k vodě a vodní páře jako homogenní plyn. Tuto směs plynů označujeme jako suchý vzduch. V atmosféře je však směs suchého vzduchu vodní páry - této směsi říkáme vlhký vzduch. Tlak vlhkého vzduchu je podle Daltonova zákona roven součtu parciálních tlaků p  pv  p p p pv pb

-

(4.1-1)

celkový tlak vlhkého vzduchu, obvykle rovný tlaku barometrickému, p = pb parciální tlak suchého vzduchu parciální tlak vodní páry, v meteorologii označovaný často jako e

Se zvětšováním obsahu páry v objemové jednotce se zvětšuje její tlak do její maximální hodnoty značené jako E, což je tlak syté páry. Sytá pára je v termodynamické rovnováze s kapalnou fází. Teplota syté páry je rovna teplotě varu vody při tlaku syté páry (ps = E), závisí tedy pouze na tlaku, ne na objemu a opačně, tlak syté páry závisí jen na teplotě. Pokud se zvětší objem syté páry, její tlak nevzroste, nýbrž část páry zkapalní a tlak zůstává stejný. Zvětší-li se objem prostoru, ve kterém je kapalina a sytá pára, tlak neklesne, ale nastane výpar vody. Při teplotách pod 0 °C, kdy se voda může vyskytovat buď ve formě ledu nebo jako přechlazená voda, závisí tlak syté páry také na skupenství vody. Při určitém tlaku par v ovzduší může být teplota vzduchu vyšší než je teplota syté páry, odpovídající tomuto tlaku, nemůže být však nižší. Při poklesu teploty vlhkého vzduchu pod teplotu stavu nasycení dojde totiž ke kondenzaci par. Tlak syté páry, odpovídající teplotě vlhkého vzduchu, je tedy nejvyšším možným parciálním tlakem páry ve vlhkém vzduchu při této teplotě. Protože teplotou je omezen parciální tlak páry, je teplotou také omezeno množství par, které může vzduch pojmout. Je-li ve vzduchu přítomno za dané teploty maximální množství par, říkáme, že je vzduch vodními parami nasycen. Jestliže je ve vzduchu při určité teplotě menší množství par než odpovídá stavu nasycení, je parciální tlak e menší než tlak syté páry E (e  E). Pára v takovémto stavu se nazývá pára přehřátá. Stav přehřátě páry lze definovat jako páru, jejíž teplota je při stejném tlaku vyšší než teplota syté páry. Teplota přehřáté páry závisí na tlaku a objemu (na rozdíl od syté páry, jejíž teplota závisí pouze na tlaku). Podmínky, za nichž se vodní pára v ovzduší vyskytuje, jsou charakterizovány malým tlakem a poměrně nízkými teplotami. Tlak odpovídá barometrickému tlaku a maximální teploty dosahují 50 °C až 60 °C. Za těchto podmínek se voda vyskytuje převážně ve stavu kapalném, za nízkých teplot v pevném stavu. Množství vody v ovzduší je v podstatě dáno mezí nasycení, která je při teplotách ovzduší dosti nízká. Za uměle vytvořených podmínek při technickém využití páry může vodní pára i vlhký vzduch nabývat jiných vlastností. Je-li za určitého tlaku teplota vzduchu vyšší než je odpovídající teplota bodu varu (teplota syté páry), může se pára mísit se vzduchem v libovolném poměru podobně, jak je tomu při mísení plynů. Za normálního tlaku (1 013,25 hPa = 760 torr) nastane tento stav při teplotách vyšších než 100 °C. V tomto případě se pára vyskytuje jenom v přehřátém stavu. Se stoupající teplotou (nestoupá-li tlak) se přehřátá pára stále více blíží svými vlastnostmi charakteru reálného plynu (jako je např. vzduch) a při teplotách značně vyšších než je kritická teplota (tk = 374,2 °C) se blíží vlastnostem ideálního plynu. 32

V meteorologii se nejčastěji setkáváme s párou přehřátou, za určitých podmínek s párou sytou a stavem přesycení. V případě, že je v ovzduší malý obsah par, vlastnosti směsi se blíží vlastnostem suchého vzduchu. Proto často považujeme vzduch s normální atmosférickou vlhkostí za suchý vzduch a teprve při stavech blízkých stavu nasycení, kdy se výrazně projevuje vliv obsahu vodní páry, mluvíme o vzduchu vlhkém.

4.2 Vyjádření vlhkosti vzduchu Pod pojmem vlhkost vzduchu rozumíme vodní páry, které vzduch obsahuje (nezahrnujeme do ní kapičky mlhy nebo krystalky ledu v atmosféře). Vlhkost vzduchu můžeme vyjádřit absolutně nebo relativně. Absolutní vlhkost av definujeme jako hmotnost vodních par v gramech, obsažených v jednotce objemu (v 1 m3). Největší možná absolutní vlhkost při stavu nasycení se označuje A. Její velikost se mění v přímé závislosti na teplotě. Množství vodních par se mění v rozmezí a = (0 - 1) A. Laboratorně se dá absolutní vlhkost určit přímo např. tak, že se měřený objem vzduchu prohání trubicí ve tvaru U, v níž je nějaká hygroskopická látka, která pohltí veškerou vlhkost. Z přírůstku hmotnosti trubice G a z objemu vzduchu V, který trubicí projde, dostáváme

av 

G V

(4.2-1)

Stupeň vlhkosti ovzduší vyjadřuje rovněž tlak vodních par. Pokud jde o nenasycenou (přehřátou) vodní páru, označuje se její napětí (parciální tlak) e, pro stav nasycenosti se označuje E (vlhkost vzduchu se tedy v těchto případech vyjadřuje jednotkami tlaku, např.hPa). Přesně vzato, stav nasycenosti vodních par je vázán na druh a stav druhé fáze. Tak např. maximální tlak nad ledem je nižší než nad vodní hladinou. Dále záleží na tvaru povrchu pevné nebo kapalné fáze vody. Tlak nasycených par nad zakřivenou vodní plochou (kapky deště) je nižší než nad vodní hladinou rovnou, podobně pak tlak nasycených par nad roztoky je nižší než nad čistou vodou při stejném zakřivení hladiny. Závislost maximálního tlaku par při stavu nasycení na teplotě vzduchu lze v rozsahu teplot vzduchu od -20 °C do 30 °C postihnout výrazem 7 , 6326 t

E  6,1078  10 241,9t t

-

(4.2-2)

teplota vzduchu

Pro praktické účely se velmi často používají tabulky, ve kterých je pro určité rozpětí teplot vzduchu uveden maximální tlak nasycených vodních par a to jak nad ledem, tak i nad volnou vodní hladinou. Další možností, jak vyjádřit vlhkost vzduchu, je použití termínu relativní vlhkost vzduchu ar. Je to poměr skutečného parciálního tlaku par v ovzduší e k tlaku syté páry E za stejného tlaku a teploty vzduchu. Udává, kolik procent vlhkosti obsahuje vzduch z množství, které by mohl celkem pojmout při dané teplotě ar 

e  100 (%) E

33

(4.2-3)

Jestliže je obsah vodní páry ve vzduchu konstantní, mění se relativní vlhkost vzduchu v závislosti na teplotě a to tak, že při vzrůstu teploty vzduchu relativní vlhkost klesá, při poklesu teploty relativní vlhkost roste. Relativní vlhkost bychom mohli vyjádřit i jako poměr ar 

av  100 (%) A

(4.2-4)

Pro ideální plyn, kdy přesně platí stavová rovnice, by byly výsledky obou výrazů stejné. Ve skutečnosti je mezi výrazy rozdíl, ten je však tak malý, že se dá při praktických výpočtech zanedbat. Sytostní doplněk d udává rozdíl mezi maximální vlhkostí a vlhkostí skutečnou v daném okamžiku, tedy množství vodních par, které za daných podmínek může vzduch ještě pojmout. d  E e

(4.2-5)

S velikostí sytostního doplňku vzrůstá schopnost vzduchu pojmout vodní páru. Na jeho velikosti závisí výpar vody z volné vodní hladiny, výpar z těla rostlin (tzv. evapotranspirace) apod. Rosný bod  (nebo také teplota rosného bodu) je teplota, při níž je vzduch vodní parou právě nasycen, tzn., že relativní vlhkost ar je rovna 100 %, sytostní doplněk d = 0. K tomuto stavu dochází v atmosféře obvykle při poklesu teploty. Je-li na počátku tlak páry (množství vodních par ) konstantní, klesá s poklesem teploty hodnota tlaku syté páry E tak dlouho, až je dosažen rosný bod, neboli dojde k rovnosti E = e. Od tohoto okamžiku (při existenci kondenzačních jader v ovzduší) dochází ke kondenzaci přebytečné vláhy. Při nenasyceném vzduchu je rosný bod nižší než teplota vzduchu t. Čím je menší absolutní vlhkost, tím je nižší . Nižší relativní vlhkosti ar odpovídá větší rozdíl t - . Při známém parciálním tlaku par ve vzduchu e můžeme určit rosný bod z tabulek tlaku nasycených par.

4.3 Měření vlhkosti vzduchu Pro měření relativní vlhkosti vzduchu se používá Augustův psychrometr. Skládá se ze dvou teploměrů; normálně upraven se nazývá suchý, druhý, jehož baňka je opatřena savým materiálem namočeným v destilované vodě, se nazývá vlhký. Vzlínáním vody je baňka neustále zvlhčována. Suchý teploměr ukazuje teplotu vzduchu t, teploměr vlhký ukazuje zpravidla teplotu nižší t1, protože odpařování vody mu neustále odebírá teplo. Intenzita odpařování je úměrná rozdílu napětí E1 – e a nepřímo úměrná barometrickému tlaku (E1 je maximální parciální tlak par, odpovídající teplotě vlhkého teploměru t1, e je parciální tlak par skutečně ve vzduchu obsažených). Pro přístroj platí vztah E1  e  At  t1  b

(4.3-1)

A empirická konstanta závislá na tom, zda se odpařování děje z vody (t1  0), nebo z ledu (t1  0) Z uvedeného vztahu dostáváme e  E1  A  bt  t1 

34

(4.3-2)

Nedostatkem tohoto psychrometru je to, že přesnost měření je negativně ovlivňována měnící se rychlostí větru, jenž působí na vlhký teploměr. Uvedený nedostatek odstraňuje Assmannův psychrometr (obr.4-1). V jeho úpravě jsou baňky obou teploměrů v trubicích, jimiž se větrníčkem prohání vzduch stálou rychlostí 2 m/s. Při teplotách vzduchu kolem 0 °C se kvůli možnosti nepřesného měření nepoužívá. Vlasový hygrometr je přístroj, kterým určujeme relativní vlhkost vzduchu. Funkce je založena na vlastnosti vlasu, zbaveného tuku, prodlužovat se s navlhnutím. Změna délky vějířovitě upevněného svazku lidských vlasů se vhodně přenáší na ručičku, ukazující relativní vlhkost na empiricky dělené stupnici. Pokud se přístroj dlouho nepoužíval a byl ve značném suchu je třeba jej před měřením zabalit do vlhké látky, aby se svazek vlasů regeneroval. Přístroj je třeba čas od času znovu ověřit.

Vlhkost vzduchu se jak prostorově, tak i časově neustále mění v závislosti na proměnlivé intenzitě vypařování z vodních ploch, z půdy apod. V podstatě existují dva typy denního chodu vlhkosti. V oblastech, kde je dostatek srážek pro výpar (na moři, ale i v zimě např. u nás) je časový chod vlhkosti během dne přibližně shodný s průběhem teplot, tj. maxima pozorujeme za dne, minima brzy ráno. Druhý typ se vyskytuje na pevnině v letním období. Vznikají dvě maxima, okolo 9 hodin ráno a mezi 20. a 21.hodinou večer. Minima pozorujeme brzy ráno a mezi 15. a 16. hodinou odpoledne. Odpolední minimum je způsobeno konvekčním prouděním, kdy už výpar nestačí pokrýt úbytek vlhkosti. K večeru se dosahuje druhého denního maxima vlhkosti. Je to proto, že teplota vzduchu je stále poměrně vysoká, takže i nadále probíhá výpar, který postupně sytí vodními parami nyní již klidnější vrstvy vzduchu.V průběhu noci až do východu slunce parciální tlak par klesá, protože výpar prakticky přestává a vlivem vypařování dochází k ochlazení zemského povrchu a tím i ke kondenzaci par v ovzduší.

Obr.4-1 Assmannův psychrometr Časový průběh vlhkosti během roku je obdobný jako vývoj teplot - maxima jsou v létě, minima v zimních měsících. Relativní vlhkost se v průběhu dne i celého roku mění v podstatě opačně oproti teplotám. Vzrůstu relativní vlhkosti odpovídá pokles teploty a naopak. Důvodem je pomalejší vzrůst relativní vlhkosti e v závislosti na teplotě než je tomu u maximální tenze par E. U sytostního doplňku d pozorujeme přes den maxima po poledni, v průběhu roku v období letních měsíců.

35

4.4 Výpar z volné vodní hladiny, ze sněhu a ledu Výpar je proces značně složitý. Zvyšováním teploty vody se zvyšuje rychlost vodních molekul, takže ty, které získaly dostatečnou kinetickou energii i přes soudržnost kapaliny, existující povrchové napětí, vyletují z hladiny a dostávají se do atmosféry. Zde se srážejí s molekulami, obsaženými ve vzduchu. Odrazem se některé z nich mohou společně s těmi, které kondenzovaly či vypadly díky velkým rychlostem, dostat z atmosféry nazpět do původního prostředí, do vody. Rozdíl mezi těmito množstvími dává množství odpařené vody, velikost výparu. Dochází-li k úniku molekul z pevné fáze (sníh, led) přímo do fáze plynné, mluvíme o sublimaci. Množství molekul, které se v určité jednotce času dostává z kapalného prostředí do plynného, je přímo závislé na napětí vodních par těsně nad hladinou evo. Obdobně množství molekul, které vnikly za jednotku času do kapalné fáze z atmosféry, je přímo závislé na napětí vodních par ve vzduchu evz. Intenzita výparu je tedy závislá na rozdílu těchto napětí evo – evz. Výpar pokračuje do okamžiku, kdy evz = evo. Jestliže je vzduch teplejší než voda, jeho tlak nasycených par e2 je větší než napětí par bezprostředně při hladině (e2  evo). Výpar může pokračovat až do okamžiku, kdy evz = evo, aniž by došlo k nasycení vzduchu. Když ale bude vzduch chladnější než voda, potom e2  evo; v okamžiku kdy platí evz = evo, nastávají podmínky přesycení vzduchu (evz  e2), takže ve vzduchu bude probíhat kondenzace přebytečně vláhy. Zpravidla je ve vzduchu přítomno velké množství kondenzačních jader, takže přebytečná vláha může kondenzovat např. ve formě mlhy. Poněvadž je za této situace vzduch ohříván teplejší vodou, vznikají podmínky pro rozptýlení mlhy konvekcí, takže výpar z volné vodní hladiny může pokračovat. Tak si vysvětlujeme, že i v zimním období může být výpar z volné vodní hladiny nějaké větší nádrže poměrně vysoký. Kromě nejdůležitějšího činitele, ovlivňujícího výpar vody - rozdílu v napětí par, můžeme z ostatních významných činitelů jmenovat teplotu vzduchu a teplotu vody, atmosférický tlak a kvalitu vody. S teplotou vody vzrůstá i výpar. Protože je výpar úměrný rozdílu napětí par vody a vzduchu, nemění se velikost výparu při stejném a současném vzrůstu teploty vzduchu a vody. Aby mohl výpar pokračovat je nutné, aby bylo vodě dodáváno teplo, protože výparem dochází k jejímu ochlazování. Velikost výparu je rovněž ovlivňována teplotou vzduchu, korelační závislost však není dostatečně těsná (obr.4-2). Vítr se při výparu uplatňuje tím, že molekuly vody, které se dostaly do ovzduší, odnáší z prostoru nad vodní hladinou. Vlhký vzduch je tak nahrazován suchým, jenž je schopen pojmout další vlhkost. Zatímco ke zvýšení výparu z malých výparoměrů stačí jen nepatrný pohyb vzduchu, na velkých vodních plochách je nutný vítr o značné rychlosti a vznik turbulentního proudění, zasahujícího do vyšších vrstev atmosféry. Kromě toho pohyb vzduchu umožňuje dodání další energie pro výpar ze vzdušných hmot, které se dříve, než zasáhly rozsáhlou vodní plochu, při proudění nad teplým povrchem prohřály na vyšší teplotu. Naopak, chladný vzduch může snížit velikost výparu, nebo dokonce způsobit kondenzaci, pokud bylo dosaženo určitého stupně ochlazení.

Poklesem atmosférického tlaku vzrůstá výpar (při zachování jinak stejných podmínek). Vysvětlení spočívá v tom, že při nižším tlaku je nad hladinou nižší počet molekul vzduchu, takže nedochází tak často ke srážce s molekulami vody a jejich návratu do původního prostředí. Vztah mezi barometrickým tlakem a výparem rovněž není jasně patrný, protože je zastírán působením dalších činitelů. Tak např. výpar s narůstající nadmořskou výškou (klesajícím atmosférickým tlakem) v našich podmínkách nevzrůstá, ale snižuje se vlivem poklesu průměrných teplot vzduchu. Výpar z volné vodní hladiny je ovlivňován fyzikálními vlastnostmi vypařující se vody. Výpar z mořské vody je, v závislosti na obsahu solí, menší než výpar z vody sladké. Tak se 36

např. uvádí, že za jinak stejných podmínek se výpar ze slané mořské vody liší od vody říční asi o 2 % až 3 %. V průměru připadá na 1% vzrůst měrné hmotnosti pokles výparu o 1 %. Tato závislost platí až do dosažení maximální koncentrace, které obvykle odpovídá měrná hmotnost 1,30 kg/m3.

Obr.4-2 Vztah mezi výparem a teplotou vzduchu Výpar ze zarostlé vodní hladiny je závislý na hustotě a na druhu rostlin, na celkovém množství jejich hmoty. Jak ukazují výzkumy, výpar ze zarostlé vodní hladiny u břehů zarostlých rybníků může být roven až dvojnásobku výparu z volné hladiny. Je-li vodní plocha zcela zarostlá, hodnota výparu může být až trojnásobná. Tvar hladiny rovněž ovlivňuje velikost výparu. Nad zakřivenými vodními plochami je výpar menší než u ploch rovinných, což je způsobeno tím, že je nad zakřivenými plochami menší napětí par. Touto skutečností je ovlivněno velké množství jevů. Tak si např. vysvětlujeme to, že trvá poměrně dlouho než se i velmi jemné vodní částečky, rozptýlené ve vzduchu (mlha, mrholení), vypaří. Touto skutečností je rovněž dáno a podmíněno narůstání vodních kapiček v atmosféře a tím vznik mraků a útvarů s velkým obsahem vody. Výpar ze sněhu a ledu je rovněž složitým jevem, ovlivňovaným mnoha faktory. Protože maximální teplota, kterou může nabýt povrch sněhu, je 0 C, může výpar probíhat jen tehdy, je-li rosný bod nad 0 C. Výpar se s poklesem teploty snižuje. Výpar ze sněhu je však díky větší ploše větší než z ledu a je ovlivňován sluneční radiací, je závislý na fyzikálních vlastnostech sněhu, např. na hustotě, tepelné vodivosti apod., dále je významným faktorem vítr a situování zasněženého povrchu vůči světovým stranám. Výpar ze sněhu je určován úbytkem hmotnosti sněhových vzorků v nádobách, které jsou umístěny pod širým nebem. Výsledky jsou však zkreslovány radiačním ohříváním nádob, které pak způsobuje urychlené tání. Voda, která nemůže z nádoby odtékat, prosycuje vzorek sněhu, takže vodní hodnota sněhu v nádobě neodpovídá poměrům ve skutečnosti. Protože výpar z vody je za jinak stejných podmínek větší než ze sněhu a ledu, předpokládá se, že hodnoty získávané těmito přístroji jsou oproti skutečnosti značně vyšší. Pro ilustraci uveďme některé hodnoty měsíčního výparu ze sněhu v závislosti na průměrné teplotě vzduchu :

pro teploty vzduchu odpovídají hodnoty výparu ze sněhu 0 C,

30 mm/měsíc

-5 C

17 mm/měsíc

-20 C

3 mm/měsíc. 37

4.5 Metody stanovení výparu z volné vodní hladiny Přímé metody jsou založeny na použití přístrojů. Wildův výparoměr (obr.4-3) je přístroj konstruovaný na principu listovních vah. Na základním sloupku, pohybujícím se ve svislé poloze nahoru a dolů, je upevněna kovová miska o ploše 250 cm2. do ní se nalévá 480 cm3 destilované vody, 15 mm pod okraj. Pohyb sloupku je přenášen malým ramenem na ručičku se závažím. Stupnice je dělena tak, že lze přímo odečítat množství vypařené vody v mm s přesností na 0,1 mm. Přístroj se zásadně umísťuje v žaluziové meteorologické budce. Měření se provádí každý den v 7 hodin ráno, voda se dolévá denně, abychom udržovali stejnou úroveň vůči okraji misky. V zimním období je možné použít tento přístroj pro měření výparu z ledu či sněhu. Přístroj je možno upravit poměrně snadno pro časovou registraci výparu. Tím, že je přístroj uzavřen v budce, je patrně obtížné získané hodnoty přepočítávat na skutečnost.

Obr.4-3 Wildův výparoměr Rónův rozdílový výparoměr (obr.4-4) je umístěn na volném prostranství a slouží k určování výparu z volné vodní hladiny. Je to nádoba o objemu 42 litrů, kruhového průřezu o ploše 2 000 dm2, výšky 25 cm, posazená na zdivo malého sklípku, v němž je umístěna konev, do které může voda z výparoměrné nádoby přetéct násoskou. Horní otvor násosky umožňuje přesné výškové urovnání hladiny 5 cm pod okrajem výparoměrné nádoby. Měření výparu se provádí následovně : Uzavřeme kohoutek násosky a naplníme výparoměr tak, aby se násoska zahltila. Poté, po uklidnění hladiny (za větrného počasí přikryjeme poklicí) otevřeme kohoutek a přebytečná voda přeteče do konve, kterou vylijeme. Hladina se nám ustálila v úrovni horního otvoru násosky a tak je přístroj připraven k měření. Kohoutek necháme otevřen. Jestliže druhý den ráno v 7 hodin zjistíme, že se v předchozích 24 hodinách srážky nevyskytly (na boku výparoměru je srážkoměr), postupujeme tak, že po uzavření kohoutku na násosce dolijeme do výparoměru takové množství vody v litrových dávkách, aby se násoska zahltila. Po otevření kohoutku část vody přeteče. Výpar je pro tento případ dán rozdílem vody dolité do výparoměrné nádoby a přeteklé do konve. Zjistíme-li ze srážkoměru, že v předchozích 24 hodinách pršelo, měříme tak, že do nádoby přelijeme dešťovou vodu z konve ( pokud násoskou přetekla ) a ještě dolijeme (je-li třeba) určité množství celých litrů, aby opět došlo k zahlcení násosky. Otevřením kohoutku přelijeme do konve přebytečné množství, které změříme.

Výpar [mm] je potom dán výrazem V  S  Vd  V p

38

(4.5-1)

S Vd Vp

-

srážkový úhrn za uplynulých 24 hodin zachycený srážkoměrem objem vody dolité do výparoměru objem vody přeteklé

Z velikosti příčného řezu nádoby vyplývá, že 1 litr je roven 5 mm vrstvě vody v přístroji.

Obr.4-4 Rónův rozdílový výparoměr Výparoměr GGI se někdy užívá jako standardní staniční přístroj. Kovová válcová nádoba s kónickým dnem o průřezové ploše 3 000 cm2 a výšce 685 mm je umístěna tak, že horní hrana je v úrovni 75 mm nad terénem. Uprostřed nádoby je svislá mosazná rourka, na jejímž konci je upevněno raménko s jehlou, kterou lze přesně nastavit počáteční hladinu 75 mm pod okrajem výparoměru. Výpar se měří dvakrát denně a to v 7 a 19 hodin speciální objemovou nádobkou (byretkou) a skleněnou odměrkou. Byretka se při měření nasadí na rourku a pootevřením otvoru na 40 s až 50 s dosáhneme vyrovnání hladin ve výparoměru a v odměrné nádobce. Po uzavření otvoru a stažení nádobky z vodící trubky vodu vyprázdníme do skleněné odměrky a určíme objem s přesností na 0,1 ml, takže vrstva odpařené vody se dá určit s přesností na 0,05 mm. Poté vodu nalijeme zpět do výparoměru. Výparoměr GGI je zapuštěn do pískového lože, obložen drny a výškově umístěn tak, aby hladina byla v úrovni terénu. Výparoměr A. Šermera je modifikací přístroje GGI, má však určitá vylepšení. Objemová nádobka se nasazuje na lůžko, opatřené třemi hroty, takže je vždy fixována velmi přesně. Nádobka je navíc opatřena vnějším obalem - tím dochází k úplnému uklidnění hladiny v byretce. Po zvednutí byretky voda z prostoru mezi oběma plášti vyteče. Výparoměr A. Šermera je zapuštěn do země tak, že okraj nádoby je vyvýšen nad okolním rovným terénem o 20 cm, přičemž bezprostředně kolem nádoby je terén zvýšen až na úroveň 5 cm pod okrajem. Výparoměrná plocha je obdobně jako u přístroje GGI rovna 3000 cm2. Výparoměrný bazén je zapuštěn v zemi, má průměr d = 20 m (plocha 20 m2) a hloubku 100 cm až 140 cm. Původně byl používán pro výzkumné a porovnávací účely, nyní patří do vybavení řady stanic. Plovoucí výparoměry (obr. 4-5) jsou výparoměry, které jsou umísťované na hladině nádrže prostřednictvím voru - tím alespoň zčásti měříme výpar za podmínek bližších skutečnosti. Vor má trojúhelníkový tvar, je upevněn na laně v jednom vrcholu, takže se vždy orientuje tímto vrcholem proti větru a vlnám, čímž se omezuje kolíbání voru. Výparoměr je ponořen do vody, okraj nádoby vyčnívá jenom 5 cm nad hladinou. Hladina v nádrži i v nádobě je tedy

39

ve stejné úrovni. Podobně jako u výparoměrů umístěných na suchu musí být i zde instalován srážkoměr. Na voru je instalována meteorologická budka s normálním vybavením přístroji, takže kromě výparu se měří i ostatní základní meteorologické prvky, které sledovaný jev výrazně ovlivňují. Zatím se nepodařilo odstranit vylévání, popř. vnikání vody do výparoměru při větších vlnách. Kýváním voru a výparoměru dochází ke smáčení vnitřních stěn přístroje a tím i ke zvyšování hodnoty výparu. Skutečností rovněž je, že ani při uvedeném uspořádání není teplotní režim vody v nádrži a ve výparoměru totožný, takže získané údaje nepostihují přesně velikost výparu z vodní nádrže.

Obr.4-5 Schéma plovoucí výparoměrné stanice (1 - výparoměrná základna, 2 - spojovací můstek, 3 - pozorovací základna, 4 - pozorovací budka, 5 - můstek pro přistávání, 6 - výstužné spoje, 7 - meteorologické budky, 8 - srážkoměr 500 cm2, 9 - srážkoměr 3 000 cm2, 10 - výparoměr 3 m2, 11 - výparoměr GGI, 12, 13 - měrné nádoby na měření vyšplíchnuté a všplíchnuté vody) Z popisu všech uvedených výparoměrů vyplývá, že přístroje neudávají skutečnou hodnotu výparu, ale tzv. výparnost, což je výpar měřený za zjednodušených podmínek. Tak např. u Rónova, Šermerova přístroje i výparoměru GGI pozorujeme zpravidla hodnoty větší než je skutečný výpar. Je to tím, že přístroje mají poměrně malou výparnou plochu, takže stačí i slabý pohyb vzduchu na odvátí nasycené vrstvy nad hladinou. Rovněž malý objem a hloubka vody v přístroji umožňuje výraznější prohřívání celého komplexu a tím i zvyšování výparu vůči skutečnosti. Správnou hodnotu výparu obdržíme použitím převodních součinitelů, jež lze získat porovnáním údajů ze standardních přístrojů a z výparoměrného bazénu. Převodní součinitele je třeba volit velmi opatrně, protože vztah výparu ve 40

srovnávacím a standardním přístroji se se zkracováním doby (např. až na 1 měsíc) stává volnější. Je to proto, že se uplatňuje větší měrou rozdílnost v teplotní setrvačnosti těchto přístrojů. Závislost mezi velikosti výparoměrné plochy a převodním koeficientem vypracoval Davydov. Dospěl k závěru, že u výparoměrů s průměrem 3,5 m a větším se již hodnota převodního součinitele prakticky rovná 1. Poté už je výparnost velmi blízká výparu. Nedostatečná hustota výparoměrných stanic a krátká doba jejich pozorování na jedné straně a potřeba odvodit hodnotu výparu pro libovolné místo na straně druhé vedla ke snaze zjistit hodnotu výparu nepřímými způsoby, výpočtem. Metoda vodní bilance V určitých případech lze velikost výparu z volné vodní hladiny nádrže určit jako rozdíl přítoku a odtoku povrchových vod s uvážením změny objemu vody v nádrži a srážkových výšek, vypadlých na hladinu za stejné období. Základním předpokladem metody je zanedbatelné, nebo přibližně totožné množství odtoku a přítoku podzemních vod do nádrže. Výběr nádrže, která by splňovala uvedené podmínky je často velmi problematický. Přesnost určení výparu je závislá na spolehlivosti členů bilanční rovnice. Ta je zpravidla malá. Zvýšení přesnosti výsledku lze někdy dosáhnout vhodně voleným obdobím, ve kterém provádíme bilanci. Metoda tepelné (energetické) bilance Je podobná metodě předchozí s tím rozdílem, že se určuje bilance tepla. Tak je např. třeba určit množství slunečního záření dopadajícího na vodní hladinu, množství odraženého záření od hladiny, množství tepla vyzářeného z vody do atmosféry atd. Zjistit přesně všechny rozhodující členy bilanční rovnice je velmi obtížné. Výpočet výparu empirickými vzorci Z pozorování výparu a nejdůležitějších meteorologických prvků ovlivňujících výpar (teplota vzduchu, vlhkost vzduchu, sytostní doplněk, rychlost větru nad hladinou nádrže apod.) lze zpracováním pomocí korelačního počtu odvodit vzorce pro výpar. Jeden z prvních výrazů pro výpočet intenzity výparu odvodil Dalton

vs  k  vs d b k

-

E e d k b b

(4.5-2)

intenzita výparu sytostní doplněk vrstvy vzduchu těsně nad hladinou barometrický tlak konstanta

Rovnice (4.5-2) vyjadřuje výpar difúzí, tj. výpar do úplně klidné atmosféry. V přírodě je však výpar velmi významně ovlivňován i působením větru. Proto Tichomirov navrhl vzorec založený na pozorování výparu přístroji menších rozměrů ve tvaru v m  R  d  15  3W 

(4.5-3)

R redukční součinitel d sytostní doplněk vypočtený z průměrných měsíčních teplot vzduchu a relativní vlhkosti (bez opravy) W průměrná měsíční rychlost větru, měřená ve výšce větrné korouhve (10 m až 12 m nad terénem vm výpar za měsíc z velké nádrže

41

Šermer (VÚVH Bratislava) odvodil z výsledků měření na vodních plochách vzorec ve tvaru

H vd  0,6029e0  e200   0,0799

(4.5-4)

Pokud máme k dispozici pouze údaje o teplotě vzduchu, použijeme výraz H vd  10 0, 045T 0, 204  Hvd eo e200 t

-

(4.5-5)

střední denní výpar v měsíci maximální tenze vodních par při teplotě povrchu vody tenze vodních par ve vzduchu ve výšce 200 cm nad hladinou střední měsíční teplota vzduchu ve výšce 200 cm nad zemí

Je třeba si uvědomit, že při výpočtu výparu z hladiny budoucí, projektované velké vodní nádrže, je třeba odhadnout výpar, odpovídající výstavbou vyvolané změně mikroklimatu. Nelze tudíž při výpočtech vycházet jenom z hodnot meteorologických prvků naměřených v období před výstavbou vodohospodářského díla, ale také z hodnot meteorologických prvků v budoucnu nejpravděpodobnějších. To se týká především sytostního doplňku, jehož hodnota klesá nejen snížením teplot vzduchu, ale i zvýšením jeho absolutní vlhkosti.

4.6 Výpar vody z půdy, transpirace, evapotranspirace Výpar vody z půdy je složitější jev, je ovlivňován podstatně větším počtem faktorů, než tomu bylo u výparu z volné vodní hladiny. Kromě těch, které se uplatňovaly u výparu vody (meteorologické prvky popisující momentální stav atmosféry), se nyní významnou měrou podílejí i další. Tak např. výpar z půdy je závislý na stavu a vlastnostech půdy, především na její vlhkosti, struktuře, barvě, expozici, tvaru povrchu apod. Vlhkost půdy je v daném okamžiku závislá na množství vsáklých srážek do tohoto okamžiku vypadlých a na množství vzlínající vody z hladiny podzemních vod. To je závislé na zaklesnutí hladiny, ale také na rozdílné schopnosti půd vodu vzlínat. Z celkem suché půdy bude výpar nulový i kdyby byl stav atmosféry pro výpar sebelepší (velký sytostní doplněk, vysoká teplota vzduchu, dostatečně velký vítr apod.), z úplně promočené lze očekávat výpar rovný, nebo spíše větší než z vodní hladiny. Půda má větší povrch, lepší tepelnou vodivost, tmavší půda odráží méně slunečního záření, takže se může lépe prohřát atd. Čím je půda jemnozrnnější, tím je větší úhrnný povrch, výraznější schopnost vodu vzlínat apod. To vše vede ke zvětšování výparu z půdy. Obtíže při studiu tohoto složitého procesu plynou také z toho, že váha jednotlivých skupin faktorů je za různých podmínek (např. vlhkosti půdy) různá. Tak např. výpar z celkem promočené půdy je zásadní měrou ovlivňován faktory meteorologickými, u půdy nepříliš vlhké hrají rozhodující roli faktory, dané vlastnostmi půdy. Významný vliv na ztrátu vody výparem z půdy má i způsob jejího obdělávání. Tím, že se např. půda zorá, přerušíme komunikační síť kapilár a tak se voda nemůže dostat k jejímu povrchu a odpařit se do atmosféry.

4.6.1 Měření výparu z půdy Zjišťování výparu z povrchu holé půdy se provádí zřídka. Obvykle určujeme tzv. evapotranspiraci, což je celkový výpar z půdy i rostlin, které na ní rostou. Nejčastěji se měří půdními výparoměry nevelkých rozměrů. Protože jde zpravidla vždy o měření výparu z bloku půdního vzorku, který byl vykrojen z celku, výsledné hodnoty neodpovídají přesné skutečnosti. 42

Půdní výparoměr Rykačeva (obr.4-6) se skládá z vnější plechové nádoby A zapuštěné do země, z nádoby B, která se do nádoby A zasouvá a má na horním obvodu výčnělky. Na nádobu B, ve které je určité množství vody a v ní ponořený teploměr, se klade nádoba C s perforovaným dnem; má půdorysné rozměry 40 cm a 25 cm, takže jeho plocha je 1 000 cm2. V nádobě C je uložen monolit půdy, spočívající na vrstvě dřevěného uhlí, které díky své hygroskopičnosti odebírá vlhkost z prostoru nad hladinou vody ve skříňce B, předává ji monolitu a tak alespoň přibližně modeluje jeho doplňování vláhou ze zásob podzemních vod vzlínáním. Výpar z monolitu se určí z hmotnostní bilance nádob B a C s uvážením kapalných srážek, zachycených ve srážkoměru, který musí být nainstalován v blízkosti výparoměru.

Obr.4-6 Výparoměr Rykačeva Nedostatek výparoměru Rykačeva (izolování vzorku půdy od okolní půdy) je částečně odstraněn u výparoměru, jenž byl kombinován s lyzimetrem Popova (obr.4-7). V soupravě jsou tři shodné válcové nádoby o průřezu 800 cm2 (výšce 25 cm nebo 50 cm), nebo 250 cm2 a výšce 75 cm případně 100 cm. Dna nádob jsou síťová, do nich se vkládají přesně vyříznuté půdní monolity v původním zvrstvení. Jako celek se i s monolitem zasouvají do vnějších pouzder; dvě z nich jsou stejně hluboká jako vnitřní nádoby a opatřená rovněž síťovými dny, takže monolity ve vnitřních nádobách se dotýkají povrchu půdy pode dnem a tak může dojít k vyrovnání vlhkosti. Třetí vnitřní nádoba se zasouvá do vnějšího pouzdra o 5 cm hlubšího s pevným dnem. Na dno se pokládá 5 cm vysoká miska opatřená nálevkou, do níž se shromažďuje srážková voda, prosáklá monolitem. V tomto pouzdru potom bilancí zjistíme množství vody z půdy vypařené evapotranspirací tak, že určíme změnu hmotnosti monolitu a uvážíme srážkový úhrn i množství monolitem prosáklé vody. Jednotlivá množství samozřejmě odpovídají období mezi jednotlivými měřeními. Poněvadž uložení monolitu v pouzdře s miskou neumožňuje doplňování vláhy z okolní půdy, nádoba se ponechává v tomto pouzdře pouze jeden den a po měření (večer) se vymění s monolitem umístěným v pouzdře pro regeneraci vláhy půdního bloku. Třetí nádoba se nevyměňuje, je stále ve stejném pouzdře. Při každém pozorovacím termínu je vážena a tím slouží pro kontrolu.

Obr.4-7 Lyzimetr Popova

43

Výzkumem bylo zjištěno, že menší přístroje udávají vyšší hodnoty výparu v porovnání se skutečností v případě značně vlhkého monolitu a naopak nízké hodnoty u půd vyschlých. To se týká i výparoměru Popova. Proto se nyní používají větší půdní výparoměry GGI-500. Souprava se skládá ze dvou výparoměrů, dešťoměru a vah. Dva výparoměry se používají pro zvýšení spolehlivosti výsledků. Vnitřní válec má plochu 500 cm2, výšku 50 cm. Děrované dno je odnímatelné. Válec s půdou má hmotnost 40 kg až 50 kg. Vnější pouzdro, zapuštěné do země, má vnitřní průměr 267 mm, výšku 530 mm a plné dno. Na dno vnější nádoby se opět klade sběrná nádoba. V blízkosti instalovaný srážkoměr má záchytnou plochu 500 cm2 situovanou v úrovni okolního terénu. Půdní monolit se vyměňuje zpravidla jednou, v suchých oblastech dvakrát měsíčně. Vnitřní nádobou se po odejmutí děrovaného dna vyřízne půdní monolit a po připevnění dna se celek zasune do nádoby vnější. Váží se každých 5 dní s přesností na 5 g. Výpar z půdy se určí z výrazu E  x   y  y ´   c   g1  g 2  E x y, y´ g1, g2 c

-

(4.6.1-1)

výpar z půdy srážkový úhrn voda prosáklá, příp. odteklá po povrchu hmotnost monolitu na začátku, případně na konci intervalu mezi měřeními převodní součinitel (u výparoměrů s plochou 1 m2 je c = 0,0001)

Transpirace je celkové množství odpařené vody (zachycené na povrchu rostlin, odebrané z půdy jejich kořenovým systémem), vydechované do atmosféry. Je neodmyslitelným projevem života rostlin. V transpiraci není zahrnut výpar z povrchu půdy, na kterém rostliny rostou. Spotřeba vody na transpiraci závisí na druhu rostlin, na stupni jejich vývoje, na meteorologických faktorech a přirozeně i na množství vody obsaženém v samotné půdě. Je známo, že rostliny jsou v období nedostatku schopny s vodou účinně šetřit - bylo např. lyzimetrickým měřením dokázáno, že trávník při omezené dodávce vody v suchém měsíci vypařil jenom kolem 30 mm, zatímco při jejím nedostatku spotřeboval cca 210 mm.

Množství vody uvolněné při vytvoření 1 kg sušiny (bez kořenů) se nazývá transpirační koeficient. Pohybuje se v závislosti na druhu rostlin v širokých mezích. Tak např. u obilovin nabývá hodnot v rozmezí 200 l/kg až 700 l/kg. Transpirace se mění jak v denním, tak i sezónním cyklu, v souhlase s asimilační činností rostlin. V první polovině vegetačního období transpiruje větší množství než v polovině druhé. Ke konci jejich života klesá transpirované množství až na nulu. Měřit transpiraci lze v zásadě dvěma přístupy 1. Měří se množství transpirované vláhy tak, že se rostlina umístí ve vzduchotěsné nádobě, ze které se vyčerpává vlhký vzduch přes vhodnou hygroskopickou látku. Z rozdílu hmotnosti, po zavedení opravy na vlhkost atmosférického vzduchu, lze vypočítat hledané transpirované množství vody. Transpirované množství se určuje z úbytku hmotnosti půdního bloku. 2. U druhého způsobu je určován pokles hmotnosti odřezaných částí rostlin až do okamžiku vadnutí. Předpoklad, že odpařené množství u rostliny živé a odřezané je stejné, se zdá být sporný. Často užívaný způsob je založen na použití phytometru. Je to dostatečně velká nádoba naplněná půdou, ve které je zakořeněna jedna nebo několik rostlin stejného druhu. Aby se omezil výpar z povrchu půdy, polévá se vhodnou látkou, např. parafínem. Transpirované množství je dáno poklesem hmotnosti phytometru s rostlinou. Používá se též potometrů. Jsou to malé nádoby naplněné vodou a uzavřené tak, že únik vláhy je možný jen prostřednictvím transpirace listu, větévky apod., které jsou uříznutým koncem ponořeny do vody. 44

5. Povrchové vody tekoucí 5.1 Řeky, říční síť, jejich vznik a charakteristiky Část vody spadlá na zemský povrch v podobě srážek stéká působením zemské gravitace ve směru největšího sklonu. Nejdříve na krátké vzdálenosti od rozvodnice v tenké vrstvě, v tzv. ronu, poté v mnoha stružkách, které se postupně spojují ve větší. V těchto sníženinách terénu proudící vody tvoří koryta a tak vznikají potoky a řeky. Hlavní tok se svými přítoky tvoří říční soustavu, která odvádí vodu z příslušného území, tzv. povodí. Systém říčních soustav tvoří říční síť určité krajiny.

5.1.1 Popis a charakteristika toku a říční soustavy V hydrologické části každého projektu (významnějšího hydrologického díla, projektu, zabývajícího se otázkami ekologie krajiny apod.) je třeba kromě dat o srážkách, průtocích, teplotách apod., uvést výstižnou charakteristiku povodí a říční soustavy zájmového území. Počátek toku se nazývá pramen, jenž může být soustředěný a nesoustředěný (kap.10.1.2.1). Místo výronu nebývá situativně stabilní - v závislosti na ročním období, na vydatnosti a poloze hladin podzemních vod, v období srážkově bohatém pozorujeme počátek toku (pramen) blíže rozvodnici. Počátkem toku může být obecně ledovec, jezero, bažina. Pod pojmem ústí toku rozumíme místo, kde se tok vlévá do jiného toku, jezera apod. Přesněji je dáno průsečíkem střednice (osy) toku s vodorysem recipientu, jezera, moře. V krasových oblastech nebo suchých (aridních) oblastech se mnohdy tok ztrácí dříve než dosáhne recipientu. Délka toku je vzdálenost ústí od pramene, měřená na střednici. Ústí považujeme za počátek, vzdálenosti měřené na střednici od tohoto počátku označujeme jako staničení. Tok se neustále vyvíjí, proto délka toku ani staničení nejsou charakteristiky neměnné. Rovněž činností člověka, např. novým vedením trasy koryta upraveného toku mnohdy dochází k podstatné změně jeho délky. Představu o stáří toku získáme výpočtem stupně vývinu toku - je to poměr délky spojnice počátečního a koncového profilu daného toku k jeho skutečné délce, tedy poměr d/L. Délku toku lze v přírodě nejpřesněji určit měřením, přibližně pak z mapy. V tomto případě je přesnost závislá na měřítku mapy a na rozevření odpichovátka. V hydrologických studií je uváděno schéma říčního systému toku - v něm lze odečíst staničení zaústění přítoků, jakož i délku toků, jednu z nejdůležitějších charakteristik (obr.5-1). V hydrologické dokumentaci často používáme schematický podélný profil, ze kterého jsou patrny levé a pravé přítoky daného recipientu, staničení zaústění jednotlivých přítoků a nadmořská výška pramenů jednotlivých toků říčního systému (obr.5-2). Kombinací horotvorných procesů, erozní činností, vzniká terén s hlavními podélnými a podružnými šikmými sníženinami, kterými proudí voda. Touto věky trvající činností vzniká říční síť. Nejjednodušší říční soustavu je soustava typická pro malá povodí s jedním tokem, tvořícím podélnou osu povodí. Složitější říční soustava s hlavním okem a mnohými přítoky vzniká na povodích větších. Pojem hlavního toku není přesně vymezen. Zpravidla se používají následující kritéria - za hlavní tok se považuje ten, který je vodnatější, v místě soutoku zachovává v zásadě svůj původní směr a jehož dno je v místě soutoku níže než dna přítoku. Někdy ovšem vlivem historických nebo hospodářských okolností, i v důsledku nedostatečné znalosti režimu obou toků bylo o tom, který tok je hlavní, rozhodnuto nesprávně (takovým případem je např. Labe a Vltava).

45

Obr.5-1 Schéma říčního systému toku

Obr.5-2 Schematický podélný profil říčního systému

Uspořádání říční sítě (obr.5-3) má značný vliv na tvorbu povodňového hydrogramu a jeho kulminačního průtoku. Poměrně častou je soustava stromkovitá, u které jednotlivé přítoky protékají podružnými údolími, svírajícími s hlavním tokem ostrý úhel. Jestliže se přítoky střídají z obou stran pravidelně podél recipientu, mluvíme o pravidelném stromkovitém uspořádání, v opačném případě jde o uspořádání nesymetrické. Stavba sítě perovitá je charakteristická tím, že přítoky protékají paralelními údolími. Orientovanými v podstatě kolmo na hlavní tok. Nebezpečnou z hlediska vzniku velkých, škodlivých povodní je soustava vějířovitá, charakteristická soutokem několika přibližně stejně dlouhých toků téhož řádu prakticky v jednom místě. Důsledkem přibližně stejných doběhových dob na jednotlivých tocích je při zasažení celého povodí deštěm vznik extrémně velkých povodní v samotném místě soutoku, jakož i v úseku pod ním (obr.5-4).

Obr.5-3 Uspořádání říční sítě (a - vějířovité, b - stromkovité)

Obr.5-4 Odtoková vlna z různých tvarů povodí

Další charakteristikou, která má vliv na odtokový režim území, je hustota říční sítě hrs 

l

(5.1.1-1)

F

l

-

celková délka toků zkoumaného území (povodí)

F

-

plocha území (povodí)

46

Hustota říční sítě je výsledkem působením některých faktorů, ovlivňujících povrchový odtok jako jsou srážkové úhrny, intenzity dešťů, spádové poměry na povodí, propustnost půdy, druh a plocha rostlinného pokryvu apod. Za jinak stejných podmínek menší hustota říční sítě indikuje větší propustnost půdního pokryvu. Z toho se dá usuzovat na větší procentuální podíl dotace podzemních vod, na větší vyrovnanost toku co do rozdělení vodnatosti v průběhu roku apod.

5.1.2 Popis a charakteristika povodí V hydrologickém popisu povodí uvádíme plochu povodí, jeho tvar, typ říční soustavy, fyzikálně geografické poměry apod. Plocha povodí je jednou ze základních charakteristik, která poskytuje názor na význam toku, odvodňujícího dané povodí. Stanovuje se z map nejčastěji planimetrováním nebo pomocí digitálních dat za použití počítače. Představu o postupném nárůstu plochy povodí směrem po toku a symetričnosti povodí získáme z grafu vývinu povodí (obr.5-5). Ten sestrojíme tak, že svislou úsečkou v určitém měřítku znázorníme délku hlavního toku, vyznačíme na ní staničení a na vodorovné úsečky vynášíme v příslušném staničení plochy povodí vlastní řeky, příp. přítoků tak, aby z obrázků byl patrný vzrůst pravé a levé části povodí. Spodní, nejdelší, úsečka se staničením 0,0 km, tj. v místě uzávěrového profilu (příp. ústí toku), udává celkovou plochu povodí s možností rozlišení velikosti jeho levé a pravé části.

Obr.5-5 Graf vývinu povodí Tvar povodí - přirozené povodí má zpravidla tvar symetrického nebo nesymetrického listu, více či méně protáhlého. Nejjednodušeji vyjádříme tvar povodí jako poměr průměrné šířky povodí B k jeho délce L

T 

B BL F  2  2 L L L

(5.1.2-1)

Uvedený poměr se často pohybuje v mezích 1 : 2 až 1 : 4. Někdy se tvar povodí dokonaleji postihuje těmito dvěma způsoby 

počítá se koeficient, který je poměrem délky obvodu kruhu o stejné ploše jakou má povodí, k délce rozvodnice povodí. V případě, že povodí má tvar kruhu, koeficient dosáhne maximální hodnoty, která se rovná 1.



počítá se koeficient, který je poměrem plochy povodí k ploše kruhu při stejných obvodech (maximální hodnota je opět rovna 1).

47

Fyzikálně geologické vlastnosti povodí mají rozhodující vliv na intenzitu, časové a plošné rozdělení srážek a odtoku. Nesmějí proto chybět v žádné studii. Zeměpisnou polohou jsou dány klimatické poměry, které v zásadní míře ovlivňují i poměry hydrologické. Určujeme ji zeměpisnými souřadnicemi, mezi kterými se povodí nalézá. Plochu povodí často udáváme vzhledem k význačným geomorfologickým útvarům jako jsou horské masívy apod. Orografické poměry neboli výškové a sklonitostní poměry mají rovněž vliv na klimatologické a meteorologické charakteristiky - na teplotu vzduchu, srážkové úhrny, vlhkost vzduchu, výpar, sluneční záření apod. Výškové a spádové poměry zjistíme nejlépe s vrstevnicových map. Z nich určujeme místa s nejvyšší nadmořskou výškou, nadmořskou výšku ústí toku nebo jeho uzavírajícího profilu, popisujeme orientaci hlavních horstev vůči jeho uzavírajícímu profilu, popisujeme orientaci hlavních horstev vůči světovým stranám apod. Výškové poměry lze dobře popsat hypsografickou (hypsometrickou) křivkou (obr.5-6). Sestrojujeme ji z vrstevnicové mapy, ze které planimetrováním nebo z digitálních dat pomocí vhodného počítačového programu určujeme plochy, na kterých jsou dosaženy, případně překročeny určité nadmořské výšky. Z křivky lze zjistit extrémní výšky, které se vyskytují na povodí, velikost plochy povodí, na kterém je určitá nadmořská výška překročena, odečíst celkovou velikost povodí vztaženou k uzávěrovému profilu atd. Tvar křivky poskytuje obraz o charakteru konfigurace povodí (ploché, nížinné povodí, povodí s náhorní plošinou apod.). Převedením plochy na půdnici zjistíme i průměrnou nadmořskou výšku na povodí.

Obr.5-6 Hypsometrická křivka Průměrný sklon území Io počítáme z výrazu

I0 

h l F

-

h   l

(5.1.2-2)

F

výškový krok vrstevnice součet délek vrstevnic celková plocha povodí (území)

Jednodušeji, ale méně výstižněji, lze sklonitostní poměry na povodí postihnout výrazem I

H max  H min L

(5.1.2-3)

H max,(min) - maximální (minimální) nadmořská výška na povodí L délka údolí (toku)

48

Orografické poměry spolu s expozicí hlavních svahů ovlivňují kromě klimatických činitelů výraznou měrou i velmi složitý proces odtoku vody z povodí. Pokud nejsou strmé a delší svahy pokryty vhodnou, odolnou vegetací, stékající voda má značnou rychlost. Velká unášecí síla proudící vody způsobuje rozrušování a odnášení horních vrstev půdy, tzv. plošnou a rýhovou erozi. Výsledkem pak může být devastace krajiny a hospodářské znehodnocení dané oblasti. Poměry geologické mají významný vliv na konfiguraci terénu, na intenzitu zvětrávání, vznik více nebo méně propustných horních vrstev. Tím nepřímo ovlivňují samotný proces odtoku vody z povodí, mají vliv na množství vody, které vsakuje do spodních horizontů a poté dotuje toky daného území. Geologické poměry výrazně ovlivňují rozdělení vodnosti v tocích. Tak např. toky v oblasti dobře propustných půd se v období bohatém na srážky vyznačují nižšími kulminačními průtoky, v období dlouhého sucha naopak vyššími minimálními průtoky než je tomu u toků odvodňujících oblasti s nepropustnými nebo málo propustnými vrstvami podloží. Rychlejší proces vsaku také znamená, že se může výrazněji projevit výpar. Proto se toky propustných území při stejném srážkovém normálu a jinak stejných klimatických podmínkách jeví jako vodnější. Geologické podmínky stanovujeme z podrobných geologických map a pro svůj význam je nesmíme opomenout popsat ve studiích ekologického či vodohospodářského zaměření. S geologickým podložím úzce souvisejí půdní poměry - ty rozhodují o velikosti a intenzitě vsaku vody a tím i o velikosti časového a plošného rozdělení odtoku. Představu o půdních poměrech území lze získat z podrobných pedologických map. Rostlinná pokrývka povodí reguluje množství srážek zachycených na tělech rostlin, množství vody vsáklé, rychlost vody stékající po svazích, velikost ztrát výparem atd., takže rovněž významně předurčuje jednotlivé fáze procesu odtoku vod z povodí. Procentuální zastoupení a situování vegetačního pokryvu různého druhu (plochy lesů, polí, luk, městské zástavby apod.) zjišťujeme z typografických map.

Hydrology je všeobecně uznáván regulující vliv lesa na odtokový proces z povodí. Zdravý, vyspělý smíšený les se správným zastoupením dřevin má dostatečně tlustou vrstvu hrabanky a humusu, takže je schopen pojmout, zachytit poměrně značné množství vody ze srážek, vodu vsáknout a s časovým zpožděním postupně tok zásobovat. Kulminační průtoky stejného hospodářského významu (tzv. N-leté průtoky) ze zalesněných povodí jsou za jinak stejných podmínek zpravidla nižší než v oblastech nezalesněných. Při částečném zalesnění povodí značně záleží na poloze lesů. Je-li les situován v dolní části povodí, může být např. v období jarního tání režim kulminačních průtoků dokonce nepříznivější. Zastíněním sněhových zásob v lesních porostech před slunečním zářením dochází totiž ke zpožděnému tání a tak se mohou za "příznivých" okolností střetávat např. odtoky z horní nezalesněné a dolní zalesněné části povodí - výsledkem je vznik vysokých kulminačních průtoků v profilech na toku pod těmito oblastmi. Vodní nádrže, ať už umělé nebo přirozené, protékané nebo neprotékané, mají z hydrologického hlediska také svůj význam. Neprotékané nádrže působí tím, že mnohdy poměrně značnou část objemu odtoku zachytí, takže se pak nemůže uplatnit při tvorbě maximálního průtoku v samotném toku, u protékaných nádrží je všeobecně znám retardační účinek na objem odtoku a transformační vliv na průtoky kulminační (maximální průtoky jsou nádržemi snižovány, základna povodňové vlny prodlužována). Celkovým výsledkem obou účinků, probíhajících současně je regulační účinek na odtok - toky, vytékající nebo protékající jezery, nádržemi, se vyznačují zpravidla vyrovnanějším režimem odtoku než toky jiné. Vodní nádrže vytvářejí kromě toho typické mikroklima, větší nádrže dokonce ovlivňují klima (po výstavbě velkých vodohospodářských děl se v porovnání s předchozím stavem mění poměry teplotní, vlhkostní atd.). Regulující účinek je přirozeně dán jednak velikostí nádrže, ale také jejím umístěním, tedy polohou v povodí. Je-li tatáž nádrž umístěna na toku

49

v horní části povodí, je její regulační účinek menší než u nádrže situované na toku blíže uzávěrového profilu, kde odtokový proces zkoumáme. Je to tím, že nádrží „ovládaná“ část povodí je v prvním případě menší než v případě druhém. Popisovaný vliv jezer na odtokový proces můžeme alespoň informativně popsat součinitelem jezernatosti K f F

-

f F

(5.1.2-4)

celkový součet ploch jezer a nádrží daného území (povodí) celková plocha území (povodí)

Ve studiích charakterizujeme podmínky oblasti dále tím, že popisujeme druh a polohu jednotlivých nádrží, velikost jimi ovládané plochy povodí (dané v procentech), určujeme koeficient, vyjadřující poměr objemu nádrže k dlouhodobému ročnímu odtoku, uvádíme graficky nebo v tabelární formě tzv. charakteristiku nádrže (kap.5.10.2.2) apod. Bažiny mají obdobný regulující vliv na režim odtoku jako nádrže a jezera. Jsou také schopny pojmout značné množství vody, které za normálních okolností vydávají. V oblasti suchého klimatu však působí nepříznivě v tom smyslu, že podobně jako mořská houba značné množství vody vážou a pro samotný úsek pod bažinami neuvolňují. Ztráty výparem jsou v tomto případě zpravidla značně vyšší než z volné vodní hladiny jezer a nádrží.

Významným způsobem hydrologický režim ovlivňuje svou činností člověk. Tak např. způsobem obhospodařování pozemků mnohdy značně (i nepříznivě) ovlivňuje odtok, některé nepříznivé rysy odtokových poměrů se snažíme vylepšit úpravami toků; otázky zásobování vodou, výroby elektrické energie, ochrany oblasti před povodněmi řešíme výstavbou nádrží apod. Z minulosti jsou známy nepříznivé důsledky enormní těžby dřeva, odlesňování, na povodňový odtok srážkových vod. Zde je nutno podotknout, že význam hydrologie plyne z toho, že na základě pozorování průtoků a dalších souvisejících prvků, studia vlivu jednotlivých činitelů na hydrologický režim, lze získat znalosti, umožňující v mnoha případech s postačující přesností určit i očekávané změny hydrologických charakteristik, způsobených např. činností člověka a obdržet tak potřebná podkladová data pro ekonomický návrh budoucího vodního díla, případně pro projekt jiného (např. ekologického) charakteru.

5.1.3 Geomorfologické vlastnosti údolí a koryt toků Říční údolí můžeme definovat jako protáhlé sníženiny zemského povrchu, kterými protéká voda. V nejhlubší části údolí je vodou vytvořená a zaplněná podélná brázda - koryto řeky se dnem a šikmými, někdy skoro svislými, břehy. Vyskytnou-li se větší průtoky, překračující kapacitu koryta, voda vystupuje z koryta a zaplavuje tzv. inundační území. Údolnice (údolní osa) je spojnice nejnižších míst údolí v podélném směru; nad ní se zpravidla nalézá proudnice, která je spojnicí míst s největšími rychlostmi v proudu vody. Osu půdorysného obrazu koryta nazýváme střednicí koryta. Mělký úsek koryta, ve kterém proudnice přecházejí od jednoho břehu k druhému, se nazývá brod. Je-li příčný profil v místech nejmenších hloubek pravidelný, jedná se o dobrý brod, jinak jde o brod špatný.

Voda se v korytě pohybuje účinkem gravitačních sil. O druhu pohybu rozhoduje velký počet faktorů. Především jsou to sklonitostní poměry, velikost a tvar průtočného průřezu, omočeného obvodu, drsnostní a směrové podmínky. Při stejné délce toku je dynamický účinek proudu a její výsledek - eroze, v zásadě závislý, kromě velikosti průtoku, na spádu, tj. výškovém rozdílu mezi horním a dolním profilem uvažovaného úseku toku. V horních 50

částech toku, kde jsou sklony značné, dochází k vymílání a odnášení materiálu koryta. Ve střední části v podstatě pozorujeme transport, přemísťování unášeného materiálu, v dolních částech podélného profilu toku, v důsledku menších sklonů (tím rychlostí) k jeho ukládání, sedimentací. Pokud by nedošlo ke změně výškové úrovně horního a dolního profilu, tedy ke změně tzv. horní a dolní erozní báze, vytvořil by se nakonec, za předpokladu homogenního materiálu a konstantního průtoku, podélný profil údolí ve tvaru plynulé křivky konvexního tvaru. Skutečnost však je taková, že si řeky vytvářejí koryto v nehomogenním materiálu, pohyb vody v přirozeném toku je nestacionární. Proto nemůže nabýt výsledná křivka podélného profilu koryta (tzv. profil rovnováhy) definitivního tvaru ani tvaru s poznenáhlu se měnící (klesající) křivostí směrem po proudu. Zpravidla se vytváří profil rovnováhy s víceméně náhlými změnami křivosti. Jestliže došlo v určitém úseku koryta ke stavu blízkému rovnovážnému, stačí málo (např. změna průtoku) a dojde k dalším změnám, buď k vymílání nebo k dalšímu usazování. Tok formuje údolí dvojím způsobem - jednak vertikální erozí se vřezává do dna údolí, jednak erozí boční narušuje břehy a tak údolí rozšiřuje. Spolu se svahovou erozí je tak modelován celý příčný profil údolí. Geologicky mladá údolí jsou úzká, tvaru písmene V, s velmi strmými svahy. Starší údolí mají tvar U, méně strmé svahy a širší dno, zpravidla vyplněné aluviálními náplavami. Jestliže dojde horotvornou činností k poklesu dolní erozní báze, zvětší se výškový rozdíl mezi jednotlivými bázemi a tok se opět zařezává do dna starého, původního koryta a vytváří nové, užší. Jestliže dojde ke změně výškového rozdílu erozních bází víckrát, vznikají údolí s charakteristickým příčným profilem, ve kterém jsou na bocích plošiny, tzv. říční terasy. Je-li terasa vytvořena v původní hornině, jde o terasu erozní, vzniká-li ve vlastních náplavech, mluvíme o terase akumulační. Tvar koryta je ovlivňován sklonitostními poměry, vlastnostmi prostředí, ve kterém se koryto tvoří, závisí na geologickém režimu průtoků (maximální, minimální průtoky, nejčastěji se vyskytující průtok apod.). Významnou roli hrají rychlosti a jejich rozdělení v profilu. Působením těchto faktorů se mění jak podélný, tak i příčný profil. Změníme-li příčný profil, má to okamžitě vliv na rychlost a její rozdělení v něm, při náhlé změně proudění, např. vnějším zásahem, se vyvolává poznenáhlá změna příčného profilu. Směrové vedení trasy u horských bystřin je spíše dáno průběhem méně odolných hornin, u nížinných toků, plynoucích v jemných lehce rozrušitelných náplavech pozorujeme vlnovitě se vinoucí trasu s pravidelným střídáním oblouků opačného smyslu. Působením boční eroze vznikají větší vychýlení do stran vzhledem k původní trase, čímž se délka toku prodlužuje a tak dochází při určitém převýšení horního profilu nad dolním ke zmenšení sklonu a tím k dosažení rovnovážného stavu. U konkávních břehů pozorujeme největší hloubky, u konvexních vzniká nanášení – zde jsou hloubky malé, v příčném řezu se dno vykliňuje. Proudnice se za normálních podmínek přimyká ke konkávnímu břehu, aby poté, v úseku malé křivosti plynule a pozvolna přešla k břehu opačnému (obr.5-7, 5-8).

Popisovaným vybočováním oblouků do stran, postupným zvětšováním zakřivení oblouků může meandr nabýt takového tvaru, že jeho počáteční a koncový profil se k sobě natolik přiblíží, že tzv. meandrová šíje není schopná odolat dynamickému náporu velkých vod a dojde k jejímu protržení. Postupem doby se oba konce mohou zanést a tak se smyčka oddělí od původního koryta a vytvoří se neprotékané mrtvé rameno. Slepé rameno má jenom jeden konec spojen s tokem. Úseky meandrovitého toku jsou překážkou pro odtok velkých vod. Ty se často rozlévají, zatápějí rozsáhlá území, působí zamokření, škody na majetku, někdy i na životech. Proto se toky s velmi klikatou trasou upravují podle zásad úprav toků tak, že se navrhuje nová, kratší trasa s vhodně voleným profilem a vkládanými stupni ve dně.

51

Obr.5-7 Vznik oblouků na toku

Obr.5-8 Místa usazování a eroze materiálu v úsecích toku Inundační území je oblast při řece, do které se voda rozlévá při větších povodňových průtocích. Vytváří se tak v mnohých případech značně široký pruh vody, která za povodně proudí ve směru největšího sklonu údolí, nedbajíc na trasu samotného koryta. Při větších průtocích je voda zatížena splaveninami, ukládajícími se v inundačním prostoru. Zde má voda totiž poměrně malou hloubku a v důsledku značných hydraulických odporů i malou rychlost. Nejvíce splavenin, zpravidla těch největších, se ukládá podél břehů, dále od břehu sedimentují splaveniny jemnější. Stává se, že podél koryta vytvoří hrubé splaveniny říční val, zabraňující nejen stékání povrchového odtoku nejkratším směrem do toku, ale je překážkou i přítokům.

Takto ovlivněny, mění svůj směr a tečou paralelně s hlavním tokem. K vybočení koryta recipientu může kromě meandrování dojít také tehdy, ukládají-li přítoky u svého ústí velké množství splavenin v tzv. náplavových kuželech. Boční posun koryt řek je též způsobován otáčením Země kolem své osy. Touto rotací Země vzniká Coriolisova síla, způsobující odchýlení jak vzdušných, tak i mořských proudů na severní polokouli doprava, na jižní polokouli doleva. Obdobně se odchylují od svého původního směru proudnice širokých toků. V důsledku tohoto přídavného zrychlení jsou na severní polokouli podmývány pravé, na jižní levé břehy velkých toků a to bez ohledu na jejich směr proudění. Uvedený jev je výrazně patrný na Jeniseji, jehož pravé břehy jsou vysoké a srázné, na rozdíl od nízkých a povlovných břehů levých. Říční pirátství vzniká tak, že tok svou zpětnou erozí protne rozvodnici a odvádí vody sousedního toku jiného povodí. Jiným jevem je tzv. bifurkace. V místech, kde se podélný sklon toku náhle zmenšuje, dochází k sedimentaci značného množství materiálu. Tato překážka může za příznivých okolností způsobit rozvětvení původního toku, takže každé takto vzniklé rameno vytváří samostatný říční systém.

52

Podélný profil toku podává představu o absolutních výškách dna a břehů toku v různých místech staničení. Údaje mohou být dány číselnými hodnotami nebo graficky. Podle toho mluvíme o psaném nebo grafickém podélném profilu. Grafický podélný profil, zpravidla vykreslený v převýšeném měřítku orientujeme tak, aby se nivelita dna svažovala zleva doprava (počátek staničení je vpravo). Výškový rozdíl mezi dnem v horním a dolním profilu určitého úseku je spád, poměr spádu a celkové délky je sklon a označujeme jej písmenem I. Je vyjadřován buď jako desetinné číslo I = 0,002 nebo v promile I = 2 ‰, což vyjadřuje pokles dna o 2 m na délce 1 000 m. Sklon dna ve směru proudění v zásadě klesá. V horní části toku jsou sklony dna velké, zde převládá erozní činnost, ve střední části probíhá transport unášených plavenin, v dolním úseku dochází v důsledku malého sklonu k usazování. Zatímco podélný profil toku je alespoň po určité období v podstatě stálý, průběh hladin v podélném směru se mnohdy velmi mění - zde záleží jak na velikosti průtoku, tak i na fázi odtoku. Víme např., že okamžitý podélný sklon hladiny je větší na čele povodňové vlny než na její zádi. Příčný profil je řez korytem, vedený zpravidla kolmo na střednici toku. Plocha příčného profilu nahoře omezená hladinou vody je průtočný průřez. Za daných sklonitostních a drsnostních poměrů o úrovni hladiny při daném průtoku rozhoduje nejen velikost průtočného průřezu, ale i jeho tvar. Spojíme-li v korytě místa se stejnými hloubkami (pod určitou srovnávací rovinou, třeba pod hladinou), obdržíme tzv. izobaty. Situativní mapa se zakreslenými izobatami, nazývaná mapa izobat, poskytuje dokonalý obraz o konfiguraci dna toku a často se používá ve vodní dopravě. Pro projekční činnost je však výhodnější mapa s vrstevnicemi.

5.2 Odtok povrchových vod 5.2.1 Vodočetné stanice, pozorování vodních stavů Atmosférické srážky, které se nezadržely na rostlinách (intercepce), nevsákly do půdy (infiltrace), nevypařily se a nezadržely v prohlubních (povrchová kapacita), odtékají povrchově do koryta toku. Spolu s infiltrovanou vodou ze zásob podzemních vod a tzv. hypodermickým (podpovrchovým) odtokem tvoří v daném okamžiku průtok v toku. Ten je u přirozených toků výsledkem složitého procesu odtoku z povodí a je tudíž proměnlivý. Se změnou průtoku kolísají i hladiny. Tok, hydraulicky spojený se zásobami podzemních vod, nevysychá - vidíme tedy, že jev přerušovaný působením mnoha faktorů, jakými jsou srážky, se jakožto příčina odtoku mění na neustálený, nepřerušovaný a časově posunutý jev odtoku vod z povodí. Chceme-li poznat zákonitosti odtoku, vodního režimu určitého toku, je třeba průtoky pozorovat, údaje o nich zpracovávat a závěry zevšeobecňovat. Protože zatím běžně neumíme určit okamžitý průtok přímo (až na zvláštní případy použití nejmodernějších metod jakou je např. metoda měření průtoku ultrazvukem), musíme měřit takový prvek, který je lehce měřitelným ukazatelem odtokového procesu v daném okamžiku a přitom je ve velmi dobrém vztahu s průtokem. Tímto prvkem je úroveň vodní hladiny v toku, postihovaná v hydrologii tzv.vodním stavem. Výška hladiny má pro vodohospodáře značný význam. Tak např. úroveň hladiny při pohybu tzv. 100-letého průtoku rozhoduje o výškovém umístění mostní konstrukce, o kótě koruny podélných hrází apod., údaje o nízkých hladinách potřebujeme znát pro plavbu, pro optimální návrh výškového situování např. vyústění městských kanalizací apod. Z údajů o úrovni nad a pod energetickým vodním dílem určujeme využitelný vodní spád. Kromě uvedených případů pozorujeme vodní stavy také proto, abychom získali velmi často potřebné údaje o průtocích. 53

Abychom mohli soustavně pozorovat hladiny na tocích, budujeme tzv. vodočetné stanice, které v souhrnu tvoří síť vodočetných stanic. Můžeme rozlišovat tři druhy staniční sítě 

 

Síť základní zahrnuje stanice vodoměrné, ve kterých pozorujeme vodní stavy a navíc vyhodnocujeme průtoky. Slouží kromě jiného i pro předpovědní a varovnou službu. Budují se na hlavních tocích a při soutoku větších toků. Zpravidla jsou vybaveny kromě vodočtu také limnigrafy, poskytujícími plynulý, spojitý časový záznam vodních stavů h = f(t). Síť sekundární je tvořena stanicemi, vhodně doplňujícími síť základní – slouží k doplnění, upřesnění a ověření údajů sítě základní. Tyto stanice jsou situovány na menších tocích, nebo jako kontrolní, mezilehlé stanice na tocích významnějších. Účelová síť je tvořena stanicemi, které poskytují přímé podklady pro závažné technické záměry (výstavba vodohospodářského díla apod.), případně pro provoz vodohospodářských objektů. V České republice je zavedena síť na třech hlavních povodích

1. povodí Labe s povodím Nisy a Stěnavy (ČHMÚ Praha a Ústí n/L.) 2. povodí Moravy (ČHMÚ v Brně) 3. povodí Odry (ČHMÚ Ostrava) Výběr místa a stavební uspořádání vodočetné a vodoměrné stanice by mělo zaručit, aby byly údaje získané z dlouhodobého pozorování homogenní. Proto má být profil stanice pravidelný, málo proměnlivý, aby ani za nízkých průtoků nedošlo k rozdělení proudu. Musí být lehce přístupný v místě, kde lze zajistit pozorovatele a. nesmí ležet v blízkosti soutoku na hlavním toku nebo přítoku. Podobně je třeba při volbě místa respektovat vzedmutí způsobená jezem, nádrží, mostem apod. Stabilitu příčného profilu zajišťujeme úpravou a zpevněním dostatečně dlouhého úseku koryta nad a pod vodočetným profilem. Touto úpravou ovšem nevyloučíme změny příčného profilu, způsobené usazováním jemných splavenin v obdobích malých průtoků. Úroveň vodní hladiny v uvedených stanicích měříme na jednoduchých zařízeních, tzv. vodočtech. Těmi určujeme vodní stav, což je svislá odlehlost hladiny od nuly (počátku) vodočtu. Vodní stav je tedy relativní výška hladiny udávaná v cm. Ve většině případů se používá vodočet laťový (obr.5-9a), dnes nejčastěji zhotovovaný ze smaltovaného plechu nebo umělých hmot. Jako podklad pro lať se používá trámec nebo silná fošna z tvrdého dřeva, napuštěná impregnující látkou. Uchycení ke stavbě je třeba navrhnout tak, aby byly umožněny případné korekce latě v budoucnu vynucené např. sedáním stavby apod. Stupnice je dělena po 2 cm, takže vodní stav lze odečíst s přesností na 1 cm. Nyní se vyrábějí vodočty s fosforeskující stupnicí, takže je možno stav odečítat i v noci. Existují různé typy laťových vodočtů. Svislý laťový vodočet je upevňován např. na mostních pilířích, na svislé nábřežní zdi apod. Vodočetná lať instalovaná na boku pilíře mostu zaručuje stálost vodočtu a odečítání i za nebezpečných povodňových průtoků. Nevýhodou je, že mostní profily, pokud nejsou zpevněny, nebývají stálé (vymílání dna). Lať se zpravidla upevňuje na boku pilíře, aby nebyla poškozována za chodu ledů nebo velkými plovoucími předměty za povodní. Snad nejvýhodnější je instalovat vodočet ve volných úsecích upravených toků. V případě lichoběžníkového tvaru koryta instalujeme vodočty šikmé (svahové) (obr.5-9b). Výhodou je možnost přesného odečítání, nevýhodou poměrně vysoké stavební náklady. Stupnice šikmého vodočtu je dělena tak, že svislou odlehlost hladiny od nuly vodočtu lze odečítat přímo.

54

Obr.5-9 Laťový vodočet (a –svislý, b – šikmý) Je-li sklon břehu příliš pozvolný, používá se vodočet pilotový (obr.5-10). Vodní stav se zde určuje přenosným pevným měřidlem (ke kótě hlavy piloty se přičtou centimetry měřítka). Základním pravidlem pro instalaci je to, že se nula vodočtu výškově umísťuje tak, aby v budoucnu ani při nejnižší očekávané úrovni hladina neklesla pod nulu vodočtu. Tím se vyloučí záporné vodní stavy, příčina možných chyb. Ke každému vodočtu se vztahují důležité charakteristiky : vzdálenost profilu od ústí toku (tzv. staničení), určované z map 1 : 25 000, a plocha povodí. Je třeba zajistit veškeré údaje potřebné pro případnou novou instalaci vodočetné latě po jejím zničení : nadmořská výška nuly vodočtu, určená navázáním na státní nivelační síť, u méně důležitých stanic postačuje znát relativní výšku vodočtu vzhledem k dvěma pevným výškovým bodům, ležícím mimo dosah i té největší předpokládané povodně. U šikmého vodočtu je třeba mít záznam o sklonu latě. V dokumentaci o stanici se připojuje podrobná situativní mapka, ze které plyne přesná poloha vodočetné latě.

Obr.5-10 Pilotový vodočet Podobně jako další prvky s průvodními jevy (teplota vody, výskyt ledových jevů apod.) i vodní stavy se pozorují podle jednotlivých návodů a směrnic ČHMÚ. Pozorování vykonávají dobrovolní pozorovatelé na základě smlouvy s hydrologickou službou. Pozorování se děje 1 až 3krát denně (podle důležitosti stanice) a to v 7, 12 a 18 hodin (v zimním období v 8, 12 a 18 hodin). V případě, že profilem prochází povodňová vlna je podle směrnic požadováno tak časté měření, aby byl zachycen jak okamžik výskytu, tak i hodnota kulminačního stavu. Údaje jsou vypisovány do vodočetných hlášení, které 55

pozorovatel odesílá do ČHMÚ ke kontrole a dalšímu zpracování po ukončení každého měsíce. Zásadně platí, že pozorování se nesmí přerušit ani v případě nemoci nebo dovolené a povinnost pozorovat přebírá další osoba (manželka, soused), která je ve smlouvě rovněž uvedena. Na hydrologicky významných tocích se ve vodočetném profilu kromě vodočtu instaluje zapisující vodočet - limnigraf (obr.5-11), kreslící průběh vodních stavů v závislosti na čase h = f(t). Záznam přístroje se nazývá limnigram. Většina přístrojů pracuje tak, že pohyb kolísání hladiny v řece je přenášeno mechanicky, pneumaticky apod. (zpravidla ve zmenšeném měřítku) na pisátko, které tento pohyb hladiny zaznamenává na speciální papír, napnutý na válec (se svislou nebo vodorovnou osou), otáčený hodinovým strojkem. Válec se svislou osou se otočí o 360° podle druhu přístroje jednou za den nebo za 8 dní. Poměr zmenšení se volí podle očekávaného rozkyvu hladin a požadované přesnosti. Nejčastěji používané poměry jsou 1 : 2, 1 : 5, 1 : 10, 1 : 20, 1 : 40. Většina limnigrafů, používaných u nás, přenáší pohyb hladiny pomocí plováků, ocelového lanka a převodového mechanismu na pisátko, kreslící záznam na papír, napnutý na válec se svislou osou. Válec se otočí jednou za den. Nevýhodou těchto přístrojů je denní nastavování, v případě výskytu povodně i častěji. Nedokonalostí přístroje se může stát, že pero při vysoké hladině v řece dosáhne horního okraje válce a pak kreslí jen vodorovnou čáru, takže není zachyceno to nejdůležitější - kulminační stav a jeho časový výskyt. Novější limnigrafy jsou řešeny lépe. Dostoupí-li pero okraje válce, automatické zařízení sníží polohu pera o určitou výšku (odpovídající třeba 50 cm nebo 100 cm ve skutečnosti) nebo obrátí chod pera a je vykreslován zrcadlový obraz povodňové vlny. Výhodným systémem je limnigraf s válcem o vodorovné ose s časovým záznamem ve směru této osy. V souhlase s kolísáním hladiny se tedy vykyvuje válec a bez zvláštního zařízení je u tohoto typu zaznamenán nepřerušovaný průběh stavů v celém rozsahu.

Obr.5-11 Limnigraf a jeho stavební uspořádání Dnes často používané limnigrafy dálnopisné pneumaticky nebo elektricky přenášejí údaje o vodních stavech na jiné, vzdálenější místo. Lze k nim připojit i zařízení, jímž se signalizují určité vyšší stavy pro hlásnou povodňovou službu nebo ovládají některé prvky na vodních dílech (např. sklápění hradících konstrukcí na přehradách, jezech apod.). pro účely hydrologické prognózní služby se vyrábějí zařízení, která např. po vytočení čísla na telefonním přístroji, příp. na vyžádání z dispečinkového počítače sdělí vodní stav, příp. jiné důležité hodnoty prvků, popisující určitý stav (teplota vody, průtok, objem vody v nádrži apod.).

56

Stavební uspořádání limnigrafu závisí na místních poměrech vodočetného profilu. Hlavními funkčními prvky je spodní stavba s přívodním kanálem, plováková šachta a budka, ve které je instalován zapisující přístroj. U ústí přívodního kanálu je tlumící zařízení, jehož úkolem je tlumit podružná kolísání hladiny v plovákové šachtici, způsobená např. větrnými vlnami, proplouvající lodí apod. U starších staveb bývá přívodní kanál čtvercového průřezu, průlezný, často je však tvořen jen vodorovně položenou rourou o průměru nad 10 cm. Roura má zpravidla kónicky zúženou koncovou část, stočenou po proudu. Zvolená výšková úroveň vtoku musí zaručit správné měření i při nejnižších očekávaných úrovních hladin. Plováková šachtice má čtvercový průřez, nebo je vytvořena rourou o průměru 20 cm až 100 cm. Vlastní budka bývá buď zděná nebo ocelová, nasazená na plovákovou šachtici a musí být dobře větraná, jinak papír vlhne a zápis je špatně čitelný. Přirozeně u každého limnigrafu musí být rovněž instalován vodočet, podle kterého je pero při výměně papíru nastavováno a funkce zařízení kontrolována. Při výměně nového rastru v místě nastavení pera pozorovatel zapíše přesný čas a počáteční vodní stav, odečtený na vodočtu.

5.2.2 Zpracování údajů o vodních stavech Podobně jako u pozorování vodních stavů vodočty, jsou i limnigramy pravidelně zasílány do ústředí HMÚ k dalšímu zpracování a kontrole. Pozorovatel odeslané údaje o vodních stavech HMÚ nejdříve, před samotným vyhodnocením, kontroluje a pomocí vodočetných vztahů vyloučí případné hrubé chyby. Základní statistickou jednotkou, která slouží k odvozování jednotek dalších, je průměrný denní vodní stav. Můžeme ho získat tak, že vodní stavy (odečtené na vodočtu), vyneseme v závislosti na čase na milimetrový papír a spojíme plynulou čárou tak, aby co nejlépe vystihoval skutečný průběh vodních stavů. Takto jsme získali čáru h = f(t). Nyní plochu, příslušející určitému dni převedeme na rovnoplochý obdélník. Rovnoběžka, vedená horní hranou vzniklého obdélníka, určuje na stupnici svislé osy hledanou hodnotu průměrného denního stavu uvedeného konkrétního dne. Průměrný měsíční vodní stav určíme jako aritmetický průměr těchto průměrných vodních stavů příslušného měsíce. Zcela analogicky lze odvodit průměrné roční vodní stavy, případně průměrný vodní stav za delší období, např. za celé období pozorování (někdy nevhodně nazývaný „normál“). Odvození uvedených charakteristik z limnigramů je obdobné, zpracování je však v tomto případě rychlejší, neboť záznam limnigrafu je již čárou h = f(t). Rozdíl maximální a minimální hodnoty vodního stavu za dlouhé období se nazývá hydromodul, který se dělí na deset hydrográdů. Významnost právě pozorovaného vodního stavu můžeme posoudit právě hydromodulem třeba tak, že určíme, jaká část možného rozkyvu byla právě dosažena. Z údajů o vodních stavech v rámci zpracování dat sestrojujeme pro vodohospodářskou praxi významné čáry překročení vodních stavů. Způsob jejich sestrojení záleží na tom, jaké podklady máme k dispozici. Je-li hodnot hodně, čáru překročení z diskrétních prvků odvozujeme nejčastěji méně pracnou metodou, bez větší újmy na přesnosti tak, že rozsah vodních stavů rozdělíme na vhodný počet tříd a materiál zpracováváme na základě skupinového rozdělení nebo z výsledků limnigramů. V případě, že nemáme k dispozici čáry překročení vodních stavů z jednotlivých let, můžeme tzv. průměrnou čáru překročení vodních stavů (čáru překročení zpracovanou za celé mnohaleté období pozorování) sestrojit jak napovídá obr.5-12.

57

Obr.5-12 Průměrná čára překročení Dobu překročení zpravidla vyjadřujeme ve dnech nebo v procentech celkové doby zpracování (pozorování). Jestliže chceme postihnout významnost hydrologického prvku dobou překročení ve dnech, mluvíme o tzv. m-denních vodních stavech (průtocích apod.), v případě vyjádření doby překročení v procentech, hovoříme o p-procentních vodních stavech (průtocích apod.). Zde je nutno poznamenat, že pod m-denními vodními stavy rozumíme průměrné denní vodní stavy, které byly odečteny z čáry překročení odvozené z dlouhého období, ze kterého jsme určovali dlouhodobou průměrnou hodnotu vodního stavu. Uvádíme-li m-denní vodní stav Hmd z čáry určitého, konkrétního roku, případně období kratšího, je to třeba vždy výslovně uvést. Čáry překročení vodních stavů mají typický tvar. Svým průběhem charakterizují rozdělení vodních stavů v daném profilu. Z tohoto hlediska má zvláštní význam průměrná čára vodních stavů, charakterizující svým tvarem dlouhodobý režim rozdělení vodních stavů. Z čáry překročení vodních stavů lze určit tyto charakteristiky 1. 2. 3. 4. 5.

hodnoty extrémní průměrný vodní stav za zpracovávané období vodní stav s nejčastějším výskytem (modus) vodní stav, jenž byl po stejnou dobu překročen jako nedosažen (medián) jednotlivé m-denní (nebo p-procentní) vodní stavy.

Znovu připomeňme, že Hmd, (Hpd) je průměrný denní vodní stav, který je (byl) dosažen případně překročen v dlouhodobém průměru po dobu m dní v roce (po dobu p % z celkového počtu dní v roce). Jestliže bychom zpracovávali uvedeným způsobem hodnoty odpovídající jen části roku (např.vegetačnímu období), definice charakteristik Hmd, Hpd by se příslušně modifikovala. Vodočetné vztahy : Hodnota vodních stavů závisí na velikosti průtoků, ale i na tom, v jaké výšce jsme zvolili počátek, tzv. nulu vodočtu. Nemá proto smysl, abychom tyto relativní výšky např. dvou vodočetných profilů jednotlivě porovnávali. Jestliže však budeme odečítat ve dvou blízkých stanicích na tomtéž toku současné vodní stavy v období ustáleného režimu (setrvalého stavu) a vyneseme odpovídající si dvojice do grafu zjistíme, že mezi stavy dvou profilů existuje vztah (korelace). Získané body lze vyrovnat buď početně nebo graficky a určit tak pravděpodobnostní závislost. Vztah bude tím těsnější, čím budou stanice blíže u sebe a v úseku mezi nimi nebude výraznější přítok. Protože případů setrvalého stavu v přirozených tocích je zpravidla málo, využíváme pro sestrojení hledaného vodočetného vztahu i vodní stavy, příslušející období neustáleného režimu. Jsou to vodní stavy, odpovídající charakteristickým fázím jakými jsou hlavní a podružná maxima, příp. minima vodních stavů. Pro tento případ neustáleného proudění je ovšem nutno ke stavu z horního profilu přiřadit tzv. časově odpovídající vodní stav v profilu horním tj. vodní stav, který se v dolním profilu vyskytl o postupovou dobu (dobu propagační) později. Pod touto dobou rozumíme dobu, potřebnou k tomu, aby voda (průtok pozorovaný v horním profilu) dotekla z horního profilu do dolního. Třeba připomenout, že postupová doba je funkcí velkého počtu

58

faktorů, kromě geometrických a hydraulických charakteristik úseku se výrazně uplatňuje velikost samotného průtoku. Odvozené vodočetné vztahy používáme při doplňování chybějících údajů o vodních stavech v jedné stanici pomocí druhé, využíváme při kontrole údajů pozorování, při přenosu dat ze staré stanice, která se třeba již ruší, do nové, situované v blízkosti starého vodočetného profilu apod. Vodočetné vztahy spolu s křivkou doběhových dob jsou jednou z hlavních pomůcek při předpovídání vodních stavů (případně průtoků) tzv. metodou odpovídajících si průtoků. Vodočetný vztah nám umožňuje určit úroveň hladiny určitého významu (pravděpodobnosti překročení) v profilu jiném, kde nemáme pozorování vodních stavů k dispozici. V tomto případě stačí instalovat na určitou nepříliš dlouhou dobu dočasný vodočet a sestrojit vodočetný vztah se sousedním profilem s dlouhou dobou pozorování a se známou čarou překročení vodních stavů na základě krátkodobého souběžného pozorování.

5.3 Hydrologický režim Pod pojmem hydrologický režim rozumíme zákonitosti změn hydrologických jevů v čase a prostoru, způsobených fyzikálně-geografickými činiteli, především klimatickými. Tak lze např. mluvit o režimu průtoků, hladin podzemních vod, režimu splavenin, ledovců apod. Uvedené přirozené zákonitosti mohou být narušeny umělými zásahy, jak je tomu v současné době velmi často. Proto je třeba rozlišovat přirozený a ovlivněný hydrologický režim. V následující části si podrobněji povšimneme režimu průtoků (též vodní režim) a jeho základních činitelů, které jej určují. Pod pojmem vodní režim rozumíme např. velikost a časové rozdělení průtoků, jejich čas výskytu, sled vodnosti v jednotlivých měsících, ročních obdobích apod. Režim toku je hlavně dán zdrojem, který tok zásobuje. Charakter zdroje je schopen říčnímu režimu konkrétního toku vtisknout typické, charakteristické vlastnosti. Tak např. tok, jehož zdrojem vodnosti je ledovec, se vyznačuje zvýšenou vodností v období léta, tj. v době, kdy ostatní toky zásobované z jiných zdrojů vykazují nízké průtoky. Obdobně tok, který vytéká např. z velkého, objemného jezera, bývá co do rozdělení vodnosti velmi vyrovnaný, což je velmi vítaná vlastnost z hlediska vodní energie, plavby apod. Vidíme tedy, že typ zdroje vodnosti jednotlivých řek definuje vlastnosti jejich říčního režimu a tím určuje význam toku z hlediska jeho vodohospodářského využití. Kromě zdroje vodnosti je režim toku závažnou měrou ovlivňován i prostředím, kterým tok protéká. Velmi záleží např. na bohatosti zásob podzemních vod a na hydraulické vazbě toku s nimi. Tok může odvádět vodu čtverého původu 1. 2. 3. 4.

z deště ze sněhu ze zásob podzemních vod z ledovců

Rozhodujícím činitelem ovlivňujícím charakter říčního režimu toku je tedy klima, mnohdy však jsou to fyzikálně-geografické faktory, které mohou výrazným způsobem potlačit vliv faktorů klimatických. Mezi nejdůležitější klimatické faktory patří srážky a výpar. Velikost odtoku je závislá kromě jiného na druhu srážek, na jejich velikosti, na ploše, kterou zasáhnou, i na jejich časovém a plošném rozložení. Deště o největších intenzitách (bouřkové lijáky) se u nás vyskytují převážně v letních období a. jsou schopny vyvolat katastrofální povodně hlavně na tocích malých povodí. Naopak dlouhotrvající, tzv. regionální (krajinné) deště, které se v našich zeměpisných šířkách vyskytují nejčastěji v létě a na podzim, mohou způsobit rozvodnění říčních sítí i značně rozsáhlých oblastí. V zimním období v našich podmínkách vypadávají srážky zpravidla v podobě sněhu, který se při déletrvajících teplotách pod bodem mrazu akumuluje na povrchu povodí a tak vodnost toku, závislá v této době 59

hlavně na dotaci podzemních vod, postupně klesá. V období krutých mrazů pozorujeme na tocích velmi nízké průtoky, protože nezanedbatelná část vody je vázána i tvorbou ledu v korytech toků. Zvýšená vodnost v období tání, její časový průběh je hlavní měrou závislá na chodu teplot vzduchu. Může být ještě zvýrazněna vypadáváním teplého deště do sněhové pokrývky ležící na povodí. Teplotní zvrstvení vzduchu pozorované v tomto období dané různou nadmořskou výškou, způsobuje dřívější tání sněhu v níže položených částech povodí a tak vzrůst specifických odtoků s růstem plochy povodí. Pozorujeme tedy opačnou zákonitost než je tomu u dlouhodobých specifických průtoků. Již bylo řečeno, že průběh vodnosti v zimním a jarním období s dostatkem sněhu je definován hlavně časovým průběhem teplot vzduchu. Zvláště je tento vliv patrný u menších toků, kde můžeme např. pozorovat pilovitý charakter hydrogramu průtoků v období střídání kladných a záporných teplot (střídání krásných jarních dnů se sluníčkem s hvězdnatými nocemi s teplotami vzduchu mnohdy hluboko pod nulou). Dalším faktorem, který ovlivňuje proces odtoku, je výpar. Ten obecně vzrůstá s teplotou vzduchu, což se např. v letním období projevuje tak, že snižuje zavlaženost povodí k okamžiku příchodu příčinného deště a tak určuje procentuální podíl té části deště, která bude v podobě povrchového odtoku stékat z povodí. Hodnota dlouhodobé roční výšky výparu z povodí (klimatický výpar) se mění v závislosti na zeměpisných souřadnicích. Existují oblasti, např. skandinávského poloostrova, ve kterých je klimatickými podmínkami (nízká teplota vzduchu, jeho poměrně vysoká relativní vlhkost atd.) dána vcelku malá, v podstatě konstantní velikost výparu z povodí, takže se vzrůst srážkové činnosti projeví úměrným vzrůstem odtokové výšky. Na druhé straně, např. v oblastech vnitrozemského klimatu, je situace opačná. Výpar zde za daných klimatických podmínek může dosahovat vysokých hodnot, takže se vzrůst srážek projeví jen nepatrným zvýšením odtoku, protože mohou být, díky klimatickým poměrům, odpařeny i vysoké úhrny srážek. Ztráty pro povrchový odtok jsou pak značné. S růstem nadmořské výšky vzrůstá srážkový úhrn a vlivem poklesu teplot vzduchu klesá velikost výparu. To znamená, že se vzrůstem nadmořské výšky budeme za normálních okolností pozorovat zákonitý vzrůst odtoku. Proto se u nás zvyšuje průměrný roční specifický odtok s nadmořskou výškou, tj. klesá ve směru proudu, tedy se zvětšováním plochy povodí, jak schematicky ukazuje obr.5-13.

Obr.5-13 Závislost průměrného ročního odtoku na nadmořské výšce (na ploše povodí)

5.4 Vliv fyzikálně-geografických faktorů Fyzikálně-geografické faktory ovlivňují jednak samotné množství vody, které je k dispozici pro povrchový odtok, jednak jeho časové rozdělení. Mezi nejdůležitější faktory patří reliéf (tj. morfologické vlastnosti povodí a samotného koryta), poměry geologické, pedologické, charakteristiky vegetačního pokryvu a v neposlední řadě výskyt přirozených nebo umělých nádrží (jezernatost, bažinatost apod.). Působením těchto faktorů je určeno, jaký podíl srážek 60

odteče po povrchu, kdy a v jakém sledu se jednotlivé části srážek dostanou do koryta, zda voda steče rychle po povrchu a způsobí povodně, nebo vsákne do půdy a dále rozmnoží (nyní již v podstatě mimo přímý dosah výparu) zásoby podzemních vod, které postupně zásobují větší toky a tak se podílejí na jejich nepoměrně vyrovnanějším průtokovém režimu. Vliv reliéfu je dán sklonitostními poměry na povodí. Čím je sklon území větší, tím jsou rychlosti stékání větší a možnost vsaku vod do terénu menší. Tam, kde je reliéf plošší, voda zůstává po určitou dobu v prohlubních a může se tak výrazněji uplatnit výpar a vsak. Voda, zadržená v prohlubních terénu, se nemůže zúčastnit rychlého procesu odtoku, tvorby povodňové vlny. Ve vyšších nadmořských výškách je průměrná sklonitost větší, takže vlivem velkého dynamického účinku rychle proudící vody jsou produkty zvětrávání uvolňovány a odnášeny níže. Odtud plyne, že povrch výše položených území je vytvářen pevnými horninami, překrytými vrstvou půdy zpravidla o nepatrné tloušťce. I tato skutečnost vysvětluje již uváděnou všeobecnou zákonitost poklesu specifických odtoků s nárůstem plochy povodí. V zimním období, zvláště pak na jeho konci, jsou v horských oblastech rozloženy zásoby sněhu velmi nerovnoměrně, vlivem mnohdy značně rozdílných nadmořských výšek, různého stupně zastínění před sluncem (různá orientace svahů vůči světovým stranám) apod. Tyto faktory způsobují, že sníh odtává z jednotlivých částí povodí postupně, což má za následek poměrně značnou vyrovnanost horských toků. Hustota říční sítě rovněž vykazuje určitou provázanost s nadmořskou výškou. V oblastech s větší sklonitostí a vyššími srážkovými úhrny (při jinak stejných podmínkách) vzniká erozní činností členitější terén s podélnými rýhami, kterými permanentně nebo jen občas teče srážková voda. Těmto oblastem tedy odpovídá zpravidla větší hustota říční sítě a tedy i lepší možnost povrchového odvodnění. Nízká hustota říční sítě je nepřímým ukazatelem určitých geologických a pedologických poměrů, kdy je půda v průměru propustnější, srážková voda dobře infiltruje a povrchový odtok tak nebývá výrazný. Velikost a tvar povodí patří mezi charakteristiky, rozhodující o čase, potřebném k tomu, aby voda, vypadlá na různých dílčích plochách povodí, dotekla do uzávěrového profilu. Ovlivňování rychlosti stékání znamená rovněž ovlivnění ztrát výparem a vsakem. Velikost a tvar povodí ovlivňují tvorbu velkých povodní. Jak plyne z metody izochron, velikost plochy povodí, maximální doba dobíhání max (doba koncentrace) a kritická doba deště (a tedy i intenzita výpočtového deště) spolu velmi úzce souvisejí. Specifický odtok n-letých průtoků s prodlužováním doby dotoku, tj. se zvětšováním plochy povodí, rychle klesá. Jarní sněhové povodně se v důsledku zvětšování plochy povodí ve své základně prodlužují. To je způsobeno nerovnoměrností tání a nesoučasností dobíhání vod z jednotlivých částí povodí do uzávěrového profilu. Vlivem vysokých intenzit dešťových srážek krátkého trvání (vyšších intenzit tání sněhu) jsou na malých povodích specifické odtoky např. stoletého průtoku Q100 vyvolané dešti vyšší než odtoky téhož významu způsobené táním. S nárůstem plochy povodí se však uplatňuje velmi rychlý pokles intenzity deště (zasahujícího uvažovanou plochu), takže specifické odtoky Q100, odpovídající povodním z tání, jsou od určité velikosti povodí vyšší. Uvedené platí zpravidla v místech, kde k počátku jarního tání jsou dostatečné zásoby sněhu, není tomu tak vždy. Fyzikální vlastnosti půdy ovlivňují zásadní měrou intenzitu vsaku vody do půdy. S množstvím nekapilárních pórů intenzita vsaku roste. Změna struktury půdy vyvolává změnu intenzity vsaku a pohybu vody v půdě. Jestliže způsobíme radikálnější změnu vlastnosti půd, dojde ke změnám vodního režimu v ní. Tam, kde je povodí tvořeno propustnými půdami, srážková voda vsakuje do nižších horizontů, rozmnožuje zásoby podzemních vod, hlavního zdroje vodnosti toků dané oblasti. Takové toky se vyznačují vyrovnaným režimem s poměrně nízkými povodňovými průtoky a dostatkem vody i v období dlouhotrvajícího sucha, např. v letním nebo podzimním období. Většímu vsáklému množství vody do půdy napomáháme různými agrotechnickými opatřeními, např. orbou po

61

vrstevnicích. Takto vytvořené brázdy jsou překážkou vodě při proudění ve směru největšího sklonu, zadržují ji a tak může dobře infiltrovat do půdy. Uvedeným způsobem snižujeme značnou měrou plošnou a rýhovou erozi a tím zabraňujeme velmi negativnímu jevu, jakým je odnášení, transport úrodné půdy do toků. V případě, že půda, na podzim dostatečně vodou nasáklá, v zimě (nechráněná sněhovou pokrývkou) zmrzne, chová se v období jarního tání jako prakticky nepropustná. Za těchto podmínek mohou vznikat velmi nebezpečné povodně, zvláště tehdy, je-li tání sněhu současně doprovázeno dešti. Geologické poměry mají rovněž značný vliv na popisované hydrologické děje na povodí. Geologická stavba území spolu s podmínkami klimatickými určují i výsledek procesu zvětrávání. Vytvoří se zde dobře propustné nebo v podstatě nepropustné povrchové půdní vrstvy. Toky odvodňující povodí složená z nepropustných hornin, příp. nepropustných krycích horních vrstev, jsou ve svém režimu povodňových průtoků velmi extrémní a chudé na podzemní vody. Tak je tomu u nás v oblastech flyše (např. v Beskydech), což je vrstva sedimentů, tvořená převážně z pískovců a jílů. Značně vyrovnanější charakter mají toky v povodích s půdami propustnými, kde jsou bohaté zásoby podzemních vod významným regulátorem odtoku v řekách. Z tohoto hlediska jsou významné aluviální náplavy v údolí větších řek, jež mají pro své značné objemy schopnost pojmout velké množství vody a postupně ji předávat do toků. Za normálních podmínek nebývá příspěvek podzemních vod na celkovém odtoku našich řek příliš velký, nicméně jejich význam pro vyrovnanost toku je značný. Jsou to právě tyto zdroje, které nedovolí, aby se větší toky, dobře hydraulicky spojené se zásobami podzemních vod, ani za déletrvajícího období bez srážek, v období sucha v létě nebo na podzim, příp. krutých zim, změnily v koryta bez vody. Vegetační pokryv na povodí, zvláště les, jsou velmi významným činitelem, který ovlivňuje hydrologický režim toku. Jednoznačně uznáván je tlumící vliv vegetační pokrývky, zvláště lesa, na kulminační průtoky. Povodí pokryté dokonalou vegetací, např. zdravým smíšeným lesem, se zpravidla vyznačuje nízkými kulminačními průtoky. Je to způsobeno především existencí intercepce, tj. zachycování srážek na tělech rostlin nebo v korunách stromů. Množství vody, které se dostane na povrch půdy pod korunami stromů a je případně k dispozici pro povrchový odtok, je o toto množství intercepce menší. Rostliny potřebují ke svému životu odebírat živiny z půdy a odpařovat vodu z listů pro své ochlazování v období vyšších teplot vzduchu. Potřebnou vodu odebírají z půdy svými kořenovými systémy. Tato zóna je hustě prorostlá kořeny, s velkým obsahem pórů, takže je schopna pojmout značnou část srážkového množství, mnohdy takovou, že nezbývá na vznik povrchového odtoku. Schopnost akumulovat vodu v horních vrstvách půdy je mnohdy zvýrazněna, zvláště v lese, tvorbou hrabanky a humusu, tj. vrstvy jehličí a listí, jejichž tloušťka postupem doby narůstá, rozkládá se a mění ve velmi kyprou vrstvu, schopnou pojmout značné množství srážkové vody a postupně ji předávat spodním vrstvám. Vegetační pokryv ovlivňuje proces odtoku ještě jiným způsobem. Podle druhu a hustoty rostlinných jedinců působí značné odpory proti proudění povrchové vody, tzn., že celkovou dobu prodlužuje a ve svém konečném efektu tedy snižuje kulminační průtoky a tím i množství erodovaného materiálu z povodí. Vliv lesa na celkovou dlouhodobou bilanci vody již není tak jednoznačný a názory odborníků se v tomto ohledu různí. To je způsobeno mnohými skutečnostmi. Především tím, že les a jeho výsledný vliv na celkovou bilanci je dán a úzce závisí na zeměpisné poloze, na klimatu místa. Proto mnohá, v podstatě stejným způsobem ve světě prováděná experimentální pozorování a výzkumy dávají nezřídka protichůdné výsledky. Některé práce nasvědčují tomu, že les toky obohacuje (toky jsou dlouhodobě vodnější), v jiných případech se pracovníci výzkumu kloní spíše k tvrzení opačnému. V našich poměrech, zdá se, jsou možné, v závislosti na konkrétních podmínkách, oba případy. I přes uvedené nejistoty můžeme říci, že význam lesa spočívá v jeho vyrovnávacím efektu – tlumí extrémy, tj. snižuje kulminace a zpravidla zvyšuje průtoky v období nedostatku srážek. To je přirozeně z hlediska vodohospodářského využití toku významná skutečnost. Kromě této funkce lesa nesmíme zapomenout na jeho

62

další funkce. Je zdrojem kyslíku, reguluje mikroklima oblasti, je stabilizačním prvkem krajiny, má nedocenitelný význam rekreační a je i zdrojem potřebné dřevní hmoty. V současné době se mimoprodukční funkce lesa hodnotí nejvýše. Jezera a bažiny se v našich podmínkách zpravidla vyznačují regulujícím účinkem na odtok, průtoky z nich vytékající mají stálejší charakter, menší variační rozpětí. Funkce jezer však závisí významně na klimatických podmínkách. V oblastech, kde jsou srážkové výšky v porovnání s velikostí možného výparu malé, mohou jezera režim průtoků řek z nich vytékajících naopak ještě zhoršovat. Za příznivých okolností mohou být kulminační průtoky snižovány i bažinami. Působení bažin je však složité, v některých situacích, např. v období sucha rašeliny samy vysychají a jako mořská houba vodu vážou a vůbec ji nevydávají. Režim průtoků v úseku toku pod bažinami může být tedy z hlediska rozdělení vodnosti zhoršen, nízké průtoky ještě více sníženy. Uspořádání říční sítě je zvláště významné při tvorbě povodní. Tam, kde má říční síť uspořádání vějířovité, jsou postupové doby na přítocích zhruba stejné, takže se kulminační průtoky v místě soutoku střetávají. V místě soutoku a pod ním pak vznikají značně vysoké kulminace. Opačně je tomu u stromkovitého uspořádání říční sítě, kdy se kulminační průtoky jednotlivých přítoků postupně vystřídají, takže režim kulminačních průtoků je příznivější (obr.5-4). Významný je i směr pohybu dešťového centra. V případě jeho pohybu ve směru proudu mohou vznikat nebezpečné povodňové situace i u stromkovitého uspořádání. Přemisťuje-li se těžiště deště od ústí k prameni, nebezpečí vzniku velkých povodní zpravidla tolik nehrozí. Akumulační schopnost říční sítě. Akumulační prostory koryta, zvláště pak inundančních úseků, působí v podstatě dvojím způsobem. Především tak, že voda po vybřežení zaplní terénní deprese inundančního území a pak již nemůže přispět svým objemem k tvorbě povodňové vlny. Kromě toho se mnohdy poměrně velký objem, v závislosti na okamžitých podmínkách, ztrácí infiltrací do zaplaveného území. Druhým významným účinkem je, že při vybřežení vody z koryta do inundačních prostorů, je odtok s nepoměrně větším rozsahem rychlostí proudění, než tomu bylo při koncentrovaném průtoku v rozsahu hlavního koryta (malé rychlosti v inundanci, poměrně značné v korytě). Výsledným efektem obou účinků je prodlužování základny povodňové vlny, takže při nepříliš významném příspěvku odtoku z mezipovodí pozorujeme směrem po toku snižování kulminačních průtoků (určitého hospodářského významu), pozorujeme tzv. transformaci povodňové vlny. Vrchol povodňové vlny se v toku pohybuje v závislosti na samotném vývoji odtoku z povodí a na geometrických a hydraulických charakteristikách koryta proměnlivou postupovou rychlostí, která je u velkých toků s poměrně pravidelným korytem o něco větší než průměrná (střední) rychlost průřezová. V případě existence rozsáhlých inundací tato rychlost může klesnout až na poloviční nebo dokonce třetinovou hodnotu (postupová doba se prodlouží dva až třikrát). Ledovce a věčný sníh jsou významným zdrojem vodnosti vysokohorských toků. Režim toku je v úzké vazbě na časovém průběhu teplot vzduchu a na slunečním záření. Můžeme zde zřetelně vypozorovat roční, v některých případech (zvláště u malých toků), i denní chod vodnosti. Tak např. Dunaj, jehož zdrojem vodnosti jsou ledovce, má maximum vodnosti v letních měsících, tj. v měsících, kdy na ostatních tocích klesají průtoky na minimum. Vysokohorské toky uvedeného typy jsou značně vyrovnané a mají vysoké specifické odtoky. Z tohoto důvodu jsou významným potenciálním zdrojem energie. Činnost člověka se na hydrologickém režimu toků projevuje v posledních desetiletích stále výrazněji. Vzpomeňme některé z aktivit člověka, které jsou z uvedeného hlediska nejvýznamnější. Především sem patří výstavba přehrad, úpravy toků, výstavba husté silniční sítě, zábory půdy a následná výstavba na ní, urbanizace atd. V oblastech bohatých na surovinové zdroje různého druhu se provádí těžba, která si např. v severočeské hnědouhelné pánvi v povrchových dolech vynutila (hlavně v 70. a 80. letech 20. století) snad

63

nejradikálnější zákroky a změny. Šlo o výstavbu nových ochranných a zásobních nádrží, přeložky celého rozsáhlého systému toků, rušily se a znovu na jiných místech budovaly nové železniční a silniční spoje, rušily se obce apod. To vše znamená radikální zásah do přírody a vyvolává změnu mnohého, včetně režimu povrchových a podzemních vod. O našem území se mluví jako o střeše Evropy, voda vypadlá v podobě srážek od nás odtéká celkem do tří moří (prostřednictvím Visly a Odry část vod do moře Baltického, Labe odvádí vody do moře Severního a Dunaj pak do moře Černého). Mělo by být proto naší snahou, toto množství akumulovat a při respektování požadavků na ekologii racionálně využít. Vzhledem k nerovnoměrnému rozdělení zdrojů vody, vlivem civilizačního procesu, růstu průmyslových center značně náročných na užitkovou a pitnou vodu, dochází stále častěji k tomu, že některé oblasti jsou schopny poskytnout svými zdroji méně vody než je požadováno (nyní, příp. v budoucím výhledu); v takovém případě mluvíme o oblastech s pasivní bilancí vody. Situace se řeší i za cenu velkých investičních nákladů např. převodem vody z povodí (území) bilančně aktivního. Jako příklad může sloužit zásobení Prahy pitnou vodou ze Želivky. V rámci této kapitoly je třeba vzpomenout dnes rozsáhlou a intenzivní činnost v zemědělství. Sem patří odvodňování a závlahy, význam má intenzifikace zemědělské výroby, dosahovaná, kromě jiného, používáním umělých hnojiv. Zvyšování hektarových výnosů má za následek, v porovnání s minulým obdobím, zvyšování potřeby vody na jednotku plochy. V minulosti provedené rozorání mezí, vznik velkých lánů, následné používání těžkých výkonných strojů rovněž znamenalo nepříznivou změnu původního bilančního stavu území. V posledních desetiletích pozorujeme na mnoha místech světa, v oblastech koncentrovaného průmyslu, poškozování vegetace (např. lesů, zvláště jehličnatých) vyvolané působením škodlivin, obsažených v ovzduší. Tyto změny na vegetaci, mnohdy rozsáhlých komplexů, s sebou automaticky nesou následnou, v podstatě ve všech směrech nepříznivou změnu hydrologického režimu uvedených oblastí. Tak se např. v takto postižených odlesněných oblastech očekává zvýšení četnosti a velikosti kulminačních průtoků určitého významu. Prakticky to znamená, že je třeba posoudit stávající vodohospodářské objekty, např. přelivy hrází, ale i mostní profily, propustky apod., zda budou z hydraulického hlediska schopny bezpečně provézt zvýšené průtoky. V opačném případě by se musely vybudovat nové. Z uvedené skutečnosti vyplývá i složitá problematika, kterou se současná hydrologie musí zabývat. Vzhledem ke stále probíhajícím změnám je třeba pozorované průtoky, i když měřené správně, očišťovat, tj. převádět na průtoky neovlivněné a tak zachovat homogenitu celé pozorované řady. Na druhé straně je nutné veškeré změny v hydrologickém cyklu respektovat a pro budoucnost umět správně odhadnout. Tyto očekávané hodnoty (např. budoucí 100-leté kulminační průtoky) pak slouží pro projekci zamýšlených vodohospodářských děl. Podíl podzemních vod na vodnosti toku je jednou z důležitých charakteristik hydrologického režimu toku. Čím bude podíl podzemních vod na celkové vodnosti větší, tím bude zpravidla tok vyrovnanější a stabilnost vodnosti období sucha výraznější. Podíl podzemních vod se zjišťuje z čáry průtoků za dlouhou řadu let Q = f(t), tzv. separací podzemního odtoku. Nabízejí se způsoby, jejichž podstata je založena na zjišťování rozdílných kvalitativních vlastností těchto druhů vod. Např. voda podzemní, která vsákla do půdy a gravitačními silami se mnohdy po velmi dlouhé době dostává do zvodnělých horizontů (tzv. zvodní) a nakonec do toku infiltrací do dna a břehů, jistě obsahuje vetší množství rozpuštěných minerálních látek než voda povrchová, která je v podstatě vodou dešťovou. Obdobně by se dala využít pro tento účel rozdílnost v obsahu radioaktivních látek. Povrchová voda, která před dopadnutím na zem v podobě deště „pročistila“ atmosféru, obsahuje zpravidla více radioaktivních látek než voda podzemní. Přístrojové určování separace na základě rozdílu obsahu Ca a Mg není zatím zcela spolehlivé, využít rozdílností v radioaktivitě bude možné po dalším zdokonalení přístrojů.

64

Klasifikace vodního režimu řek může být prováděna podle různých kritérií. Kritériem mohou být např. geomorfologické a hydrologické vlastnosti toků a povodí, množství a časový průběh plavenin a splavenin, teplotní charakteristiky, chemické znečištění apod. Jedním z rozhodujících znaků vodního režimu, podle kterého se často toky klasifikují, je zdroj vodnosti a jeho časové rozdělení v průběhu průměrného roku. Klima se dá definovat jako dlouhodobý režim počasí, je pro danou oblast charakteristické chodem teplot vzduchu, slunečního záření, srážek, výparu atd. a je rok od roku, až na určité výkyvy, pro dané místo v podstatě stálé. Jestliže již bylo řečeno, je tok je produktem klimatu, nepřekvapí tedy, když po rozboru průtokových čar Q = f(t) toků určité oblasti za delší dobu většího počtu let zjistíme, že mají podobné typické rysy. Tak bychom např. vypozorovali, že průtoky v podzimním a zimním období jsou zpravidla nižší, na jaře vlivem tání sněhu naopak vodnost vzrůstá apod. Podobný průběh obecných hydrogramů průtoku, příp. vodních stavů ve dvou profilech různých toků svědčí o podobnosti jejich režimu. Způsoby klasifikace toků podle rozdělení vodnosti

a) metoda je založena na statistickém zpracování středních ročních průtoků Qr. Sestrojíme teoretickou čáru překročení vhodného zákona rozdělení, určíme hodnoty Qr,1% a Qr,99% a počítáme poměr Kr  Kr = 1,5 – 3,0 Kr = 3,0 – 6,0 Kr = 6 a více

Qr ,1%

(5.4-1)

Qr ,99%

jedná se o velmi vyrovnané vysokohorské toky jde o průměrně vyrovnané toky jedná se o toky nevyrovnané

b) toto kritérium si všímá rozdělení odtoku v průběhu roku (z dlouhodobého pohledu). V závislosti na podílu prvního pololetí za měsíce XII – V, OXII-V, a celoročního odtoku Oa máme OXII-V  50 % Oa OXII-V = 50 % Oa OXII-V  50 % Oa

jde o vysokohorské toky jedná se o středohorské toky případ vrchovinných až nížinných toků

Pokud jde o maxima měsíčních vodností, pozorujeme je - v oblasti vysokohorské podle nadmořské výšky - ve středohorské oblasti - v oblasti nížinné

v červnu až květnu maximum přechází z května na duben, případně na březen skoro výhradně v březnu

Nejméně vodným měsícem ve vysokohorské oblasti je zpravidla únor, v oblasti vrchovinné a nížinné, maxima měsíční vodnosti pozorujeme na konci léta a na podzim. Poměrně vysoké srážkové výšky v letním období se neuplatňují pro vyšší ztráty výparem a evapotranspirací (vyšší průměrné teploty vzduchu a vrchol vzrůstu vegetace). Větší toky o značné délce, protékající postupně vysokohorskou oblastí až po nížinnou si po přechodu z jedné do druhé ponechávají charakter předešlé; tak tomu je např. u Dunaje, který si ještě v Uherské nížině ponechává rysy vysokohorského toku. Údaje o vyrovnanosti vodnosti toku nejjednodušeji získáme tak, že sestrojíme průměrnou čáru překročení průměrných denních průtoků a zplanimetrováním zjistíme plochu, odpovídající průtokům menším dlouhodobého průměru a určíme poměr

65

Kp 

A A B

(5.4-2)

A a B jsou plochy podle obr.5-14. Ty představují v určitém měřítku objemy vody proteklé profilem v poměrném roce.

Obr.5-14 Stupeň vyrovnanosti vodního toku (k = Qi/Qa)

5.5 Průtoky, základní pojmy, bilance oběhu vody v přírodě Pod pojmem průtok v hydrologii rozumíme objem vody, který proteče daným průtočným průřezem za jednotku doby, tj.za sekundu. Značíme ho Q a vyjadřujeme obvykle v m3/s, nebo v l/s. Objem vody, který proteče průtočným průřezem za dobu delší, např. jeden den, měsíc, rok apod., nazýváme proteklým množstvím O a vyjadřujeme v m3, nejčastěji v tisících nebo milionech m3. Méně často se vyskytuje v hm3, příp. v km3. Odtok vyjadřuje (kromě děje), též objem vody, odteklý z povodí. Kromě objemové míry (např. v tisicích m3) je v hydrologii velmi často s výhodou vyjadřován tzv. odtokovou výškou ho. Tou rozumíme tloušťku vrstvy vody (zpravidla vyjádřenou v mm), kterou by daný objem vytvořil na ploše, odpovídající půdorysnému průmětu povodí. Dalším užívaným pojmem je specifický průtok q, jenž je objemem vody v průměru odteklým z plošné jednotky povodí za jednotku času. Je udáván buď v m3/(s·km2), nebo v l/(s·km2). Specifický odtok je tedy pomyslná veličina, vztahující se k určitému povodí. V dalším uveďme některé, v hydrologii často používané, vztahy Specifický průtok q

q

Q P

(5.5-1)

Proteklé množství O za den z průměrného denního průtoku Qd

O  86400  Qd

(5.5-2)

Odtok za průměrný měsíc (30,5 dní)

O  86400  30,5  Q

(5.5-3)

O  31,536  106  Qr

(5.5-4)

Odtok za 1 rok (365 dní)

66

Odtok za průměrný rok (365,25 dní)

O  31,5576  106  Q

(5.5-5)

Q - dlouhodobý průměrný průtok. Odtoková výška z proteklého množství

ho 

O  10 3 P

(5.5-6)

P - plocha povodí Proteklé množství z odtokové výšky

O  1000  ho  P

(5.5-7)

Průměrný roční průtok z roční odtokové výšky

Qr 

1000  ho  P 31,536  106

(5.5-8)

Průměrný roční specifický odtok z roční odtokové výšky

qr 

ho 31,536  106

(5.5-9)

Roční výška ho z průměrného ročního specifického odtoku

ho  qr  31,536

(5.5-10)

Dlouhodobý průměrný průtok Qa je aritmetickým průměrem středních ročních průtoků Qr za celé dlouhé období pozorování. Pokud existují z nějakých důvodů mezery v pozorování, využíváme např. korelačního počtu a chybějící data musíme doplnit. Hodnota Qa je základní charakteristikou, poskytující nejvšeobecnější názor o odtokových poměrech toku v daném profilu a dobře slouží jako základ pro odvození dalších důležitých dat a informací. Takovou další informací je např. rozdělení středních ročních průtoků, dané čarou překročení.

Nehledě na poměrně hustou síť vodočetných stanic na našem území, musíme často určovat hodnoty Qa pro profily, kde stanice instalována nebyla a kde tudíž pozorování průtoků k dispozici nemáme. V tomto případě využíváme znalosti o zákonitostech oběhu vody v přírodě a používáme nepřímé způsoby určení hodnoty Qa. Vycházíme z činitelů, kteří odtok formují, jako jsou činitelé fyzikálně geografičtí, dále určujeme uvedenou hodnotu z klimatických činitelů, o kterých víme, že jejich změna v dané oblasti je velmi poznenáhlá, takže přibližný názor o odtokových poměrech v požadovaném místě lze získat jejich interpolací. Střední roční průtoky lze považovat za víceméně náhodné veličiny z toho důvodu, že jedna hodnota neovlivňuje druhou. Jinými slovy např. nemůžeme s dostatečnou přesností určit z hodnoty průměrného průtoku, třeba letošního roku, hodnotu, kterou získáme vyhodnocením v příštím roce. Přesto lze pozorovat, že roky podobného charakteru (suché, vodné) mají v duchu zákona zachování anomálií tendenci vytvářet skupiny. To přeci jenom svědčí o tom, 67

že působení rozhodujícího faktoru - sluneční činnosti není zcela zkresleno působením velkého počtu dalších činitelů podružnějšího významu. Dlouhodobý průměrný průtok Qa, vypočítaný z poměrně krátké řady pozorování, kterou máme k dispozici a která je z pohledu statistiky výběrem ze základního souboru, může dát dosti odchylnou hodnotu od správné. Počet let potřebný pro výpočet dostatečně přesné hodnoty, závisí na požadované přesnosti, jednak na odchylkách ročních hodnot vzhledem k průměru (neboli na součiniteli variace cv). Chyba x aritmetického průměru řady o počtu N let (prvků) a součiniteli variace cv je dána výrazem

 

100  cv

_

x

N

% 

(5.5-11)

Z uvedeného vzorce lze naopak určit potřebný počet let pozorování N, požadujeme-li hodnotu aritmetického průměru žádané přesnosti při daném cv. Rovnice (5.5-11). vyjadřuje, že k odvození dlouhodobého průměru ročního průtoku určité přesnosti potřebujeme na rozkolísanějším toku delší řadu pozorování, než u toku s menší rozkolísaností průtoku. Jestliže tuto řadu nemáme, krátkou řadu pozorování prodloužíme např. korelačním počtem (za předpokladu, že naše krátká řada má alespoň deset let pozorování). Ze zjištěného vztahu a z výsledků dlouhodobého pozorování ve stanici jedné, lze určit hledané hodnoty pro stanici druhou. V případě, že nemáme na uvažovaném toku ani v zájmovém profilu žádné pozorování, používáme analogii. Vybereme si jako vzor stanici na toku podobného režimu : máme-li např. povodí A, ve kterém známe dlouhodobý průměr QaA a lze-li toto povodí A považovat za analog pro povodí X (např. X je přítok toku, který má stejné zeměpisné a fyzikální charakteristiky), vycházíme z předpokladu, že dlouhodobý průměrný průtok Qa bude hlavní měrou závislý na dlouhodobé průměrné výšce srážek, potom koeficient pro přepočet je dán vztahem

H sx  H vA k A H s  H vA

(5.5-12)

HsX - dlouhodobá průměrná roční výška srážek na povodí X, v jehož uzávěrovém profilu nemáme pozorování průtoku HsA - dlouhodobá průměrná roční výška srážek na analogickém povodí A, v jehož uzávěrovém profilu máme dlouhou řadu let pozorování průtoků (známe tudíž QaA) HvA - dlouhodobá průměrná hodnota roční výšky výparu na povodí A; získáme ji z bilanční rovnice H vA  H sA  H oA

(5.5-12a)

kde HoA je dlouhodobá průměrná roční výška odtoku v uzávěrovém profilu povodí analogu A, daná výrazem H oA  a 

T F a

-

Qa  T F

(5.5-12b)

počet sekund v průměrném roce plocha povodí přepočítací faktor, závislý na použitých jednotkách

68

Hledaná dlouhodobá průměrná výška odtoku na povodí X je pak dána výrazem

H ox  k  H oA

(5.5-13)

Z hodnoty HoX lze již snadno určit hledanou hodnotu QaX. Dlouhodobý průměrný průtok Qa můžeme také určovat přímo z bilanční rovnice oběhu vody v povodí. Již víme, že voda spadlá v podobě srážek na povodí, z části odtéká, z části se vypaří a část vsákne pod povrch zemský a tak zvětšuje zásoby vod půdních a podzemních. Podle toho, zda hydrologická rozvodnice souhlasí s orografickou, může se voda srážková účinkem gravitačních sil dostat podzemními cestami do toku téhož povodí, nebo její určitá část do toku sousedního. Napišme si bilanční rovnici pro nějaké povodí a pro uzavřený časový úsek, např. jednoho hydrologického roku

Hs  Ho  Hv  Hr  Hu Hs Ho Hv Hr

-

Hu

-

(5.5-14)

roční výška srážek roční výška odtoku roční výška výparu roční výška odpovídající změně zásob v povodí na začátku a na konci uvažovaného hydrologického roku (např. změna množství vody podzemní, vody akumulované ve sněhové pokrývce, v nádržích, rybnících, v půdě apod.) výška odpovídající úbytku nebo přírůstku vody výměnou se sousedním povodím

Z bilanční rovnice umíme určit měřením jenom dvě hodnoty, srážkovou výšku a odtokovou výšku na povodí, určenou z měřených průtoků v profilu uzavírajícím dané povodí. Hodnotu výparu na povodí a dalších členů Hr, Hu je nemožné určit měřením. Jestliže ale zavedeme určité předpoklady, budeme schopni určit i hodnotu požadované výšky výparu na povodí : rozšíříme-li uvažované období jednoho hydrologického roku na dlouhou řadu těchto let, jež jsou samy o sobě víceméně uzavřenými celky z hlediska oběhu vody (začátek a konec hydrologického roku je volen tak, aby srážky v něm na povodí vypadlé i ve skupenství pevném, také z něho odtekly), potom členy Hr, Hu budou znamenat rozdíly v objemech příslušejících začátku a konci dlouhé řady hydrologických let, takže lze oprávněně pokládat tyto členy za nepatrné a je možné je zanedbat. Potom se rovnice, platná pro toto dlouhé období, zjednoduší a přejde na tvar

Hs  Ho  Hv

(5.5-15)

Z této rovnice již lze zjistit ze dvou známých hodnot hodnotu třetí, neznámou. Jednotlivé dlouhodobé hodnoty, vystupující v bilanční rovnici, se navzájem ovlivňují. Aby např. mohl nastat výpar z povodí, je nutná existence vláhy v půdě - ta je podmíněna zase srážkami. Výpar se mění tak, že nízké srážkové úhrny se cele vypaří a naopak při srážkách větších než je určitá mez (daná klimatem) se hodnota výparu již nezvyšuje. Uvedená horní mez výparu je dána klimatickými faktory jako je teplota vzduchu, relativní vlhkost vzduchu atd. Vidíme tedy, že v dané oblasti se hodnoty úhrnného výparu pohybují v užších mezích než výšky srážek - to je patrné z obr.5-15. V něm vykreslená přímka skloněná pod úhlem 45, procházející počátkem, vyjadřuje případ, kdy není výpar a tedy odtok se rovná vypadlému množství srážek. Skutečnost je vyjádřena křivkou, postupně přecházející v přímku označenou Hv = konst. Bilanční člen Hv v rov.5.5-15, platné pro dlouhé období, je výškou výparu z povodí (tzv. klimatický výpar). Má charakter klimatických činitelů, kteří se mění se změnou místa jenom mírně a spojitě. Proto lze klimatický výpar, jeho plošné rozdělení, zobrazit mapou 69

izolinií. Protože je klimatický výpar ovlivňován teplotou vzduchu pro povodí dané oblasti, odvodil H. Keller vztah ročních srážkových, odtokových a výparných výšek pro Střední Evropu a to pro průměrné roční teploty vzduchu 24 C, 9,7 C a 1,6 C. Horní mez odtokové výšky, platná pro propustná povodí s malým výparem, je dána výrazem H oa  H sa  350

(5.5-16)

H oa  0,942 H sa  405

(5.5-17)

střední hodnoty

dolní mez, platná pro povodí nepropustná s vysokou hodnotou výparu

H oa  0,884 H sa  460

(5.5-18)

Z těchto rovnic bylo možno dříve orientačně vypočítat hodnotu dlouhodobého průměrného ročního průtoku Qa. Dnes používáme přesnější způsoby, odvozené pro naše povodí, které umožňuje získat hodnoty odtokové výšky na základě známé výšky srážek a dlouhodobé teploty vzduchu s průměrnou chybou okolo 14 %. Dlouhodobý průměrný průtok můžeme přibližně odvodit i pro místa bez pozorování z existujících map izolinií průměrných specifických odtoků qa. Tyto mapy zobrazují plošné rozdělení odtoku pomocí vykreslených čar, spojujících místa se stejnými specifickými odtoky.

Obr.5-15 Vztah mezi odtokem, srážkami a klimatickým výparem Specifický odtok dlouhodobého průtoku qa je myšlený průměrný průtok odpovídající jednotce plochy povodí. Vypočítá se jako Qa/F a zpravidla se udává v l/(s.km2). Až na zvláštní případy výskytu i mimořádně vydatných pramenů (např.krasových), lze pozorovat všeobecný pokles specifických odtoků s nárůstem plochy povodí, což je dobře vysvětlitelné rozdělením klimatických prvků (srážky, teplota vzduchu) v závislosti na nadmořské výšce. Uvedené zákonitosti plošné změny specifických odtoků využíváme při sestrojování map izolinií qa. V podstatě postupujeme tak, že hodnoty Qa v jednotlivých vodoměrných profilech vztáhneme k jednomu a témuž období, vypočítáme jim odpovídající průměrné specifické odtoky qa, o kterých předpokládáme, že jsou

a) rovnoměrně rozděleny po celém příslušném povodí b) nezávislé na velikosti plochy povodí Hodnoty qa přisuzujeme těžištím příslušných povodí. Přesnost takto sestavené mapy izolinií závisí jednak na hustotě sítě stanic, ve kterých byla vykonána vodoměrná pozorování, jednak 70

na spolehlivosti materiálů, získaných z těchto stanic pozorováním. V oblastech horních částí toků, kde zpravidla nemáme pozorování, používáme při sestrojování té skutečnosti, že klimatický výpar se v typických oblastech pohybuje zpravidla kolem určité hodnoty, odpovídající podmínkám, platným v tomto místě. Poněvadž známe z mapy izohyet rozdělení dlouhodobého srážkového úhrnu v této oblasti, můžeme z bilanční rovnice porovnáním bilančních prvků určit místo, pro které platí stejná bilanční rovnice jako pro celé povodí. Správnost takto získané mapy izolinií ověříme tak, že zvolíme určitý vodoměrný profil, ve kterém máme pozorování a známe tedy hodnotu dlouhodobého Qa, zplanimetrujeme plochy, ležící mezi izoliniemi qa a vypočítáme průměrný specifický odtok podle výrazu qa 

q f f i

i

(5.5-19)

i

fi qi

-

dílčí plochy povodí, uzavřené mezi izoliniemi qa a rozvodnicí průměrná hodnota specifického odtoku, přisouzená dílčí ploše (je aritmetickým průměrem hodnot specifických odtoků, daných sousedními izoliniemi)

Z takto získané mapy určíme tedy specifický odtok qa a z malého povodí (kde nemáme pozorování průtoků) tak, že najdeme těžiště plochy povodí a izolinie jím procházející (zpravidla získaná interpolací) dává pravděpodobnou hodnotu hledaného specifika qa. Jestliže vetší povodí protíná více izolinií, výpočet specifického odtoku určíme buď podle rov. 5.5-19 nebo použijeme grafickopočetní způsob, jenž je obdobou zjištění průměrné srážkové výšky na povodí hyetografickou křivkou. Nakonec v obou popsaných případech vypočteme Qa = qa·F a vztáhneme k uzávěrovému profilu uvažovaného povodí. Používáme-li mapu qa, nesmíme zapomínat, jak byla odvozena. Tato mapa s vykreslenými izoliniemi postihuje spíše rozložení specifických odtoků na povodích větších. Výsledek získaný z uvedené mapy pro povodí malá je správnější redukovat o 10 % až 20 %. Je přirozené, že tato úprava nemusí vyhovovat v místech anomálií, např. na povodí s výskytem krasových jevů. V těchto případech se doporučuje výpočty založit alespoň na krátké řadě pozorování. Pokud hledáme dlouhodobý průměrný průtok Qa v profilu toku, na kterém uvedené hodnoty známe v profilech, situovaných nad a pod tímto místem, použijeme snad nejspolehlivější způsob - vykreslíme tzv. podélný profil hydrologických charakteristik, vystupujících v bilanční zjednodušené rovnice, a z grafu odečteme.

5.5.1 Průměrné průtoky, jejich variabilita Průměrný roční průtok je dán např. jako podíl celkového proteklého množství vody za rok a počtu sekund, obsažených v tomto roce. Nejčastěji ho vypočítáme jako aritmetický průměr všech průměrných denních průtoků, nebo jako vážený průměr průměrných měsíčních průtoků (vždy příslušného roku). Průměrné průtoky kolísají v jednotlivých letech v dosti značném rozpětí kolem dlouhodobého průměrného průtoku. V předchozí kapitole bylo uvedeno, že mezi dlouhodobým ročním průtokem a dlouhodobým průměrem srážek a teplot existuje určitá závislost. Obdobně i u průměrných ročních průtoků můžeme pozorovat existenci jistého vztahu, ten však je v tomto případě složitější a volnější. I v tomto případě můžeme, tak jako u dlouhodobého průtoku, vycházet z bilanční rovnice a určit vztahy mezi jejími členy. Závislost ročního úhrnu srážek a odtoků je poměrně těsná, vyjádřená součinitelem korelace r, jenž často leží v mezích 0,8 - 0,9. Použitím tohoto vztahu, platného pro určité povodí, pro které byl odvozen, popř. pro povodí analogické, můžeme vypočítat s dostatečnou přesností z řady pozorovaných srážkových výšek chybějící hodnoty průměrných ročních průtoků. Tak lze doplnit chybějící údaje o ročních odtocích v uvažovaném profilu, kde chceme období pozorování prodloužit např. v rámci územního zpracování hydrologických 71

údajů na jednotné, společné období. Pravděpodobné chyby výsledku se pohybují v mezích 10 % až 15 %. Chybu můžeme zmenšit tak, že při odvození vztahu uvažujeme i vliv vlhkého předcházejícího období na odtok. Období se zjišťuje zkusmo. Takto postupoval E. Šimo, který odvodil vztah ročních srážkových a odtokových výšek pro slovenská povodí.

5.6 Pohyb vody v otevřeném korytě Tento pohyb se děje podle zákonů známých z hydrauliky. V přirozených tocích se průtoky neustále mění v závislosti na časově proměnlivém odtoku srážkových vod z povodí, proměnlivé dotaci podpovrchového a podzemního odtoku. Z hlediska hydraulického se v přirozeném toku vyskytuje nejčastěji pohyb neustálený (nestacionární, nepermanentní). Jen v poměrně krátkých časových obdobích, kdy se průtok prakticky nemění, můžeme hovořit o pohybu ustáleném (stacionárním, permanentním). Ten bývá u přirozených toků zpravidla nerovnoměrný v důsledku proměnlivého sklonu, příčného průřezu i drsnosti koryta. Jen v krátkých úsecích s pravidelným, stejným profilem jsou někdy alespoň přibližně splněny podmínky pro vznik pohybu rovnoměrného. Voda má určitou vazkost, takže při proudění dochází ke tření nejen uvnitř proudu, ale i o stěny vedení. Dokonce se při proudění o volné hladině uplatňuje tření o vzduch - zvláště za silného větru, nasměrovaného proti proudění vody v řece lze pozorovat významné vzdutí vod, vedoucí mnohdy i k jejich vybřežení a záplavám. V důsledku tření o stěny vedení pozorujeme všeobecnou zákonitost poklesu místních rychlostí od středu proudu ke dnu a oběma břehům. Představu o rozdělení místních rychlostí v průřezu získáme vykreslením čar, spojujících místa se stejnými rychlostmi - těmto čárám říkáme izotachy (obr.5-16)

Obr.5-16 Příčný profil s vykreslenými izotachami Rozdělení místních rychlostí ve vertikále v = f(h) je u přirozeného toku velmi proměnlivé, málokdy odpovídá parabolickému průběhu, jak předpokládají někteří autoři. Často rychlosti ve svislici charakterizujeme střední rychlostí ve svislici vs zjištěnou tak, že plochu zplanimetrujeme a převedeme na rovnoplochý obdélník se základnou h (h je hloubka v místě rychlostní svislice) (obr.5-17). Měřeními bylo zjištěno, že poměr mezi vs a maximální rychlostí téže svislice vmax se nejčastěji pohybuje v mezích 0,78 - 0,93. Největší povrchové rychlosti vpmax se vyskytují zpravidla nad nejhlubšími místy v korytě. Poměr střední průřezové rychlosti v ke střední povrchové rychlosti vps bývá pro daný průřez dosti stálý a dosahuje hodnot 0,80 - 0,85.

Na tocích v obloucích s větší křivostí dochází k výraznému spirálovému proudění. Jev je vysvětlován tak, že částice proudící při povrchu narážejí na břeh a poté, chvíli břehem vedeny a zpomaleny, jsou tlačeny rychlejšími následujícími částicemi dolů; tím vykonávají dráhu šroubovitou, šikmo podél břehu, dna a dále k břehu konvexnímu. Tento šroubovitý pohyb je mnohdy zvýrazněn tím, že voda břeh po nárazu eroduje a tak proud, zatížený 72

plaveninami klesá ještě rychleji šikmo dolů než by tomu bylo za normálních podmínek. U konvexního břehu jsou rychlosti malé, proto se materiál ukládá a „odlehčený“ proud se opět zvedá k hladině. K podružnému proudění dochází i v úsecích přímých. Zde zpravidla vzniká dvojice spirálových proudů zvláště patrných při náhlých změnách hladin, způsobených změnou průtoků. Při pohybu a nárůstu povodňové vlny vzniká dvojice spirálových proudů orientovaných tak, že uprostřed koryta dochází k ukládání materiálu. Hladina je vyklenutá, v extrémních případech bylo pozorováno převýšení hladiny až o 0,2B (B je šířka toku v hladině). U rychlého poklesu má hladina vydutý tvar. Dvojice spirálového proudění je nyní orientována opačně než v předchozím případě a má tendenci vymílat dno uprostřed koryta a materiál ukládat při obou březích. Na velkých tocích vzniká podružné proudění a napadání jednoho z břehů vlivem otáčení Země - uplatňuje se zde vliv Coriolisovy síly.

Obr.5-17 Rozdělení rychlostí ve svislici

5.7 Určení a vyhodnocení průtoků 5.7.1 Přímé měření průtoků Přímé měření průtoků se používá při určování menších vydatností malých pramenů. K tomu používáme buď měrných nádob, nebo pro nepřetržité měření průtoků nádob automaticky sklopných. Měrné nádoby jsou zpravidla nízké nádoby tvaru kvádru. Průtok měříme tak, že s maximálně možnou přesností určíme čas potřebný k naplnění nádoby známého objemu. Čas se měří stopkami alespoň třikrát, ze získaných dob se určí průměrná hodnota

Q V /t

(5.7.1-1)

Pokud máme na toku jezero, nádrž, můžeme na základě stejného principu určit průměrný průtok v řece (průměrný za dobu plnění). K tomu potřebujeme znát čáru kubatur V = f(h) (obr.5-59) a velikost jednotlivých bilančních prvků - výpar z vodní hladiny, srážky vypadlé na hladinu za období plnění apod. K nepřetržitému měření malých průtoků používáme automaticky sklopných nádob. Přístroj má dvě nádobky trojúhelníkového průřezu spolu spojené a výkyvné kolem společné vodorovné osy. Voda vtéká do jedné z nádob, po jejím zaplnění se posune těžiště hmotnosti zadržené vody a dvojice nádob jako celek se překlopí. Předtím naplněná nádoba se vyprazdňuje, do druhé vtéká voda (obr.5-18). Jednotlivá překlopení jsou zaznamenávána kontaktním zařízením na papír napnutý na válci, otáčeném hodinovým strojkem. Ze známého objemu nádob, počtu překlopení za určitý čas, lze zjistit velikost průtoku. 73

Obr.5-18 Automaticky sklopná nádoba pro měření malých průtoků

5.7.2 Určení průtoků z měření bodových a průřezových rychlostí Určení průtoku z měřených místních rychlostí se používá tam, kde pro velikost průtoku nebo nedostatek spádu nemůžeme určit průtok přímo. Nutnou podmínkou použití této metody je ovšem možnost určit průtočný průřez. Postupuje tak, že změříme v dostatečném počtu bodů průtočného profilu místní (bodové) rychlosti a z nich některým ze způsobů uvedených dále, vypočteme průtok Q. Místní rychlosti můžeme změřit – – – –

Pitotovou trubicí žhaveným drátem hydrometrickou vrtulí plováky

V hydrologii se používají hlavně hydrometrické vrtule a plováky, první dva způsoby lze použít spíše v hydraulických laboratořích. 5.7.2.1 Měření průtoku Pitotovou trubicí

K měření rychlosti proudění kapalin lze použít Pitotovu trubici (obr.5-19). Je to trubička o konstaním průřezu, jejíž jeden konec je zahnutý do pravého úhlu. Trubička je vložena do proudu tekutiny tak, aby ponořený konec směřoval proti proudu. Proud kapaliny se před otvorem zastaví a kapalina vystoupá v trubici do výšky h1. Druhá trubice slouží ke stanovení hydrostatického tlaku. V ní kapalina vystoupá do výška h2. Rychlost kapaliny se určí z Bernoulliho rovnice pro dva body 1 a 2, které se nacházejí v proudu ve stejné geodetické výšce, přičemž bod 1 je v ústí trubice, kde se proud kapaliny zastaví (v = 0). Tlak p1 je v tomto bodě určen výškou h1. Bod 2 je libovolný bod v ose, kde v2 = v je hledaná rychlost proudu. Z Bernoulliho rovnice dostaneme

p1  p 2 

1   v2 2

(5.7.2.1-1)

74

v

2 p1  p 2 



 2 g h1  h2   2 gh

(5.7.2.1-2)

Obr.5-19 Pitotova trubice v Prandtlově úpravě (převzato : http://fo.cuni.cz/texty/kapaliny.pdf)

5.7.2.2 Měření průtoku hydrometrickou vrtulí

Použití hydrometrické vrtule je založeno na principu, že tekoucí voda svým dynamickým účinkem otáčí vrtuli rychlostí, úměrnou rychlosti vodního proudu. Závislost mezi místní rychlostí vody a tzv. specifickými otáčkami vrtule (počtem otáček za 1 sekundu) je určována tárováním, ověřováním vrtule. Vrtule můžeme klasifikovat podle různých hledisek Podle typu rozeznáváme

-

hydrometrické vrtule s vodorovnou osou hydrometrické vrtule se svislou osou

Podle velikosti je lze dělit na

-

malé střední těžké.

Podle způsobu upevnění přístroje při měření rozlišujeme vrtule - na tyči - na laně - vrtule univerzální. U nás a v ostatních evropských státech se nejčastěji používá hydrometrická vrtule s vodorovnou osou (obr.5-20), odvozená od původní Woltmannovy vrtule, která byla poprvé použita již v roce 1790. Jejími podstatnými částmi jsou : samotná vrtule (propeler), osa, těleso vrtule, počítací zařízení s kontakty, elektrické kabely, signální zařízení. Vrtule je nejčastěji vyrobena z kovu (dnes i z plastických hmot), má tvar šroubové plochy. Někdy je chráněna před poškozením kovovým prstencem. Citlivost vrtule závisí na tvaru, stoupání a průměru propeleru. Vrtule s velkým stoupáním se při dané rychlosti vody otáčí rychleji než se stoupáním menším. Citlivost závisí i na průměru, ten bývá u velkých vrtulí 10 cm až 15 cm, u malých, používaných na malých tocích s malými hloubkami je průměr roven 3 cm až 5 cm. Osa vrtule, na kterou je šroubová plocha nasazena, je uložena buď v hrotových (zpravidla achátových) nebo kuličkových ložiskách. Ta jsou chráněna před přístupem vody 75

(mnohdy značně znečištěné) těsněním nebo petrolejem, který se před použitím do vnitřního prostoru vrtule nalévá. Počítací a kontaktní zařízení je u starších výrobků tvořeno ozubeným kolečkem, zapadajícím do nekonečného závitu na ose vrtule. Otáčením vrtule se prostřednictvím závitu na ose otáčí i ozubené kolečko, do kterého je ze strany zapuštěn čep, plnící funkci kontaktu. Po určitém počtu otáček, podle typu vrtule po 25, 50 nebo 100 otáčkách, dojde k dotyku kovové pružiny s kontaktem a tím k uzavření elektrického okruhu (napájeného batérií) a tak i k signálu, nejčastěji zvukovému. K tzv. integračnímu měření používáme vrtule upravené tak, že ukazují k danému (určitému) okamžiku celkový počet otáček. U dnešních vrtulí je převážně používáno zařízení, které může plnit dvě funkce - určuje buď čas pro nastavený počet otáčet, nebo se měří počet otáček pro čas, který zadáme. Těleso vrtule tvoří kovový kryt chránící kontaktní zařízení. Musí mít hydrodynamický tvar, aby ovlivnění rychlosti vody bylo minimální. U středních vrtulí je navíc na tělese úchyt pro závaží. Torpéda mají těleso natolik těžké, že slouží současně i jako závaží. Kormidla slouží k tomu, aby vrtule, zavěšené na laně, případně upevněné na tyči otočně, byla vždy nasměrována proti směru proudění vody. Kormidlo, kromě hlavní svislé směrovky, má též vodorovnou destičku po obou stranách - ty zajišťují při použití lana ustavení přístroje ve vodorovné poloze. Pro měření rychlosti vody na menších tocích s nepříliš velkými hloubkami se nejčastěji používá vrtule na tyči (obr.5-20).

Obr.5-20 Hydrometrická vrtule

HMÚ dříve používal, kromě jiných typů, také vrtulky naší výroby typu METRA 560. Tato vrtule se připevňuje na vnější obal tyče, plní se petrolejem, jedno ložisko je jehlové, druhé kuličkové (plněné deseti kuličkami průměru 2 mm). Každá padesátá otočka vrtule je signalizována bzučákem. Vrtulkou lze měřit rychlosti zpravidla v rozmezí 0,02 m/s až 0,03 m/s až asi do 5 m/s. Souprava má tři vnější obaly (trubky) a tři vlastní tyče dlouhé 1,5 m, na kterých je vyznačeno dělení po 1 cm. Tyče se zasouvají do pouzder - ta se podobně jako tyče dají na sebe napojit zašroubováním. Jedna z tyčí má vespod bodku s destičkou kvůli zamezení zaboření do měkkého dna při měření. Vrtule se připevňuje šroubem na jedno z pouzder v takovém místě, že osa vrtule je ve vzdálenosti 5 cm od jeho konce. Těchto 5 cm je tedy nejmenší možné převýšení osy vrtule nade dnem. Větší převýšení osy nade dnem je dosaženo posunutím vnějšího obalu (trubky) po vlastní tyči a přitažením šroubu. Dělení je 76

provedeno tak, že údaj čtený v úrovni okraje vnějšího obalu udává vzdálenost osy vrtule ode dna. Poněvadž vrtule typu METRA je pevně připojena k obalu, je nutné vrtuli natáčením soutyčí orientovat požadovaným směrem. Jelikož při měření v kalné vodě není vrtule vidět připojujeme od horního konce vnějšího pouzdra raménko ukazatele směru tak, že je nasměrováno souhlasně s vrtulí nebo kolmo na její směr. Elektrický okruh bzučáku se zapojuje tak, že se jeden konec izolovaného drátu opatřený banánkem zastrčí do zdířky na vrtuli, druhý do otvoru připevňovacího šroubu na vnějším obalu. Vrtule na laně se používá při měření rychlostí na větších tocích, můžeme měřit z mostu nebo z loďky. Měříme-li z mostu středním křídlem o hmotnosti 20 kg až 25 kg, měříme zpravidla bez navijáku. Vrtuli zavěsíme na tenké ocelové lanko, které nastavíme konopným lanem. Polohu vrtule určujeme vůči horní hraně zábradlí měrným lankem, navázaným k hornímu konci nosného ocelového lanka. Odečítáme délky na laně při poloze, kdy osa vrtule je v úrovni hladiny a při každé další poloze vrtule pod hladinou. Hloubka osy vrtule pod hladinou je dána rozdílem těchto čtení Těžká torpéda používáme při měření velkých rychlostí na hlubokých tocích. Torpéda mají hmotnost 100 kg i více, takže se dají spouštět jen pomocí navijáků. Ten se dá upevnit na zábradlí mostu, lanko se vede přes kladku upevněnou na konci konzole. Hloubky odečítáme jako v předchozím případě, nebo prostřednictvím počítače otáček navijáku. I při měření z loďky často používáme výložník s kladkou a navijákem. Během měření nesmíme přirozeně měnit zatížení loďky ani jeho rozložení.

Při měření rychlosti z mostu je vrtule vychylována ze svislice účinkem proudu. Abychom ji mohli sledovat, měříme na straně po vodě. Abychom omezili vychýlení a měřili v profilu, kde byly sondovány hloubky, používáme protizávěsů. Protože používání protizávěsů značně ztěžuje a zpomaluje měřící práce, lze u pravidelných koryt s prakticky stejnými průřezy hydrometrovat vrtulí na laně neseném proudící vodou směrem po proudu (obr.5-21 ). Pokud tvar závěsného lana není příliš odchylný od přímky, platí pro výpočet hloubky torpéda h pod hladinou h  l´ h´  cos   l

l´+ h´ ε l -

(5.7.2.2-1)

délka závěsu úhel mezi závěsem a svislicí (u kladky) převýšení osy kladky nad hladinou

Pokud se tvar závěsného lana liší od přímky výrazněji, lze skutečnou hloubku počítat podle vzorců oprav nebo výhodněji určit z existujících tabulek.

¨ Obr.5-21 Snášení vrtule na závěsu

77

Ověřování hydrometrické vrtule. Abychom mohli určit místní rychlosti vody hydrometrickou vrtulí, potřebujeme znát závislost mezi těmito rychlostmi a specifickým počtem otáček u = f(ns). Tento vztah musí být určen pro každou vrtuli dříve, než bude použita v terénu. Pracovní proces, kterým hledanou závislost zjišťujeme, se nazývá ověřování (tárování) hydrometrické vrtule. Provádí se ve Výzkumném ústavu vodohospodářském v Praze (VÚV Praha), který ke každé vrtulce určitého výrobního čísla přikládá úřední listinu, tzv. tárovací osvědčení. Zde je kromě typu a výrobního čísla vrtule, způsobu jejího upevnění při měření, počtu kuliček v ložisku, počtu otáček připadajících na jeden signál atd. také uveden zjištěný vztah, vyjádřený analyticky a graficky, s vyznačením mezí platnosti vztahu.

Ke kalibraci vrtulí se zpravidla používá obdélníkového přímého žlabu dostatečné hloubky a šířky, délky 100 m i více, jenž je naplněn vodou. Nad žlabem se po kolejnicích (beze spár) pohybuje elektricky poháněný vozík, na který se vrtule připevní způsobem, kterého bude v terénu použito (vrtule na laně, na tyči apod.). Prostřednictvím vozíku se vrtule ponořená ve stojaté, klidné vodě pohybuje rovnoměrně, přesně nastavitelnou rychlostí. Rychlost vrtule (vozíku), celkový počet otáček i celkovou dobu rovnoměrného pohybu zaznamenávají přístroje automaticky. Měření se provádí v sadě různých rychlostí, od velmi malých 0,02 m/s až 0,03 m/s až po rychlosti kolem 4 m/s až 5 m/s. Výsledky (hodnoty u a ns) se vynesou do grafu a metodou nejmenších čtverců se určí parametry zpravidla přímkové závislosti u      ns u ns α,β -

(5.7.2.2-2)

místní rychlost vody (při ověřování vlastně rychlost vozíku) specifický počet otáček (počet otáček za 1 s) parametry vztahu

Multiplikační konstanta β je závislá na tvaru šroubové plochy,  vyjadřuje rychlost proudu, při které jsou právě překonány počáteční odpory třením v ložiskách a vrtule se začne otáčet. Vrtule je třeba řádně udržovat a čas o času znovu tárovat. Při tárování musí být voda ve žlabu zcela klidná. Při měření rychlosti v terénu je vrtule fixována v určitém místě průřezu a voda proudí, při ověřování je tomu naopak, voda je klidá a pohybuje se vrtule. Ověřování je tedy založeno na předpokladu, že dynamický účinek vody na vrtuli je v obou případech stejný. Zkušenosti potvrzují, že tento předpoklad je pro tento účel dobře přijatelný. Hlavní zásady a postup při měření rychlosti vrtulkou

Přesnost zjištěného průtoku je závislá na 1. 2. 3. 4. 5. 6.

výběru vhodného profilu správném určení plochy průtočného průřezu zvoleném počtu rychlostních svislic zvoleném počtu bodů ve svislici, ve kterých místní rychlosti měříme volbě doby měření vrtulí v jednotlivých bodech způsobu vyhodnocení průtoku a dalších faktorech.

Počet rychlostních a sondovacích svislic, počet bodů, ve kterých rychlosti měříme, způsob vyhodnocení průtoků atd. je závislý na požadované přesnosti. V mnohých případech však rozhodují okolnosti, za jakých jsme nuceni průtok zjistit. Tak např. určení kulminačního průtoku, trvajícího zvláště na malých tocích velmi krátkou dobu, si vyžaduje měření třeba jenom v jednom bodě malého počtu svislic. Výběr vhodného měrného profilu spočívá ve volbě přímého úseku s pravidelným dnem, bez vysokého porostu na březích, s dostatečnými hloubkami i rychlostmi v korytě. Měrný profil volíme zpravidla kolmo na směr proudění tam, kde se nevyskytují oblasti se zpětným proudem nebo malými rychlostmi. Za povodně se mnohdy musíme spokojit i s méně

78

výhodným profilem, např. mostním, šikmo situovaným vzhledem k toku. Na malých tocích s výhodou používáme profil stabilizovaný stupněm ve dně. Správné určení velikosti průtočného profilu je podmíněno dostatečným počtem sondovacích svislic – jedině tak lze vystihnout různé nepravidelnosti a zlomy v příčném profilu dna. Postup při sondování profilu je následující : ve zvoleném profilu napneme měrné lano tak, aby jeho počátek byl na levém břehu. Je zpravidla pletené, ocelové, průměru 2,5 mm až 7 mm často s mosaznými značkami, vyznačujícími vzdálenosti 5 cm, 10 cm a někdy i 100 cm. Na širokých a hlubokých tocích měříme často z loďky, pak kromě měrného lana napínáme i lano nosné, na které se prostřednictvím ocelových lanek a kladky loďka zavěsí. Někdy, ovšem na úkor přesnosti, slouží měrné lano současně jako nosné. Za povodně je převážení a vypínání lan mezi břehy prací velmi nebezpečnou, ohrožující i životy pracovníků. V profilech významných toků se proto instaluje hydrometrická lanovka, pomocí které je možno vcelku pohodlně hydrometrovat i za povodní. Sondování profilu, tj. měření hloubek dna pod hladinou v příčném profilu, se provádí sondovací tyčí. Je zpravidla dřevěná, i několik metrů dlouhá, o průměru kolem 7 cm, dělená po 10 cm. Při sondování mělkých profilů lze použít kovových tyčí ze soupravy hydrometrické vrtule. Máme-li sondovat z vysokého mostu, používáme železnou kouli zavěšenou na tenkém kalibrovaném lanku. Hloubka vody je dána rozdílem čtení při poloze koule na dně (při napnutém lanku) a při poloze, kdy se spodní část právě dotýká hladiny (zjistíme mírným rozkýváním koule). Vzdálenost sondovacích svislic u malých toků volíme zpravidla 25 cm až 50 cm, u středních toků 1 m až 2 m. Na velkých tocích vyhovuje odlehlost svislic kolem 5 m až 10 m. V zásadě platí, že za ustáleného proudění větší počet svislic s větším počtem měrných bodů na nich zajišťuje přesnější určení průtoku. Většímu počtu svislic a bodů odpovídá ovšem delší doba měření. Proto při neustáleném proudění volíme počet bodů a svislic menší, abychom celé měření dokončili v časovém intervalu, v němž lze alespoň přibližně předpokládat konstantnost průtoku. Přesnost výsledků však bude v tomto případě menší. V zásadě platí, že umisťujeme svislice tak, aby

a) rovnoměrně pokryly plochu příčného průřezu (s případným zahuštěním svislic při březích) - požadavek převládá u umělých koryt b) vystihovaly změnu rychlostí v příčném průřezu v místech náhlé změny hloubky tento požadavek uplatňujeme u toků přirozených. Vzdálenost měrných svislic se v praxi zpravidla volí 0,2 m až 0,5 m při šířce toku do 5 m, při šířce 5 m až 20 m je vzdálenost obyčejně 1 m. U větších toků potřebný počet měrných svislic nalezneme v tabulce, uvedené ve směrnicích pro hydrometrické práce ČHMÚ Volba počtu bodů na měrných svislicích je v podstatě závislá na požadované přesnosti, pravidelnosti rozdělení rychlosti ve svislicích, na době, kterou máme pro měření k dispozici a na okolnostech dalších.

Naší hydrologickou službou je používáno rozdělení dané tabulkou 5-1. Tabulka 5-1 Výška měrných bodů ve svislici nade dnem (H je hloubka svislice). Úplné měření 5 bodů dno 0,2 H 0,4 H 0,8 H povrch

3 body

Neúplné měření 2 body

0,2 H 0,4 H 0,8 H

1 bod

0,2 H 0,4 H 0,8 H

79

Při měření bodových rychlostí se měrné body ve svislicích umísťují zpravidla pravidelně podle určeného schématu, které zjednodušuje výpočet středních svislicových rychlostí, lze však použít i rozmístění nepravidelného, podle subjektivní volby. V případě měření s volbou polohy měrných bodů podle standardního schématu se používá tzv. měření úplného, pětinebo tříbodového. Při úplném měření se vrtule umísťuje do bodu u dna (osa vrtule nemá být výše než 1,5násobek průměru propeleru, avšak vrtule nesmí narážet na dno a proudění nesmí být ovlivňováno většími výstupky dna), do bodů vzdálených 0,2H, 0,4H, 0,6H a 0,8H ode dna a hladiny (propeler vrtule musí být neustále celý ponořen). Při pětibodovém měření se vypouští bod 6H, při tříbodovém měření se ještě vypouštějí body u dna a u hladiny. Norma ISO doporučuje užití tříbodové metody jako standardní za předpokladu, že rozdělení rychlostí ve svislici je parabolické. Zkušenosti ukazují, že v dobrých podmínkách není prakticky rozdílu v přesnosti tří a pětibodové metody. Bod při povrchu má být volen tak, aby vrtulka byla co nejblíže pod hladinou, ale vždy, i při zvlněné hladině za větru, ponořená. Podobně u dna měříme co nejhlouběji, ale tak, aby vrtule nebyla ovlivňována např. trávou, rostoucí na dně koryta. Při hydrometrování v zimě v profilu se zamrzlou hladinou se měří celkem v šesti bodech. K bodům u dna, 0,2H; 0,4H; 0,6H; 0,8H se přidává ještě bod těsně pod ledem. Počet měrných bodů, resp. jejich vzdálenosti, se má volit tak, aby vzdálenost měrných bodů ve svislici nebyla větší než 1 m a současně nesmí být menší než je průměr propeleru vrtule. Při subjektivní volbě rozmístění měrných bodů se vzhledem ke tvaru rozdělení rychlosti ve svislici doporučuje umístit většinu bodů do dolní poloviny svislice.Pro rychlá orientační měření lze použít metodu dvoubodovou nebo jednobodovou. Dvoubodová metoda (kterou ale např. US Geological Survey používá jako standardní) spočívá ve změření rychlosti v bodech vzdálených 0,2H a 0,8H ode dna, při jednobodové metodě se měří ve vzdálenosti 0,4H ode dna. Z výše uvedeného vyplývá, že úplné a pětibodové měření lze teoreticky provést pouze pokud platí, že H ≥7,5D (kde D je průměr propeleru vrtule), pro 5D ≤ H < 7,5D lze použít maximálně tříbodové metody a pro 1,25D ≤ H < 5D lze užít pouze jednobodové metody. Při malých hloubkách, kdy vrtuli nelze umístit do předepsaných bodů, se měří rychlost proudění při dně a u hladiny, případně i jen v jediném bodě přibližně uprostřed hloubky. Volba minimální doby měření vrtulí v jednotlivých bodech svislice musí být natolik dlouhá, abychom z okamžitých rychlostí (které jsou v důsledku pulzací různé), obdrželi časově vyrovnanou hodnotu místní rychlosti. Obecně by měla být minimální doba měření v jednotlivých bodech odlišná, neboť v zásadě platí, že pulzace vzrůstá s hloubkou a k oběma břehům, a že se pulzace ve svislici zvětšuje se zvyšováním rychlostí. Při volbě doby, potřebné k měření v jednotlivých bodech, se u nás postupuje tak, že se kontroluje pravidelnost mezičasů mezi jednotlivými signály. Je-li čas mezi nimi prakticky stejný (mezičasy čteme s přesností na celé sekundy), postačující doba měření je zpravidla 100 s až 120 s. Při malých rychlostech, nebo při větších nepravidelnostech signálů dbáme na to, aby odezněly alespoň 4 signály. Obecně platí, že měříme čas nejméně 2 až 3 signálů, abychom vyloučili případnou hrubou chybu. Při větších rychlostech měříme čas na konci, při rychlostech malých na počátku signálu. Poslední signál určujeme co nejpřesněji. Potřebnou dobu měření ovlivňují zejména makroturbulentní pulsace rychlosti; doba měření by měla být taková, aby v jednom bodě několikrát po sobě provedené měření bodové rychlosti dalo zhruba stejné počty otáček nebo čas (s odchylkou menší než 5 %). Doba měření v každém bodu při použití moderních vrtulí s elektronickými počítadly je 40 s až 100 s podle požadované přesnosti měření, pro orientační měření často i méně (zpravidla však ne méně než 30 s). Při použití starších typů vrtulí se zvukovou signalizací se měří čas mezi začátky nebo konci signálů (stopkami s přesností na 0,1 s); vždy je třeba zachytit nejméně dva intervaly mezi signály. Pokud je mezi oběma časovými intervaly výraznější rozdíl, je třeba v měření pokračovat. 80

5.7.3 Vyhodnocování průtoku z bodových rychlostí Známe-li bodové rychlosti proudu v různých bodech všech svislic daného průtočného průřezu (ať už měřením v terénu hydrometrickou vrtulí nebo v laboratoři např. žhaveným drátem či jinak), můžeme průtok Q určit několika způsoby 1. 2. 3. 4.

početním metodou Harlachera metodou Culmanna použitím tachygrafické křivky

U nás se kromě početního způsobu, vhodného pro počítačové zpracování, velmi často používá metoda Harlachera. Culmanův způsob, značně přesný, volíme v pracích výzkumného charakteru, kde kromě průtoků potřebujeme navíc získat podrobný obraz o rozdělení místních rychlostí po průřezu. Je to však pracnější metoda než metoda Harlachera. 5.7.3.1 Početní způsob vyhodnocení průtoků z bodových rychlostí

Početní způsob vyhodnocení je považován za základní. Z hydrauliky je známo, že elementární průtok dQ je dán součinem elementární plochy průřezu a normálové složky vektoru místní rychlosti (obr.5-22) dQ  u  cos   dS u α dS

-

(5.7.3.1-1)

rychlost proudu v mezích elementární plošky úhel mezi normálou k plošce a vektorem rychlosti velikost elementární plošky dx·dy

Průtok celkovým průřezem bude Q   u  cos   dS  S

y h x B

 

u  cos   dx  dy

(5.7.3.1-2)

y 0 x 0

Pokud úhel α bude stejný pro všechna proudová vlákna, lze napsat Q  cos  

y h x B

 

u  dx  dy

y 0 x 0

Obr.5-22 Příčný řez proudem

81

(5.7.3.1-3)

Jestliže α = 0 (toho lze dosáhnout alespoň přibližně volbou vhodně voleného úseku, ve kterém je proudění v podstatě paralelní a zvolením průtočného průřezu, kolmého na proudění), výraz se zjednoduší h

Q 0

B

S

0

0

 u  dx  dy   u  dS

(5.7.3.1-4)

Výraz však není prakticky použitelný, protože neznáme analytický tvar funkce u = f(x,y). Proto postupujeme při vyčíslení průtoku Q tak, že z místních rychlostí jednotlivých svislic určíme střední svislicové rychlosti vi, dále dílčí plochy průtočného průřezu Si a použijeme následujícího výrazu, ve kterém je integrace zaměněna sumací dílčích průtoků ΔQi (obr.5-23) Q

so s1 v1, v2,..vi -

v  vn 2 v  v2 2 s 0 v1  s1 1  ......  s n 1 n 1  sn vn 3 2 2 3

(5.7.3.1-5)

průtočná plocha mezi břehem a první rychlostní svislicí průtočná plocha mezi první a druhou rychlostní svislicí střední rychlost v první, druhé, i-té svislici

Obr.5-23 Početní způsob vyhodnocení průtoku Q Poněkud jiný způsob výpočtu je dán výrazem n

n

1

1

Q   si vi   vi hi B ΔB vi hi

-

(5.7.3.1-6)

šířka pásu, odpovídajícího jednotlivým svislicím střední rychlost v i-té měrné svislici hloubka vody v i-té svislici, i = 1,2,…n

Střední rychlosti ve svislici vi počítáme podle výrazů při pěti bodech ve svislici (tzv. úplné měření)

vi 

1 u p  3u 0,8  3u 0,4  2u 0,2  u d  10 82

(5.7.3.1-7)

při třech bodech ve svislici

vi 

1 u 0,8  2u 0,4  u 0,2  4

(5.7.3.1-8)

vi 

1 u 0,8  u 0,2  2

(5.7.3.1-9)

při dvou bodech ve svislici

při jednom bodě ve svislici

vi  u 0, 4 up,(ud) u0,8, u0,4, atd. -

(5.7.3.1-10)

místní rychlost u povrchu, (u dna) místní rychlosti vody v bodech 0,8 H; 0,4H atd. nade dnem.

Model průtoku

Obr.5-24 Model průtoku Na obr.5-24 je zobrazen průtočný průřez orientovaný kolmo na osu žlabu. Představíme-li si, že vyneseme od svislé roviny průtočného průřezu ve směru proudění dráhy, jež jednotlivé částečky urazily za jednotku doby (za sekundu), konečné polohy všech vodních částeček vytvoří plochu, která spolu s hladinou a průtočným průřezem určuje těleso, které svým objemem představuje průtok vody Q. Určit průtok vody tedy znamená zjistit objem tohoto tělesa - modelu průtoku. Kubatura tělesa je dána integrací dílčích objemů dQ vzniklých buď svislými řezy kolmými na průtočný průřez, nebo svislými řezy rovnoběžnými s rovinou průtočného profilu. Schéma podle obr.5-25a) ilustruje výpočet průtoku podle Harlachera, schéma na obr.5-25b) je základem pro vyhodnocení průtoku podle Culmanna.

83

Obr.5-25 Schéma výpočtu průtoku podle:a) Harlachera, b) Culmanna

5.7.3.2 Vyhodnocení průtoků z bodových rychlostí metodou Harlachera Metoda Harlachera (grafickopočetní) je založena na výpočtu výrazu B

B

0

0

Q   q  dx   v  h  dx

qi = vi·hi vi hi dx

-

(5.7.3.2-1)

elementární průtok třední rychlost v i-té rychlostní svislici hloubka v i-té měrné svislici šířka elementárního proužku

Při vyhodnocování průtoku postupujeme konkrétně tak, že zjistíme svislicovou rychlost v měrných svislicích. U úplného pětibodového měření můžeme vynést rychlosti v určitém měřítku vpravo od každé svislice. Body spojíme plynulou čarou a vzniklou plochu převedeme na půdnici rovnou hloubce svislice h. Šířka takto vzniklého rovnoplochého obdélníka určuje na měřítku rychlostí střední rychlost ve svislici. Pokud jsme měřili rychlosti v menším počtu bodů na svislici (neúplné měření), střední rychlost ve svislici určujeme početně podle příslušných již uvedených vzorců. V dalším vyneseme součiny vi·hi v jednotlivých svislicích nad určitou srovnávací rovinu (např. nad hladinu) a spojením koncových bodů těchto pořadnic obdržíme čáru, která uzavírá s vodorovnou srovnávací rovinou určitou plochu. Tato plocha (na obr.5-26 vyšrafovaná) představuje v určitém měřítku hledanou hodnotu průtoku Q. Postup při volbě měřítek je následující : Měřítko pro délky volíme např. 1:50 (1 cm na výkresu profilu ~ 50 cm ve skutečnosti), měřítko pro rychlosti (v obrazci rozdělení rychlostí ve svislici : 1 cm ~ 0,2 m/s, měřítko pro součin hivi : 1 cm ~ 0,3 m2/s, takže při planimetrování ploch platí : pro obrázek rozdělení rychlostí ve svislici : 1 cm2 ~ 0,5·0,2 = 0,1 m2/s, plocha určující v určitém měřítku průtok Q : 1 cm2 ~ 0,5·0,3 = 0,15 m3/s. Vyjde-li planimetrováním plocha rovna např. 100 cm2, celkový průtok Q = 100·0,15 = 15 m3/s. 84

Obr.5-26 Harlacherův způsob výpočtu Q 5.7.3.3 Vyhodnocení průtoku z bodových rychlostí metodou Culmanna

Vykreslíme si průtočný profil, v něm vyznačíme body, ve kterých jsme měřili rychlosti a ke každému z nich připíšeme hodnotu rychlosti. V profilu na základě lineární interpolace vykreslíme izotachy, neboli čáry stejných rychlostí s konstantním krokem a planimetrováním určíme plochy, uzavřené jednotlivými izotachami a příp. hladinou. Teoreticky platí umax

Q   su  du

(5.7.3.3-1)

0

su umax

-

plocha, omezená izotachou u největší místní rychlost v průtočném průřezu

Praktický průtok určíme tak, že integraci ve vztahu 5.7.3.3-1 zaměníme sumarizaci konečného počtu elementů ΔQ, vyznačených na obr.5-27 Q

s0 s1,s2,…sn a1,a2,…ai -

s 0  s1 s  sn s  s2  a1  1  a 2  .......  n 1 a n  Qk 2 2 2

(5.7.3.3-2)

plocha průtočného průřezu plocha ohraničená první, druhou, n-tou izotachou kroky izotach

Poněvadž zpravidla izotachy vykreslujeme s konstantním krokem a, rovnice 5.7.3.3-2 se zjednoduší s  s Q  a   0  s1  s 2  .......  s n 1  n   Qk 2 2

(5.7.3.3-3)

kde Qk 

2 s n u max  u n  3

85

(5.7.3.3-4)

Obr.5-27 Culmannův způsob výpočtu Q 5.7.3.4 Vyhodnocení průtoku z bodových rychlostí tachygrafickou křivkou

Průtok Q můžeme na základě hydrometrování také určit tachygrafickou křivkou. Sestrojíme ji tak, že počínaje maximální rychlostí v průřezu, vynášíme na osu pořadnic místní rychlosti a k nim, ve směru vodorovném, plochy (omezené jednotlivými izotachami příp. izotachami a hladinou), ve kterých byly dosaženy, příp. překročeny, uvažované rychlosti. Tachygrafická křivka je vykreslena na obr.5-28; z jejího popisu plyne, že patří do skupiny čar překročení.

Obr.5-28 Tachygrafická křivka Plocha uzavřená touto křivkou a osami souřadnic dává v určitém měřítku hledanou hodnotu průtoku Q Q

u max

 0

S

su  du   u  ds

(5.7.3.4-1)

0

I z tohoto výrazu vidíme, že průtok můžeme určit dvěma způsoby. První výraz určuje celkovou plochu (tedy průtok) integrací vodorovných proužků a odpovídá výpočtu průtoků podle Culmanna, druhý výraz vyjadřuje integraci proužků svislých a odpovídá v podstatě metodě Harlachera. Prakticky se plocha omezená tachygrafickou křivkou určuje planimetrováním nebo z digitálních dat pomocí vhodného počítačového programu. Známe-li 86

průtok Q, můžeme ze známé průtočné plochy, zjištěné sondováním, určit střední průřezovou rychlost v v

Q S

(5.7.3.4-2)

5.7.3.5 Vyrovnání vodního stavu

V průběhu hydrometrování je třeba vždy sledovat změny vodního stavu na provizorním vodočtu. Je-li rozdíl hladin vlivem neustáleného pohybu větší než 5 cm, musíme výpočtem zjistit vyrovnaný vodní stav, tj. takový vodní stav, při kterém by protékal vyhodnocený průtok za setrvalého stavu (za ustáleného proudění). Vyrovnaný vodní stav určíme podle výrazu Hv  Hi

-

qi bi

-

H1  q1  b1  H 2 q 2  b2  ......  H n  qn  bn q1  b1  q2  b2  ......qn  bn

(5.7.3.5-1)

úroveň hladiny nad nulou vodočtu (třeba provizorního) v i-té rychlostní svislici odpovídající době, kdy jsme měřili rychlost ve výšce 0,4 H nade dnem elementární průtok v i-té rychlostní svislici šířka dílčího průtočného průřezu, odpovídající i-té svislici

5.7.4 Určení průtoku vody z rychlostí měřených plováky 5.7.4.1 Měření povrchových rychlostí po celé šířce profilu

Určování průtoku měřením rychlostí plováky patří mezi nejstarší a nejjednodušší způsoby. Vychází z předpokladu, že se plovák v proudu vody pohybuje rychlostí okolních proudových vláken. Metoda není tak přesná jako hydrometrování, ale při dobré organizaci práce a pečlivosti měření dává uspokojující výsledky. Mnohdy je to jediný způsob, kterého můžeme za určitých okolností (povodňové průtoky, značný chod plavenin a splavenin apod.), vůbec použít. Jako plovák může sloužit jakýkoli plovoucí předmět - kusy dřeva, zatížená láhev apod. (obr.5-29). Plováky je třeba zatížit tak, aby byly pokud možno z větší části ponořeny a tak co nejméně vystaveny účinku větru, který by výsledky zkresloval.

Obr.5-29 Plováky pro měření povrchových rychlostí V přímém úseku vytýčíme nad a pod základním (měrným) profilem horní a dolní profil kolmý na hlavní směr proudění (na břehy) v takových vzdálenostech L, aby doba potřebná 87

k proběhnutí úseku plovákem nebyla kratší než 20 sekund. Při rychlostech v > 2 m·s-1 může být doba kratší, ne však kratší než 10 sekund (obr. 5-30).

Obr.5-30 Měření průtoku plováky (1 - dolní profil, 2 - měrný profil, 3 - horní profil, 4 - vypouštěcí profil) Vzdálenost mezi profily určujeme přesně, nejlépe ocelovým pásmem. Ve vzdálenosti 5 m až 10 m nad horním profilem vytyčíme další profil, ve kterém budeme vypouštět plováky v různých vzdálenostech od břehu, z 5 až 8 míst. V každém místě vhazujeme plováky 2 až 4krát, abychom zprůměrováním dob získali co nejpřesnější údaje o povrchových rychlostech. Pro každý plovák určujeme co nejpřesněji dobu, potřebnou k proběhnutí vzdálenosti mezi horním a dolním profilem, přičemž zaznamenáváme vzdálenosti plováků od břehu l v profilu měrném (zpravidla od břehu levého). U malých toků tuto vzdálenost určujeme ze břehu pomocí měrného lanka napnutého přes řeku, u větších toků odečítáme vzdálenosti z loďky. U značně širokých toků lze lano napnout s velkými obtížemi, proto polohu plováků určujeme např. změřením úhlů od základny známé délky a kolmé na příčný profil (obr.5-31).

Obr.5-31 Určování polohy plováku na širokých tocích Známe-li povrchové rychlosti v dostatečném počtu míst různě vzdálených od břehu, můžeme průtok vyhodnotit např. tak, že si vykreslíme průtočný průřez v měrném profilu a vyznačíme si sondovací svislice. Vyneseme body, jejichž poloha udává dobu, kterou plováky (různě vzdálené od břehu) potřebovaly k proběhnutí daného úseku. Těmito body proložíme plynulou čáru. Rozdělíme šířku v hladině na dílčí úseky tak, aby se jejich hranice shodovaly s polohou sondovacích svislic.

88

Obr.5-32 Vyhodnocení průtoků z povrchových rychlostí určených plováky V místech těchto svislic odečteme z křivky dobu pomyslného plováku a vypočítáme povrchovou rychlost (obr.5-32) L ti

u pli  L ti

-

(5.7.4.1-1)

délka úseku meze horním a dolním profilem čas, potřebný k proběhnutí úseku plovákem

Celkový fiktivní průtok vypočteme z výrazu Q f  k  u pl1  s 0  k

-

s 0 , sn upli -

u pl1  u pl2 2

 s1  ...... 

u pln 1  u pln 2

 s n 1  k  u pln  s n

(5.7.4.1-2)

součinitel, jímž přepočítáváme povrchovou rychlost v dané svislici na střední průřezovou rychlost v příbřežní části průřezu (tab.5-2) dílčí plocha průtočného průřezu mezi břehem a první, případně poslední svislicí povrchová rychlost v i-té svislici Tabulka 5-2 Součinitel k pro rovnici 5.7.4.1-2 Povlovný břeh Srázný břeh nebo nerovná stěna Hladká stěna Příbřežní zóna s nulovými rychlostmi

0,7 0,8 0,9 0,5

Skutečný průtok je dán výrazem Qskut  Q f  K 1

(5.7.4.1-3)

K1 součinitel, kterým redukujeme fiktivní průtok vypočítaný z povrchových rychlostí, na průtok skutečný, Qskut. Hodnota součinitele K1 může být dostatečně přesně zjištěna empiricky tak, že porovnáme průtoky určené hydrometrováním a plováky. Předpokládáme-li, že průtok Qhydrom., zjištěný hydrometrováním, je průtokem odpovídajícím skutečnosti Qskut. (chyba v průtoku zjištěném hydrometrováním je za běžných podmínek velmi malá), je K1 dáno výrazem K1 

Qskut Qhydrom  1 Qf Qf 89

(5.7.4.1-4)

Pokud nemáme při vyhodnocování průtoku plovákovou metodou porovnávací měření, která jsme prováděli pro tentýž profil v minulosti, bereme hodnoty K1 z tab.5-3. Hodnotu součinitele K1 můžeme také určit z empirických vzorců. Tak např. Železnjakov udává K 1  1  1,85

I Fr1 -

I Fr1

(5.7.4.1-5)

podélný sklon vodní hladiny Froudovo číslo dané výrazem v s2, pov

Fr1 

(5.7.4.1-6)

g  hstř

g

-

gravitační zrychlení

hstř

-

střední hloubka v průtočném průřezu

vs,pov -

střední rychlost povrchová

S B

plocha průtočného průřezu šířka toku v hladině.

-

v s , pov 

hstř 

S B

Qf S

Součinitele K1 můžeme též vypočítat ze vztahu K1 

C C6

(5.7.4.1-7)

C - rychlostní součinitel podle Chezyho C

1 y R n

(5.7.4.1-8)

kde podle Pavlovského y  2,5 n  0,13  0,75 R



n  0,10



(5.7.4.1-9)

podle Maninga y  1/ 6 n R=S/O -

(5.7.4.1-10)

součinitel drsnosti, odečítaný z tabulek pro přirozená koryta hydraulický poloměr, je poměrem plochy průtočného průřezu a omočeného obvodu U velkých toků lze přibližně brát R ≈ hstř.

5.7.4.2 Měření maximální povrchové rychlosti

Na některých tocích, zpravidla horského charakteru, jsou plováky vždy snášeny do míst s největší rychlostí (do proudnice). V tom případě poněkud měníme postup : plováky vhazujeme jen do míst s maximální rychlostí, měření uskutečňujeme s menším počtem plováků, poloha plováků se v měrném profilu neurčuje, pro výpočet průtoků použijeme údaje o třech nejrychlejších plovácích. 90

Q f  v max  S

(5.7.4.2-1)

Qskut  K 2  Q f

(5.7.4.2-2)

K2 je dán tabulkou 5-3, nebo výrazem K 2  1  5,6

1 Fr2

(5.7.4.2-3)

Fr2 - Froudovo číslo (rovnice 5.7.4.1-6) vmax - průměr ze tří největších rychlostí v proudnici Tabulka 5-3 Součinitelé K1, K2 Charakteristika toku a

koeficient

podmínek proudění

střední

hloubka

1m

1 m až 5 m

Nížinné toky (velké a střední),

K1

0,78 - 0,86

0,87 - 0,88

příznivé podmínky proudění Velké a střední toky s méně příznivými

K2

0,55 - 0,67

0,68 - 0,77

podmínkami proudění

K1

0,70 - 0,77

0,78 - 0,85

(značně znečištěné, částečně zarostlé,

K2

0,43 - 0,54

0,68 - 0,77

meandrovité, dno kamenité, neklidné proudění) Toky s horšími podmínkami proudění

K1

0,70 - 0,79

(koryto zarostlé, místy stojící voda)

K2

0,43 - 0,60

horské toky s dravým prouděním Jiný možný způsob výpočtu Q vychází z Bazinova vztahu v v p ,max

v vp,max C

-



1 14 1 C

(5.7.4.2-4)

průměrná průřezová rychlost maximální povrchová rychlost Chezyho součinitel (rovnice 5.7.4.1-8,9,10)

Ze vzorce plyne, že pro C = 20 - 30 je uvedený poměr v rozmezí 0,60 - 0,68, při C = 30 - 40 se poměr pohybuje v mezích 0,60 - 0,74. Ze známé hodnoty střední průřezové rychlosti v určíme Q z výrazu Q  vS

(5.7.4.2-5)

91

5.7.4.3 Měření středních svislicových rychlostí

Měření středních svislicových rychlostí na tocích s pravidelným dnem a málo proměnlivými hloubkami po délce toku lze uskutečnit tzv. hlubinnými plováky (obr.5-33). Výsledkem je přesnější určení Q. Jako hlubinný plovák může sloužit např. dřevěná tyč vhodné délky, na jednom konci zatížená tak, že je ve vodě unášena skoro ve svislé poloze. Jinou úpravou, často používanou, jsou dvě kulová dutá tělesa, navzájem spojená. Jedna koule, plovoucí na hladině, je prázdná, druhá, zatížená, se vznáší v určité hloubce.

Obr.5-33 Typy hlubinných plováků Střední svislicovou rychlost můžeme zjistit i jinak, použitím integračních plováků. Podstata měření spočívá v tom, že plováček (např. dřevěná koule), umístěná u dna, se po uvolnění pohybuje po dráze, vzniklé skladbou pohybu plováku ve směru svislém a vodorovném. Pohyb ve svislém směru způsobuje vztlaková síla, účinkem proudící vody je těleso snášeno po proudu (obr.5-34). Střední rychlost ve svislici můžeme určit podle vs  l t

-

l t

(5.7.4.3-1)

odlehlost místa vynoření plováku od vypouštěcí svislice doba, potřebná k vynoření plováku

Poněvadž rychlost pohybu ve směru svislém (vynořování) je pro určitý plováček ve stojící vodě konstantní, můžeme ji předem stanovit, takže v terénu dobu potřebnou k vynoření plováku na hladinu již určovat nemusíme vs  c  l

(5.7.4.3-2)

c = 1/t = v1/h v1 h

-

rychlost vynořování plováku v klidné vodě hloubka vody v dané svislici

Uvedená metoda je založena na předpokladu, že rychlost vynořování plováku v klidné a proudící vodě je stejná. Ze známých středních rychlostí ve svislicích, zjištěných jedním nebo druhým typem plováků, můžeme Q vypočítat.

92

Obr.5-34 Dráha integračního plováčku Přesnost měření při zachování všech předpisů a doporučení, měříme-li za dobrých povětrnostních podmínek spolehlivými přístroji je velmi vysoká. Tak např. při úplném pětibodovém měření vrtulí firmy OTT byla zaznamenána průměrná chyba 0,4 %. Hydrometrování integračním způsobem je méně přesné, lze počítat s chybou kolem ±5 %. Za povodně, kdy je potřeba pro plovoucí předměty měření přerušovat, lze počítat s chybou cca ±10 %. Je tedy vidět, že hydrometrování je v hydrologii nejčastěji používaným, základním způsobem poměrně přesného určování průtoků i na přirozených tocích, kde odhad součinitele drsnosti n zpravidla činí potíže a není v mnoha případech určován dostatečně přesně. Je to též způsob, kterým je prováděna kontrola projektem určené kapacity např. přelivů po výstavbě jezů, přehrad, ověření výrobní firmou garantované hltnosti turbín při daném spádu apod. Jenom na tocích bystřinného charakteru, kde zpravidla nelze určit průtočný průřez, je hydrometrická vrtule z tohoto důvodu nepoužitelná – zde měříme průtok způsobem, jež je založen na jiném principu. (viz. kap.5.7.5.1).

Mezi nejméně přesné způsoby patří určení Q z maximálních povrchových rychlostí, měření hlubinnými nebo integračními plováky dává dobré výsledky. 5.7.4.4 Měření střední průřezové rychlosti

Určení průtoku měřením střední průřezové rychlosti je dalším způsobem, používaným však jen v laboratorních podmínkách. Průměrná průřezová rychlost se měří přímo měrnou clonou. Je to pohyblivá stěna, která zahradí, až na malé mezery u dna a u stěn, pravidelný profil přímkového žlabu (obr.5-35). Clona, zavěšená na vozíku, pohybujícím se s minimálními odpory po kolejnicích, je proudící vodou unášena rychlostí, blízkou střední průřezové. Měří se při konstantním průtoku Q S l

-

lS t

(5.7.4.4-1)

plocha ponořené části clony dráha, kterou clona pohybem rovnoměrným překoná za čas t

Tento výraz nevystihuje přesně skutečnost, neboť voda při měření zčásti uniká při stěnách a u dna. Kromě toho odpory vozíku proti pohybu jsou různé při různých rychlostech. Proto je třeba kalibrací zavádět opravné součinitele. 93

Obr.5-35 Měrná clona

5.7.5 Chemický způsob měření průtoku 5.7.5.1 Směšovací metoda

Principem této metody je rovnoměrné vlévání solného roztoku známé koncentrace do toku pomocí vhodného zařízení. Solný roztok se potom ředí úměrně velikosti průtoku. Používá se na tocích bystřinného charakteru, tj. se značným turbulentním prouděním, zpravidla malými hloubkami a relativně malými průtoky. Turbulentní proudění je základním požadavkem použitelnosti metody, protože jedině tak může dojít k požadovanému dokonalému promísení roztoku v toku. Vytyčené dva profily musí být dostatečně vzdálené, aby došlo k řádnému promísení (obr.5-36).

Obr.5-36 Měření průtoku směšovací metodou Roztok se dávkuje konstantním množstvím, např. Mariottovou lahví v horním profilu, v dolním se v určitých časových intervalech odebírají vzorky. Hledaný průtok určíme z bilance Q0  c0  q  c1  Q0  q   c 2 Q0 

Q0 q c0 c1 c2

-

c 2  c1 q c0  c 2

(5.7.5.1-1) (5.7.5.1-2)

hledaný průtok sekundové množství soli rovnoměrně dávkované v roztoku do toku původní koncentrace soli v toku koncentrace solí v dávkovaném roztoku výsledná koncentrace soli v dolním profilu, (konstantní, maximální) 94

Vzorky roztoku se zpracovávají např. titrací. Metoda dává přesné výsledky právě na bystřinách, kde hydrometrickou vrtulí nemůže z již vzpomínaného důvodu použít. Nevýhodou způsobu je poměrně velká spotřeba chemikálie, obtíže s dopravou zpravidla velké nádoby a hlavně časově náročná instalace zařízení, zajišťujícího rovnoměrné dávkování roztoku. 5.7.5.2 Integrační metoda

U integrační metody postupujeme tak, že v horním profilu se uprostřed toku vlije do vody najednou určité množství solného roztoku a v dolním je měřena v závislosti na čase poměrná elektrická vodivost. Zde se využívá toho, že se zvýšením koncentrace iontů se zvyšuje elektrická vodivost říční vody. U daného způsobu se tedy měření koncentrace převádí na měření elektrické vodivosti (obr.5-37). Ze získaného grafického záznamu lze Q vypočítat z výrazu Q

V1 P S

-

V1  P S

(5.7.5.2-1)

objem solného roztoku vlitého do toku výpočtová vodivost roztoku, vyjádřená v promilích (‰) plocha, vypočtená podle výrazu S  t   P

Δt

P -

(5.7.5.2-2)

interval v (s), ve kterých byly vodivosti odečítány součet pořadnic

Obr.5-37 Výpočet průtoku integrační metodou Naznačeným způsobem se měří průtoky do 5 m3/s např. přístrojem IRV-52. Kromě přístroje patří do soupravy 2 desetilitrová vědra, pipetka obsahu 1 cm3 a dva měrné sudy obsahu 60 l až 70 l. Měrná vědra slouží k vylévání roztoku do toku a pro zředění roztoku v poměru 1:10 000. Roztok této koncentrace slouží pro určení výpočtové vodivosti roztoku P. Na vybraném úseku se vyznačí dva profily, jejichž odlehlost je závislá na charakteru a šířce toku. Pro bystřiny se značnou turbulencí proudu je vzdálenost profilů při šířce toku B < 10 m kolem 75 m až 150 m, při šířce toku 20 m až 50 m je úsek dlouhý 250 m až 500 m. Na tocích s menší turbulencí dělají odpovídající vzdálenosti 150 m až 200 m a 500 m až 1 000 m. Celkové množství roztoku se volí tak, aby na 1 m3/s průtoku v řece připadalo kolem 1 kg až 2 kg povařené soli a aby byla jeho koncentrace 2 kg až 3 kg na 10 l vody. Ani

95

u tohoto způsobu není třeba znát, podobně jako u metody směšovací, velikost průtočného průřezu. 5.7.5.3 Rychlostní metoda

U metody rychlostní také vléváme do toku solný roztok najednou. Tentokrát ale ve dvou profilech toku, vhodně vzdálených od sebe, měříme vodivost v závislosti na čase. Obdržíme záznamy, ze kterých můžeme určit dobu t podle obr.5-38. Ze známé hodnoty l a t vypočteme průměrnou průřezovou rychlost v = l/t, takže z rovnice kontinuity můžeme určit průtok Q = S·v. Tento způsob je tedy použitelný jenom tam, kde můžeme určit přesně plochu průtočného průřezu, např. sondováním. Třeba poznamenat, že v současné době se v hydrologii jako indikátoru (stopovače) používají kromě stabilních chemikálií i radionuklidy. Samozřejmě, že se při měření používají takové látky a v takové koncentraci, aby životnímu prostředí neškodily.

Obr.5-38 Měření průtoku rychlostní metodou

5.7.6 Určení průtoku metodami známými z hydrauliky 5.7.6.1 Měření průtoku nádobou s otvorem ve dně

V hydrologii měříme malé průtoky (např. vydatnost malých pramenů) velmi přesně nádobami s otvorem (případně otvory) ve dně (obr.5-39). Nádoba má zpravidla několik ostrohranných kruhových otvorů různého průměru rozmístěných tak, aby se navzájem negativně příliš neovlivňovaly. Kapacita jednotlivých otvorů i jejich kombinací se zjistí v laboratoři. V terénu při měření vyhledáme takovou kombinaci otvorů, aby ustálená hladina byla co nejvýše, čímž dosáhneme nejvyšší přesnosti. Pro výtok kruhovým otvorem ve dně nádoby platí Q   S 2 g h

µ S h

-

(5.7.6.1-1)

výtokový součinitel plocha otvoru převýšení hladiny nade dnem 96

Obr.5-39 Měření protoku otvorem ve dně nádoby 5.7.6.2 Měření průtoku přelivy Měření přelivy se v hydrologii používá na výzkumných povodích, zpravidla malé rozlohy, pro přesné, kontinuální měření průtoků v jejich uzávěrových profilech. Podle očekávaného rozsahu průtoků se používají přelivy různých typů, nejčastěji to však jsou přelivy obdélníkové s ostrou hranou bez, nebo s boční kontrakcí.. Stavebně je třeba objekt i přilehlé úseky toku upravit tak, aby ani za vysokých průtoků nedocházelo k obtékání vody po stranách a úniku vody dnem a svahy koryta. Je třeba zajistit, aby pokud možno objekt hydraulicky fungoval tak, aby v celém rozsahu očekávaných průtoků šlo o přepad dokonalý, neovlivňovaný spodní vodou. Kromě toho musí být stabilizace jevu zajištěna dokonalým zavzdušněním prostoru pod přepadovým.

Obr.5-40 Bazinův přeliv (převzato : http://hydraulika.fsv.cvut.cz/Hydraulika/Predmety/HY2V/ke_stazeni/prednasky/HY2V_06_Prepady.pdf)

Pro obdélníkový přeliv bez boční kontrakce – Bazinův přeliv (obr.5-40) platí Q  m  b 2  g  h3/ 2

(5.7.6.2-1)

2  h   0,003      m   0,405   1  0,55 h  h  s1      

(5.7.6.2-2)

kde

Pro přepadové množství na přelivu obdélníkovém s boční kontrakcí - přeliv Ponceletův (obr.5-41) platí vztah Q  mb  b  2 g  h

3

2

97

(5.7.6.2-3)

kde  S  0,003 b    mb  0,405   0,03  1    1  0,55   h  B     S0

S S0 h,b,B,s1 -

  

2

  

(5.7.6.2-4)

průtočný průřez ve výřezu průtočný průřez přívodního žlabu parametry objektu podle obr.5-41

Přepadový součinitelé m, mb, počítaní podle uvedených vzorců zahrnují v sobě vliv přítokové rychlosti v0 .

Obr.5-41 Ponceletův přeliv (převzato : http://hydraulika.fsv.cvut.cz/Hydraulika/Predmety/HY2V/ke_stazeni/prednasky/HY2V_06_Prepady.pdf)

Pro měření menších průtoků jsou vhodnější přelivy trolúhelníkové (obr.5-42).

Obr.5-42 Trojúhelníkový přeliv a) a přeliv Thomsonův b) (převzato : http://hydraulika.fsv.cvut.cz/Hydraulika/Predmety/HY2V/ke_stazeni/prednasky/HY2V_06_Prepady.pdf)

Tyto přelivy jsou při měření malých průtoků v porovnání s přelivy obdélníkovými přesnější. Malý průtok totiž přepadá větší přepadovou výškou, takže chyba vzniklá ne zcela přesným odečtením výšky (v uklidňovací komoře nedochází zcela k uklidnění hladiny) je procentuálně malá. Pro výpočet průtoku platí Q  mt  2 g  tg

 2

h

5

2

(5.7.6.2-5)

pro α = 90° dostáváme přeliv Thomsonův, u kterého tg α/2 = 1, mt = 0,316 takže

Q  1,4  h

5

(5.7.6.2-6)

2

98

5.7.6.3 Určení průtoků z rozdílu tlakových výšek

Do této kategorie způsobů měření průtoků patří použití uzavřeného a otevřeného venturimetru. Pro uzavřený venturimetr (obr.5-43), používaný pro měření průtoku v tlakovém potrubí platí výraz Q   v S 2  2 gh

kde

v  ξ m

α

-

(5.7.6.3-1)



(5.7.6.3-2)

 1  m 2 

součinitel ztrát

S2 S1

S1 - průtočný průřez potrubí v nezúžené části S2 - průtočný průřez v místě největšího zúžení přepočítávací faktor mezi tlakem a rychlostí h 

p1, p2 -

p1  p 2 v 2  v12   2 2g g

(5.7.6.3-3)

tlaková výška v odpovídajících průřezech.

Obr.5-43 Venturiho trubice (uzavřený venturimetr) (převzato : http://fo.cuni.cz/texty/kapaliny.pdf)

V hydrologické, obecněji vodohospodářské praxi, se téhož principu využívá i pro měření průtoků v otevřených kanálech, tzv. otevřenými venturimetry (Venturiho žlaby) (obr.5-44).

Obr.5-44 Venturiho žlab (otevřený venturimetr)

99

Zde se zúžení proudu dosahuje prahem ve dně, zúžením původní šířky žlabu nebo kombinací obou způsobů. V místě zúžení vznikne velká rychlost, původní hloubka h1 se zmenší v tomto místě na h2, původní říční proudění přejde na kritické a dále na bystřinné. Za místem zúžení se žlab opět rozšiřuje na původní šířku. Na konci rozšířené části dojde, tentokrát skokem, ke změně pohybu bystřinného na říční. Je-li h3 > h2, jedná se o výtok zatopený, takže platí : Q    b2  h2  2 g h1  h2 



-

(5.7.6.3-4)

součinitel vyjadřující odpory proti proudění

V případě, že h3 < h2, výtok je nezatopený, neovlivněný dolní vodou, takže voda proudí s vynaložením minima měrné energie. Pohyb je kritický, h2 je hloubka kritická. Q

h 2    b2  h2  2 g 2 3 3

(5.7.6.3-5)

Zvláštní úpravou dna vznikne tzv. Parshallův žlab (obr.5-45), který pracuje na stejném principu. Průtoková část žlabu se zužuje a je vodorovná, hrdlo přechází hranou do sklonu ve směru průtoku. Rozšiřujíci se část má opačný sklon dna ve směru průtoku. Bočni stěny žlabu jsou svislé a kolmé na dno. Výšky hl a h2, příp. pouze hl se měří v uklidňovacích šachticích, příp. se přes plovák zapisují registračním přístrojem. Používají se ke kontinuálnímu měření průtoků (užívané jsou hlavně na čistirnách odpadních vod).

Obr.5-45 Parschallův žlab

5.7.7 Určení průtoku empirickými vzorci Nejdříve si připomeňme základní rozdělení pohybu vody z hlediska hydraulického 1. pohyb neustálený (nepermanentní, nestacionární).

Pro tento druh proudění platí Q  konst.

(5.7.7-1a)

dQ 0 dt

(5.7.7-1b)

  u  u  x , y , z , t  , u x  f 1  x, y , z , t  , u y  f 2  x , y , z , t  , u z  f 3  x, y , z , t 

100

 u x u y  u z   0 x y z

(5.7.7-2a)

  Q    S   0 l t

(5.7.7-2b)

2. pohyb ustálený (permanentní, stacionární) je takový, u kterého se, na rozdíl od předchozího případu, základní charakteristiky pohybu s časem nemění. Zde platí

Q  konst.

(5.7.7-3a)

dQ 0 dt

(5.7.7-3b)

  u  u  x , y , z  , u x  f 1  x , y , z  , u y  f 2  x, y , z  , u z  f 3  x, y , z 

u y u x u z   Q  0 , =0 0 , 0 , t t t l

(5.7.7-4a,b,c,d)

Tento pohyb lze rozdělit na a. rovnoměrný 1. rovnoměrně zrychlený 2. rovnoměrně zpomalený b. nerovnoměrný V profilu přirozeného toku se průtok prakticky neustále mění v závislosti na čase. Pro tento neustálený pohyb platí obecná rovnice spojitosti, napsaná pro proud konečné velikosti

  Q    S   0 l t

(5.7.7-5)

Poněvadž prakticky ve všech úlohách hydrologie lze malou stlačitelnost vody zanedbat a pokládat ρ = konst., přejde vzorec na tvar

Q S  0 l t

(5.7.7-6)

Zvlášť výrazným neustáleným pohybem je proudění vody za povodně, kdy se průtok Q s časem velmi rychle mění, mnohdy ve značném rozsahu. Pro ustálený pohyb odpadá výraz δQ/δl=0, což znamená, že průtok Q je konstantní. Tuto skutečnost lze vyjádřit i ve tvaru Q  v1  S1  v 2  S 2  vi  S i

(5.7.7-7)

Výraz δQ/δl = 0 znamená, že změna průtoku po délce toku je nulová. Platí tedy přesně jen pro kanál, u kterého po jeho délce nedochází ke změně průtoku, způsobené přítokem (ať už koncentrovaným nebo nekoncentrovaným), únikem vody do břehů, dna apod. U přirozených toků víme, že směrem po proudu průměrná vodnost řek zpravidla stoupá díky soustředěnému i nesoustředěnému přítoku vody do koryta recipientu. Pro kratší úseky je však tato změna zpravidla zanedbatelná. Pokud by byl úsek koryta prizmatický, s jednotným sklonem a drsností, vznikne za ustáleného proudění pohyb rovnoměrný, pro který platí dv/dl = 0. V opačném případě 101

hovoříme o pohybu nerovnoměrném, a to podle okolností zpomaleném (např. nad jezem), nebo zrychleném (např. nad stupněm ve dně). Z uvedeného plyne, že u přirozených toků se s pohybem rovnoměrným ustáleným setkáváme zřídka. Přesto lze mnohdy vhodným výběrem úseku a dostatečně krátkého časového intervalu alespoň přibližně pohyb v toku považovat za rovnoměrný a tak pro výpočet průtoku Q použít empirických vzorců, platných pro tento pohyb. Víme, že pro tento pohyb rovnoměrný ustálený, v kvadratickém pásmu odporů, platí v r. 1775 Chézym odvozená rovnice v  C  RI

(5.7.7-8)

v - průměrná průřezová rychlost C - Chézyho rychlostní součinitel R - hydraulický poloměr, R = S/O O - omočený obvod průtočného průřezu S I - podélný sklon hladiny (nivelity dna, čáry mechanické energie) Vzorců pro výpočet rychlostního součinitele je celá řada. Za jeden z nejspolehlivějších se pokládá vzorec Pavlovského s proměnlivým exponentem y =f(n,R), jenž byl odvozen v r.1925 na základě rozsáhlého empirického materiálu. C

1 y R n

(5.7.7-9)

y  2,5  n  0,13  0,75  R



n  0,10



(5.7.7-10)

Výraz platí v mezích 0,1 m < R < 3,0 m, hodnotu exponentu y lze nahradit s menší chybou y  1,5  n

pro R < 1 m

(5.7.7-11)

y  1,3  n

pro R > 1 m

(5.7.7-12)

Manning (1890) udává 2

v

1

1 3 2 R I n

(5.7.7-13)

1

1 C   R6 n

(5.7.7-14)

Vidíme, že Manningův vzorec je zvláštním případem vzorce Pavlovského, ve kterém je y = 1/6. Ve vodohospodářské praxi používáme rychlostních vzorců při projekci, např. při návrhu zavlažovacího nebo odvodňovacího kanálu, v úpravách toků při návrhu nového koryta apod. V hydrologii rychlostními vzorci řešíme zpravidla dvojí typ úloh 1. Máme určit průtok Q, známe-li průběh hladiny, např. ze zanechaných stop po povodni. 2. Pro známý průtok určujeme úroveň hladiny pro daný stav koryta nebo pro stav budoucí, odpovídající zamýšleným zásahům (regulační úpravy, stavba mostu s mostními pilíři v korytě apod.).

102

Při používání Chézyho rovnice si musíme být vědomi toho, že byla odvozena za předpokladu rovnoměrného pohybu. V přirozených tocích však zpravidla jde, v případě konstantního průtoku, o pohyb nerovnoměrný. Abychom obdrželi i přesto dobré výsledky, musíme správně postupovat, tedy vhodně volit výpočtový úsek toku, správně určit průběh a sklon hladiny, příčné profily, omočené obvody a hydraulický poloměr pro každý z profilů. V neposlední řadě musíme správně odhadnout stupeň drsnosti n, což je věc obtížná, málokdy se nám u přirozeného toku podaří postihnout skutečné drsnostní podmínky. Volba výpočtového úseku : Pokud si můžeme volit, vybereme takový, aby byl alespoň přibližně splněn předpoklad rovnoměrného pohybu. Bude jím úsek přímkový s příčnými profily málo se lišícími, s konstantním sklonem nivelity dna a stejnou drsností. Tam, kde je úsek dán a nevyhovuje uvedeným podmínkám, dělíme úsek na krátké dílčí části, ve kterých lze předpokládat rovnoměrné proudění. Příčné profily volíme nejlépe ve volném úseku, kde proudění není výrazněji ovlivněno nějakou překážkou, se soustředěným průtokem a pravidelným rozdělením. Přesné určení plochy průtočného průřezu, omočeného obvodu je závislé na pečlivosti sondování. Plocha průřezu se určuje nejčastěji planimetrováním po vynesení profilu v převýšeném nebo nepřevýšeném měřítku. Omočený obvod lze zjistit odpichovátkem vhodného rozevření při nepřevýšeném měřítku. Pro dostatečně široké toky (B > yp, kde yp je průměrná hloubka) lze hydraulický poloměr brát R ~ yp. Určení sklonu působí často potíže, neboť vlivem zakřivení tratě nebývá úroveň hladiny při obou březích stejná. Lomy v nivelitě dna, změny příčných profilů atd. způsobují, že hladina nemá v podélném směru jednotný sklon. Proto není správné zjišťovat sklon hladiny v příliš krátkém úseku. Jako nejvhodnější se jeví postup, kdy zjistíme výškové úrovně hladin hi ve zvoleném úseku koryta, ty vyneseme do podélného profilu a výpočtový sklon hladiny určíme vyrovnáním např. metodou minima čtverců. Stupeň drsnosti n rozhoduje o správnosti výsledku. Zde znovu připomeňme, že stupeň drsnosti n vyjadřuje svou hodnotou celkové odpory proti proudění v celém úseku uvažovaného toku. Postihnout tyto celkové odpory proti pohybu je někdy z mnoha příčin velmi obtížné. Především víme, že volba stupně drsnosti z tabulek je v podstatě odhadem, který se málokdy shoduje se skutečností. Platí to zvláště u toků přirozených. Problém odhadu komplikuje ještě ta skutečnost, že stupeň drsnosti je v daném úseku obecně proměnlivý a závislý na mnoha faktorech. Tak např. pro některé úseky toků bychom zjistili, že stupeň drsnosti n se mění v závislosti na ročním období - v průběhu teplejší části roku dochází k postupnému zarůstání koryta a tak ke zvětšování odporů. Podobně odpory vzrůstají v období velkých průtoků, kde je voda zatížená plaveninami a po dně se pohybuje velké množství splavenin. Tak je např. znám údaj, získaný z měření na bystřinách, že rychlosti jsou za pohybu plavenin 1,5 až 1,95krát menší než u průtoku, kdy k pohybu splavenin nedošlo. Ke změně n jako časově závislé veličině dochází také proto, že granulometrické složení vrchní vrstvy dna po proběhnutí povodňové vlny úsekem je mnohdy radikálně odlišné od předchozího stavu nízkého průtoku. V průběhu povodně je krycí vrstva postupně odnášena, při poklesu průtoku se usazují splaveniny většího zrna. Kromě toho dochází ke změnám v průběhu nivelity dna a změnám průtočných průřezů, zvláště, je-li vytvořeno v aluviálních náplavech. Z uvedeného plyne, že v závažných případech je lépe stupeň drsnosti n vypočítat. Postupujeme tak, že v daném nebo blízkém místě určíme přesně průtok (hydrometrováním), dále průměrné veličiny I, Sp, Op, Hp a některým z nových vzorců, platných pro přirozená koryta, zpětně stupeň n jako jedinou neznámou v rovnici vypočítáme. Takto vyčíslený stupeň drsnosti přisoudíme výpočtovému úseku pro odpovídající vodní stav (úroveň hladiny).

103

V případě, že potřebujeme určit průtok ze zanechaných stop (vycházející mimo ověřený rozsah platnosti konzumční křivky vodoměrného profilu) je výhodné vynést jednotlivé prvky, vystupující v Chézyho rovnici, v závislosti na vodním stavu h. Takto můžeme extrapolovat jednotlivé křivky a vypočítat spolehlivěji hledanou hodnotu Q.

5.8 Konzumční křivka, vyhodnocení průměrných průtoků Abychom mohli pro jakýkoli vodní stav, pozorovaný ve vodočetném profilu, určit odpovídající průtok Q, sestrojujeme konzumční křivku (měrnou křivku průtokovou). Ta je v hydrologii, na rozdíl od hydrauliky, nejčastěji závislostí průtoku na vodním stavu. Sestrojíme ji tak, že přesným způsobem (nejčastěji hydrometrováním), určíme pro různé vodní stavy za setrvalé hladiny odpovídající průtoky. Obdržíme tak po mnohdy poměrně dlouhé době větší počet bodů, které vhodným způsobem vyrovnáme. Křivka má zpravidla tvar obecné paraboly (obr.5-46), takže může být analyticky vyjádřena např. výrazem Q  a H  b 

m

(5.8-1)

Jestliže jsme jednotlivá měření provedli v časovém období, ve kterém nedošlo k výraznějším změnám charakteristik koryta (změna nivelity dna, příčných profilů, drsnosti apod.), rozptyl bodů bude minimální a vyrovnávající křivka bude určovat jednoznačně vztah mezi průtoky a vodními stavy. Takto určená křivka je základní pomůckou pro odvozování průměrných denních průtoků Qd z čáry vodních stavů h = f(t), jakožto prvků, dobře okamžitě měřitelných a vykazujících dobrý korelační vztah s průtoky. Konzumční křivka může být v obecném případě nejednoznačná a to i tehdy, když jsou charakteristiky koryta konstantní, neměnné. Nejednoznačnost vztahu v daném profilu pozorujeme a) za nestacionárního pohybu b) za situace, kdy je profil v dosahu vzdutí, způsobeného umělou stavbou (jezem, hrází), velkými průtoky na přítoku apod. První případ je velmi dobře patrný při průchodu větší povodňové vlny profilem. Pokud bychom byli schopni měřit v průběhu povodňové vlny okamžité průtoky v závislosti na čase, zjistili bychom po vynesení odpovídajících si dvojic průtoků a vodních stavů, že konzumční křivka má pro daný profil charakter smyčky. Z ní je patrné, že určitému vodnímu stavu lze přiřadit ne jednu, ale dvě rozdílné hodnoty průtoku. Je to proto, že sklony hladiny jsou na čele a zádi povodňové vlny (pro stejné H) různé. Průtok Q2 > Q1 přísluší čelu vlny, kde lze pozorovat větší sklon hladiny, Q1 odpovídá zádi povodňové vlny s menším sklonem hladiny. Z obr.5-47 je patrné, že maximálnímu průtoku Qmax neodpovídá maximální vodní stav. Při průchodu povodňové vlny profilem pozorujeme tento časový sled jednotlivých charakteristik : nejdříve dosáhne svého maxima sklon hladiny I, poté pozorujeme vmax, následně Qmax a nakonec Hmax. Jestliže tedy hydrolog v přírodě vychází po proběhnuté povodňové vlně při dostatečném určování kulminačního průtoku ze zanechaných stop, musí si být vědom toho, že zanechané stopy (trsy trávy, papíry, hadry či igelitové cáry nejvýše zachycené na stromech a keřích) odpovídají maximální úrovni hladiny, ne maximálnímu průtoku. Ten byl dosažen nějakou dobu před okamžikem kulminace hladiny. I z této skutečnosti pak plynou nejistoty při určování kulminačního průtoku z dostatečné rekognoskace a měření terénu ze zanechaných povodňových stop.

104

Obr.5-46 Konzumční křivka

Obr.5-47 Smyčkovitý tvar konzumční křivky Další příčinou nejednoznačnosti vztahu Q = f(h) je vzdutí hladiny. Poměrně jednoduchým případem je přirozená změna sklonu a úrovně hladiny v recipientu, způsobená velkými průtoky přítoku, ústícího pod vodoměrnou stanicí A. V profilu A na recipientu můžeme pozorovat vysokou úroveň hladiny díky velkému průtoku na hlavním toku; téže výšky hladiny však může být dosaženo velkým zpětným vzedmutím způsobeným velkými průtoky na přítoku, přičemž průtok na samotném hlavním toku je malý. Abychom v profilu A mohli určovat průtoky pro různé hodnoty vzdutí, instalujeme pomocný vodočet v blízkosti soutoku v profilu B. Nyní pro současně odečítané vodní stavy v profilu A i B určujeme hydrometrováním průtoky v profilu A. Z takto získaných údajů sestrojíme systém křivek, ze kterých můžeme odečítat průtoky v profilu A ze známého vodního stavu téhož profilu a velikosti vzdutí, daného vodním stavem v profilu B (obr. 5-48). Dejme tomu, že v profilu A máme hladinu na konstantní úrovni. V dolním profilu pomocného vodočtu je jednou hladina na takové úrovni, že spád je roven h1, v druhém 105

případě je roven h2. Odpovídající průtoky označíme Q1, Q2, vzdálenost mezi profily je L, potom platí S C RI 1 Q1 v1 S1   1  Q2 v 2 S 2 S1C RI 2

h1 h2

(5.8-1)

takže Q1 h1



Q2 h2

z

Q2  z h2

(5.8-2a) (5.8-2b)

Obr.5-48 Určení vztahu Q = f(h) v úseku vzdutí Rovnice 5.8-2a,b udává tedy způsob, jak z průtoku Q1 (zjištěno z průtoku hydrometrováním v profilu A) a změřeného spádu h1 můžeme určit průtoky odpovídající témuž vodnímu stavu, ale rozdílným hodnotám vzdutí. Často potřebujeme sestrojit měrnou křivku průtokovou v jiném profilu, např. v místě budoucího projektovaného díla. Za tímto účelem je nutno v tomto profilu instalovat vodočet a sestrojit vodočetný vztah. Pokud není mezi profily výraznější přítok, můžeme odpovídajícím vodním stavům přisoudit i stejné průtoky. Jinak musíme pro několik různých vodních stavů hydrometrováním zjistit průtoky v obou místech a odvodit přepočítací koeficient. Již bylo řečeno, že konzumční křivka Q = f(h) nám slouží pro převod čáry h = f(t) na Q = f(t) a tak k určení základních charakteristik, jakými jsou Qd, Qm a Qr (průměrný denní, průměrný měsíční a průměrný roční průtok). Změna hydraulických charakteristik koryta způsobuje přirozeně i změnu konzumční křivky, popisující vztah mezi Q a h. Obecně jde o změnu sklonu dna, drsnostních poměrů a změny geometrických charakteristik příčného profilu. Tyto změny mohou být buď trvalé, působící v jednom smyslu (např. neustálé zanášení výústních tratí), nebo dočasné, u který se smysl působení postupem času mění (střídavé vymílání a zanášení koryta v úseku toku apod.). Z uvedených důvodů je zřejmé, že konzumční křivku 106

musíme zpravidla vždy považovat za vztah dočasně platný. Platnost v minulosti odvozené konzumční křivky je třeba neustále kontrolovat hydrometrickým měřením a pokud je třeba, konstruovat nové. Tato činnost je jednou z nejzávažnějších úloh hydrometeorologické služby. V místech, kde je úsek toku stabilizován (např. úpravou břehů a dna dlažbou) často nejvýraznější změnou, pozorovanou v úseku přilehlém vodočetnému profilu, je změna drsnosti, způsobená vegetací. Vliv postupného zarůstání koryta v průběhu toku, kdy se střídají roční období (a tak i podmínky pro vzrůst a vývoj vodních a břehových rostlin a vegetace), na průtoky, může být vyjádřen třeba tak, že se vykreslí konsumční křivky pro období vegetační a mimovegetační a průtoky vyhodnocujeme v mezích těchto křivek podle stupně zárůstu, nebo vykreslíme chronologický průběh hodnot Qzárůst/Q a příslušnými součiniteli násobíme průtoky, odečítané pro daný stav z konzumční křivky, odvozené z období mimovegetačního. Podobným způsobem lze vyhodnocovat i průtoky v zimním období, kdy sice hladina nezamrzla, ale tvorba ledu a plovoucí led působí odpory proti pohybu a tak je při daném vodním stavu průtok menší.

5.8.1. Vyhodnocení průměrných průtoků Funkce Q = f(t), vyjadřující časový průběh průtoků v nějakém profilu určitého toku je funkcí spojitou. Abychom mohli zpracovat pozorované průtoky statistickými metodami, je třeba tuto spojitou funkci nahradit diskrétními hodnotami, řadou průměrných hodnot průtoků QΔt. Obecně platí, že průměrné hodnoty se určují pro určitá období (Δt = den, týden dekáda, měsíc, rok, dlouhodobé období řady let) tak, aby proteklé množství bylo stejné jako podle skutečného průběhu, kdy se průtoky měnily v čase podle vzpomínané spojité funkce. Průměrné denní průtoky Qd se určují v podstatě dvojím způsobem

a) Z platné konzumční křivky se určí průtok, jenž odpovídá průměrnému dennímu vodnímu stavu - k tomuto stavu zjištěný průtok se považuje za průměrný denní průtok. Tento způsob výpočtu Qd je použitelný pouze v případech, kdy se vodní stav v průběhu dne měnil nevýrazně, v opačném případě vypočtená hodnota bude zatížena chybou, úměrnou stupni rozkolísanosti vodních stavů v průběhu dne. b) Z platné konzumční křivky se určí průtoky Qi, odpovídající všem pozorovaným vodním stavům hi, určeným na vodočtu (nebo vodním stavům odečítaným v určitých intervalech ze spojitého záznamu limnigarfu). Průměrná hodnota těchto Qi dá hodnotu průměrného denního průtoku Qd. Ten lze určit také tak, že čáru h = f(t), kterou poskytne limnigraf nebo ji získáme spojením bodů z termínovaného odečítání vodních stavů na vodočtu, překreslíme pomocí konzumční křivky na čáru Q = f(t) a v ní vykreslíme v rozmezí jednotlivých dnů vodorovné úsečky v takové úrovni, aby byla splněna podmínka rovnosti ploch (tj. proteklých množství za daný den) obdržíme tak velmi přehlednou stupňovitou čáru průběhu průměrných denních průtoků Qd = f(t) (obr.5-49). Z hodnot Qd jednotlivých měsíců dále odvozujeme průměrné měsíční průtoky Qm (sečtením denních průtoků a dělením počtem dní v měsíci) a podobně i průměrné roční průtoky Qr či dokonce dlouhodobý průměrný průtok Qa za dlouholeté období. Průměrný roční průtok může být určen i jako vážený průměr z průměrných měsíčních průtoků s uvážením rozdílného počtu dní v jednotlivých měsících. Čára průtoků (hydrogram průtoků) je velmi jednoduchou a názornou pomůckou pro porovnání průběhu a rozdělení vodnosti toků. Kromě průměru, jehož přibližnou hodnotu lze odhadnout z grafu i od oka, ukazuje jak velikost, tak i okamžik výskytu extrémních hodnot. Plocha omezená čárou průtoků a pořadnicemi vymezujícími zkoumané období udává v určitém měřítku proteklé množství a po uvedení na půdnici (rovnou období zpracování) určuje i průměrný průtok tohoto období. Tímto způsobem lze určit různé průměry jakými

107

jsou nejčastěji např. průměr denní, týdenní, dekádní, měsíční, sezónní, roční a víceletý. Uvedené hodnoty jsou v současné době vyhodnocovány počítači a na paměťových médiích uloženy pro další použití. Základní charakteristiky vodního režimu z jednotlivých profilů vycházejí tiskem v tzv. ročenkách ČHMÚ.

Obr.5-49 Určení Qd z čáry h = f(t)

5.9 Extrémní průtoky Maximální a minimální průtoky jsou jedny z nejdůležitějších charakteristik hydrologického režimu toku. Správným návrhem vodního díla je třeba zajistit jeho spolehlivou funkci jak v období maximálních, tak i minimálních průtoků. Mnohá opatření, jako např. výstavba nádrží, podélných ochranných hrází, úpravy toku zajišťující větší kapacitu koryta apod., mají zamezit, nebo alespoň omezit škody, které vznikají v období vysokých průtoků nebo za povodní. Nízké průtoky také znamenají nebezpečí, především může v tomto období vzrůst nad přípustnou mez koncentrace znečištění a tak se značně snížit samočistící schopnost toku. Za minimálních průtoků mohou být mnohé funkce toku výrazně narušeny, např. může být omezena plavba, odběry vody pro závlahy apod. Z uvedeného plyne, že je třeba studiu režimu extrémních průtoků věnovat mimořádnou pozornost.

5.9.1 Maximální průtoky, základní pojmy Představme si, že silný déšť poměrně krátkého trvání avšak velké intenzity zasáhne malé povodí. Jestliže budou příznivě spolupůsobit další faktory, mající vliv na proces odtoku, můžeme na toku pozorovat velmi rychlé zvyšování vodní hladiny, vyvolané zvětšováním průtoků. Zde zdůrazněme, že stoupání hladiny může být vyvoláno i jiným způsobem - ucpáním koryta ledovou bariérou (ledový útvar, vznikající nahromaděním ledových ker v příčném profilu, způsobující vzdutí vodní hladiny), ucpáním určitého místa na toku velkými splaveninami, sesuvem vysokých břehů apod. V takovém případě vylití vod z břehů a velké záplavy přilehlých pozemků a s tím spojené velké škody nejsou způsobeny zvětšením průtoků – proto takto vzniklé povodně neuvažujeme a ze zpracování kulminačních průtoků musí být vyloučeny. Jestliže je vzrůst kulminačních průtoků značný a dosažený kulminační průtok je mimořádného významu, říkáme, že se vytvořila povodňová vlna, což je průtoková vlna s charakterem povodně. Na tomto místě si vysvětleme některé potřebné pojmy. 108

Pod pojmem průtoková vlna rozumíme 1. přechodné zvětšení a následný pokles průtoků a vodních stavů vyvolaný dešti, táním sněhu nebo umělým zásahem 2. časový průběh jevu podle bodu 1 v určitém profilu toku, znázorňuje se nejčastěji graficky 3. okamžitý stav jevu v podélném profilu toku koryta, znázorňuje se rovněž graficky (zobrazení např. průběhu vodní hladiny v určitém úseku koryta odpovídající danému okamžiku) Pod pojmem povodeň podle ČSN 736511 rozumíme výrazné zvýšení hladiny toku, způsobené zvětšením průtoku nebo dočasným zmenšením průtočnosti koryta (třeba ledovou zácpou). Zpravidla tento jev působí v některých úsecích toku hospodářské škody, odstupňované podle stupně vybudované ochrany. Podle příčiny vzniku povodně rozeznáváme povodně dešťové, sněhové a smíšené. Povodňová vlna je dostatečně charakterizována

 objemem, který hraje rozhodující úlohu pro určení potřebného prostoru retenční nádrže  kulminačním průtokem - při dimenzování mostních profilů, přelivů hrází, propustků apod.  tvarem Abychom mohli správně dimenzovat stavby, jež mohou být ohroženy povodněmi, ochránit určité území před povodněmi, potřebujeme znát velikosti kulminačních průtoků různého hospodářského významu, velikosti tzv. N-letých průtoků, QN. Tato úloha, spočívající v určení hodnoty N-letého průtoku, je jednou z nejdůležitějších, ale také nejsložitějších úloh, se kterou se v hydrologii setkáváme. Obtížnost řešení je zvláště v posledních desetiletích zvyšována již pozorovanou, mnohdy radikální, změnou faktorů, jež mají zásadní vliv na vznik a průběh povodně. Máme-li vybudovat nějaké vodní dílo, je třeba z řady význačných kulminací vybrat tzv. výpočtový, návrhový průtok. Přirozeně, že tento výběr nemůže být libovolný, ale musí být dán nějakými pravidly. Podle u nás dříve platných směrnic a návodů se např. kladl požadavek, aby zařízení význačných vodohospodářských objektů byla dimenzována tak, aby byla schopna provést beze škod i tu největší známou povodeň. Navíc se vyžadovalo tzv. bezpečnostní převýšení, což je výška např. spodní hrany mostní konstrukce nad hladinou, odpovídající tomuto maximálnímu průtoku. Je přirozené, že uvedený způsob výběru návrhového průtoku měl vážné nedostatky. Byl především závislý na délce pozorování průtoků - v místech, kde systematická pozorování prováděna nebyla, dokonce jen na paměti svědků povodní, vyskytnuvších se v minulosti. Z toho plynulo, že tímto způsobem dimenzované objekty (např. propustky, mostní otvory apod.) násypového tělesa např. silničního nebo železničního spoje, překračujícího několik toků různé velikosti (potůčky, řeky, mohutné toky) neměly stejnou míru bezpečnosti. Navíc v některých případech se stejně nemohlo vyhovět uvedenému požadavku, protože dimenzovat objekty na mimořádně velké, a tedy vzácně se vyskytující katastrofální povodně, které se vyskytly v dávné minulosti a o jejichž velikosti jsme poučeni např. ze záznamů v kronikách, by bylo značně nehospodárné. Zatím nejobjektivnější způsob, jak hodnotit význam kulminačního průtoku, dává matematická statistika a počet pravděpodobnosti. Význam kulminačního průtoku (jeho velikosti) hodnotíme buď pravděpodobností, s jakou lze očekávat jev jeho dosažení nebo překročení (dáno procentem pravděpodobnosti překročení), nebo reciproční hodnotou této pravděpodobnosti, danou opakováním. Pracujeme potom s pojmy : kulminační průtok o pravděpodobnosti překročení 100 (50, 20, 1, 0.1) %, který je průtokem jednoletým (dvouletým, pětiletým, stoletým, tisíciletým). Pod pojmem např. padesátiletý, stoletý, obecně N-letý průtok si nesmíme představovat průtok, který se pravidelně vyskytne jednou v 50-ti, 100, N letech, že je to průtok, po jehož výskytu musí uplynout 50, 100, N let než se znovu 109

dostaví. Správně např. N-letý průtok QN chápeme jako takový průtok, který bude (je) dosažen nebo překročen v dlouhodobém průměru jednou za N let např. 100letý průtok bude pravděpodobně dosažen nebo překročen v 1000letém období asi 10krát, tedy v průměru jednou za 100 let. Přitom se přirozeně může stát, že v některých 100 letech se nevyskytne případ dosažení nebo překročení průtoku uvažované velikosti ani jednou, v jiném období 100 let se jev dosažení, případně překročení, průtoku odpovídající velikosti vyskytne i vícekrát. Hydrologická návrhová kritéria pro návrh, výstavbu a provoz vodohospodářských staveb, objektů a zařízení na tocích jsou stanovována orientačně a jsou doporučována v odborné literatuře nebo normách. ČHMÚ poskytuje projekčním organizacím údaje o charakteristikách povodňových vln, nejčastěji o Qmax s uvedením významu (vyjádřeným N-letostí, zpravidla o řadě N = 1, 2, 5, 20, 50, 100 let), někdy na vyžádání i odpovídající objem a tvar povodňové vlny. Z těchto údajů pak projektant vybere na základě ekonomické rozvahy povodeň návrhovou, případně kontrolní.

5.9.2 Minimální průtoky Tyto průtoky jsou na toku tím nižší, čím déle trvá období sucha a čím menší jsou zásoby podzemních vod na počátku tohoto suchého období. O režimu minimálních průtoků (tj. době výskytu, velikosti a trvání průtoků) rozhodují poměry geografické, geologické, poměry půdní, typ spojení koryta se zásobami podzemních vod apod. Výraznou roli hrají poměry klimatické, vegetační pokryv a čím dál výrazněji se uplatňuje činnost člověka (výstavba přehrad, čerpání podzemních vod, přílišné zahloubení koryta při úpravách toků apod.). Na povodích oblastí nepropustného flyšového podloží se vytvářejí nevelké zásoby podzemních vod - tím je celkový režim průtoků velmi nevyrovnaný, charakteristický v období sucha nízkými specifickými odtoky. Jinak je tomu u toků odvodňujících povodí s podložím složeným z vápencových hornin. V nížinách pozorujeme období nízkých průtoků zpravidla koncem léta a na podzim, kdy průtoky klesají až na nejmenší hodnoty z celého roku, na tzv. roční minimum. Na povodích horských oblastí se nízké průtoky pozorují koncem zimy v únoru, ve vyšších polohách ještě v březnu. Pro určení charakteristik potřebných pro vodohospodářskou činnost a popisujících režim malých průtoků, je třeba výsledky pozorování vodních stavů a průtoků z období malé vodnosti zpracovávat vhodnými metodami. Pokud je třeba, doplňujeme další informace údaji o hladinách podzemních vod v poříční zóně. Nízké průtoky jsou velmi citlivé na zásah člověka (např. krátkodobý odběr, zahrazení koryta apod.). Proto, ve snaze snížit pravděpodobnost vyhodnocování ovlivněných průtoků, nezpracováváme okamžitá nejnižší minima, ale průměrné denní průtoky. Mezi základní charakteristiky nízké vodnosti zahrnujeme 1. Absolutní minimální průtok - je nejnižší průměrný denní průtok, pozorovaný v dlouhém období. Co do pravděpodobnosti výskytu není blíže určen. Tato charakteristika je požadována při projektech staveb, sloužících pro zásobování vodou, zajišťujících čistotu vody v tocích apod. 2. Minimální průtok za zvolené období - je nejnižší průměrný denní průtok např. v konkrétním roce, sezóně, měsíci. Opět je extrémní hodnotou, bez přesnějšího určení významnosti, např. pravděpodobností překročení. 3. Průměrný minimální průtok za N-leté období pozorování - je průměr ročních minimálních průměrných denních průtoků za toto období

110

N

Qmin,a 

Q

min,i

1

(5.9.2-1)

N

Hodnota Qmin,a je základní charakteristikou statistického souboru řady minimálních průtoků jednotlivých let. Pro statistické zhodnocení významu jednotlivých Qmin,i je třeba určit další parametry, jako jsou cv a cs a sestrojit čáru překročení. 4. M-denní průtoky - sestrojením průměrné čáry překročení průměrných denních průtoků Qd můžeme při hodnocení významnosti minimálního průtoku používat údaje o M-dennosti průtoků. Tak např. průtok 364denní (značíme Q364d) je průtok s průměrnou pravděpodobností překročení 364 dnů v roce, což znamená, že v dlouhodobém průměru (v průměrném roce) bude v uvažovaném profilu průtok rovný nebo vyšší po 364 dnů a jen ve zbytku dnů bude průtok nižší než uvažovaná (odpovídající hodnota). Uvedeného pravděpodobnostního ocenění se ve vodohospodářské praxi často užívá. Tak např. určitý M-denní určuje minimální sekundové množství, které se, např. při odběrech, musí za každých okolností v toku ponechat pro zachování jeho samočisticí schopnosti. Zpravidla je tímto průtokem Q365d. 5. Doba trvání malých průtoků je rovněž důležitou charakteristikou. Závažnost situace z hlediska např. zásobování vodou, využití toku lodní dopravou apod. nepopisuje jenom samotná hodnota malého průtoku - ta závisí na také na době trvání, ve které uvedený průtok byl (nebo je, příp. bude) nedosažen. Právě touto dvojicí je např. definováno suché období jako období, kdy průtok klesne pod Q355d nepřetržitě po dobu alespoň 4 dnů. Z průměrné čáry překročení průměrných denních průtoků můžeme odečíst trvání průtoků nižších než určitá mez a pomocí tohoto trvání jako kritéria definovat malé průtoky. 6. Pravděpodobnost ocenění charakteristik malých vod (uvedených pod body 2, 4, 5) umožňuje posoudit stupeň jejich významnosti buď procentem nebo dobou překročení, případně dobou opakování, apod. Uvedené způsoby ocenění významu umožňují kvalifikovaně posoudit režim malých průtoků, správně ocenit vodohospodářské možnosti a způsoby využívání vodnosti toku. Určení minimálních průtoků N-letých (např. minimálních stoletých Qmin,100) se provádí obdobným způsobem jako zpracování kulminačních průtoků. Tentokrát ovšem prvek nejnižší bude mít pořadové číslo m = 1 a tomu odpovídající procento překročení. Seřazujeme tedy minima ve vzestupném pořadí. Průměrná čára překročení poskytuje svým tvarem velmi dobrou informaci o režimu rozdělení průměrných denních průtoků, tedy i o průtocích velmi malých. Uvedenou křivkou lze velmi jednoduše vyjádřit míru vyrovnanosti toku výpočtem hodnoty ψ



H 0  H 0 H0

(5.9.2-2)

5.9.3 Tvar a objem povodňových vln Pro řešení mnohých vodohospodářských úloh je třeba zkonstruovat povodňovou vlnu s kulminačním průtokem určitého hospodářského významu (vyjádřenou dobou opakování) a odpovídajícím objemem. Ze zákonitosti tvorby povodňových vln plyne, že jejich základna u horských toků je úzká, doba vzestupu průtokové vlny tvz je jenom o málo kratší než doba poklesu tp. Tvar vlny je v podstatě trojúhelníkový (obr.5-50). Na tocích nížinného charakteru 111

pozorujeme povodňové vlny se širokou základnou. Zde mají poklesové větve ve srovnání s větvemi poklesovými značně delší trvání Transformačním účinkem se základna vlny směrem po toku prodlužuje a není-li výraznějšího příspěvku na mezipovodí, dochází mnohdy ke zřetelnému snížení kulminačního průtoku. Potřebný ochranný prostor nádrže lze zjistit čarami objemů průtokových vln (též objemové čáry průtokových vln). Jsou to součtové čáry, kreslené od vrcholu vlny, které svými úsečkami určují objemy nad určitým zvoleným průtokem Qzv, rovným kapacitě přirozeného koryta, nebo koryta po úpravě toku pod profilem hráze. Objem nad tímto průtokem je tedy škodlivou částí povodně, která musí být v nádrži zachycena, pokud nechceme připustit rozlití vod pod hrází mimo koryto. Tyto objemy jsou členy souboru, jehož statistickým zpracováním můžeme sestrojit soustavu čar překročení a opakování objemů pro alternativně volená Qzv a z nich odvodit systém E křivek, umožňujících zjistit potřebný ochranný prostor nádrže, zajišťující při určité Qzv (považovaném za průtok neškodný) N-letou ochranu území pod přehradou.

Obr.5-50 Charakteristiky průtokové vlny

5.9.4 Hydrologické předpovědi vodních stavů a průtoků Hydrologická předpověď je vědecky zdůvodněné určení hydrologických prvků nebo jevů na určitou dobu dopředu. Předpovědi můžeme dělit podle různých hledisek. Tak např. podle jistoty výskytu předpovídaného prvku dělíme předpovědi na 1. předpovědi netermínované - sem patří určení N-letého průtoku (např. stoletého průtoku) matematicko-statistickými metodami. Přitom neudáváme datum výskytu hodnoty přepovídaného jevu. 2. předpovědi termínované - jsou takové, u kterých jev nutně musí nastat, neboť je důsledkem již pozorované příčiny

112

Proto lze kromě velikosti určovat i dobu výskytu předpovídaného jevu. Tyto přepovědi podle doby předstihu můžeme dále dělit na 1. krátkodobé předpovědi, u kterých je předstih předpovědi v rozmezí několika až asi 48 hodin (pod dobou předstihu předpovědi rozumíme dobu, která uplyne od okamžiku vydání předpovědi do okamžiku uskutečnění předpovídaného jevu). Sem patří hydrometrické předpovědi, jež jsou založeny na procesech probíhajících v říční síti a předpovědi hydrometeorologické, u kterých je možno předpovídat na základě znalostí základních procesů, odehrávajících se na zájmovém povodí. Metoda tendencí umožňuje na základě extrapolace průběhu vodního stavu a) předpovědět na určitou dobu dopředu pro tentýž protil vodní stav (a tím i průtok, známe-li v něm konzumční křivku). Uvedený způsob je použitelný jen.na větších tocích nížinného charakteru. Metoda odpovídajících si průtoků umožňuje na základě znalostí průtoků jedné nebo b) několika horních stanic předpovědět průtok ve stanici dolní (předpověďní), a to na určitou dobu dopředu 2. sezonní předpovědi - sem patří předpovědi objemu odtoku z tání sněhu, předpovědi nízkých průtoků, příp. objemů na základě výtokových čar apod. V dalším si uvedeme základní principy hydrometrických předpovědí, které ve vodním hospodářství hrají zvláště významnou roli.

5.9.5 Transformace povodňové vlny 5.9.5.1 Transformace prostorem

povodňové

vlny

v

nádrži

nevlastním

retenčním

Při průtoku povodňové vlny nádrží v důsledku dočasného zadržení určitého objemu vody v ní, pozorujeme v korytě bezprostředně pod hrází povodňovou vlnu jiného tvaru - základna bude delší, kulminační průtok naopak nižší než u vlny, která do nádrže vtékala. Tento transformační účinek nádrže je závislý na mnoha faktorech – na tvaru průtokové vlny (velikosti kulminace, objemu vlny), na počáteční úrovni hladiny v nádrži v okamžiku přítoku vlny do nádrže, na kapacitě a případné manipulaci vypouštěcího zařízení, na velikosti ochranného prostoru apod. Potřebujeme-li určit transformační účinek nádrže na určitou povodňovou vlnu, musíme úlohu řešit pro konkrétní případ a pro nejnepříznivější situaci. Úloha je zpravidla zadána tak, že máme dán průběh povodňové vlny Qp = f1(t) a hledáme pro danou nádrž čáru odtoku Q0 = f2(t). Za vlnu Qp = f1(t) vybíráme pozorovanou (nebo častěji konstruovanou) návrhovou povodňovou vlnu, která bude svými parametry, jako je objem a velikost kulminačního průtoku, z hlediska nádrže, zkoumaného transformačního účinku, nejnáročnější. Předpokládejme, že do nádrže přitéká sekundový přítok Qp, odtéká v téže sekundě Qo (Qo můžeme ještě rozdělit na Qo´´ - odtok základovými výpustěmi a na Qo´- sekundové množství, přepadající přes přelivy). Za nekonečně malý časový interval dt přiteče do nádrže objem Qp·dt a odteče Qo·dt. Rozdíl těchto objemů představuje změnu objemu v nádrži dV. Je-li Qp > Qo, potom dV znamená přírůst objemu, jenž se projeví stoupnutím hladin, při opačné relaci těchto hodnot zaznamenáme její pokles. Změnu objemu lze tedy vyjádřit výrazem dV  Q p  Qo dt  P  dh P dh

-

zatopená plocha (plocha hladiny) změna úrovně hladiny 113

(5.9.5.1-1)

Uvedená diferenciální rovnice vyjadřuje vztah mezi přítokem, odtokem a odpovídající změnou objemu. Z ní vyplývá, že v průsečíku obou čar musí být odtok maximální Qo,max (toto platí jen u transformaci v nádrži, v korytě toku je tomu jinak!)

Q

p

 Qo  

dV P  dh  0 dt dt

(5.9.5.1-2)

Protože P  0, můžeme psát : dh/dt = 0, z uvedeného plyne, že i dQo/dt = 0, v našem případě jde o maximum funkce Qo = f2(t). Totéž je možné odvodit z obr. 5-51, kde vidíme, že průsečíku dvou čar (čára přítoku a odtoku) odpovídá maximálnímu objemu vody zadržené v nádrži (dáno v určitém měřítku vyšrafovanou plochou). Maximu zadrženého objemu odpovídá maximální úroveň hladiny a tedy, jak vyplývá ze vzorců hydrauliky pro přepadové množství na přelivech a pro kapacitu základových výpustí, i maximální odtokové sekundové množství.

Obr.5-51 Poloha maxima čáry Q0 = f(t) při transformaci povodňové vlny v nádrži Protože čára přítoku a odtoku není dána analyticky, integraci rovnice 5.9.5-2 nemůžeme provést a jsme odkázáni na graficko-početní řešení, kdy zaměňujeme diferenciály diferencemi a vycházíme z rovnice diferenční Q p t  Q0 t  V

(5.9.5.1-3)

Na rozdíl od předchozí diferenciální rovnice, ve které Qp, Q0 znamenaly okamžitý vteřinový přítok, příp. odtok, hodnoty Qp, Q0 v rovnici 5.9.5.1-3 znamenají hodnoty průměrné za uvažovaný časový interval konečné velikosti Δt. 5.9.5.2 Transformace povodňové vlny v úseku toku

Podobně jako v nádržích, dochází i v úsecích toků při větších průtocích v důsledku rozlévání vod do inundací k transformaci povodňové vlny - vlna se (není-li do úseku výrazný soustředěný nebo nesoustředěný přítok) ve své základně rozšiřuje a kulminační průtok snižuje. Tím se může stát, že např. v níže ležícím profilu je určitý N-letý průtok nižší než v profilu horním. Třeba poznamenat, že i v případě, kdy nedochází k rozlití vody do inundací, můžeme na delším úseku toku pozorovat snížení kulminačního průtoku jako důsledek větších rychlostí na čelní straně povodně a tím předbíhání vodních částic vůči částicím na její zádi. Podobně jako při transformaci v nádrži, platí i zde diferenční rovnice (5.9.5.1-3)

114

5.10 Součtové čáry průtoků Mnohé úlohy ve vodním hospodářství jako např. určení potřebného retenčního nebo zásobního prostoru nádrže můžeme řešit součtovými čarami průtoků, úlohy jiného typu obecně součtovými čarami (dále SČ). Na obr.5-52 je v pravoúhlém systému souřadnic vykreslena křivka y = f(x). Předpokládejme, že máme určit velikost plochy, jež je ohraničena touto čarou, osou úseček a krajními pořadnicemi, procházejícími body A a B. Početně bychom mohli úlohu řešit tak, že plochu rozdělíme na úzké proužky o šířce Δx a plochy jednotlivých proužků, dané součinem Δx a střednice yi postupně sečteme. Celková plocha je potom rovna in

F  x  y1  x  y 2  ..........   x  y i

(5.10-1)

i 1

Čím bude průběh čáry y = f(x) nepravidelnější, tím by proužky měly být užší. Platí-li x  0 , limitou součtu je určitý integrál in

xB

xB

i 0

xA

xA

lim x 0  x  y i 

 y  dx   f ( x)dx  F

(5.10-2)

Uvedený výraz pro výpočet plochy můžeme použít je-li funkce f(x) vyjádřena analyticky. Zpravidla tomu tak ve vodohospodářské praxi nebývá, proto s dostatečnou přesností určujeme plochu z rovnice 5.10-1

Obr.5-52 Plocha vymezená diferenciální čárou Jestliže na koncové svislici každého intervalu vyneseme v určitém měřítku jako svislou pořadnici plochu, jež je uzavřena danou základní čárou, osou x a pořadnicemi omezujícími příslušný proužek šířky Δx a k ní připočteme jako svislou pořadnici plochu proužků předchozích, obdržíme body, které spojením určují průběh SČ. Vidíme, že úloha sčítání, odečítání ploch vymezených čárou základní (diferenciální) je převedena na jednodušší činnost sečítání, příp. odečítání pořadnic čáry součtové (integrální). Součtovou čáru, kromě právě uvedeného způsobu početního, můžeme sestrojit také graficky. Rozdělíme plochu omezenou diferenciální čárou na svislé proužky Δx. Na záporné části osy x zvolíme v určité vzdálenosti (pólové vzdálenosti) f pól O. Nyní střednici prvního proužku, vyjadřující s dostatečnou přesností průměrnou hodnotu určitého znaku v tomto prvním intervalu Δx promítneme na osu pořadnic. Spojením pólu O s takto vzniklým bodem na ose y dostáváme paprsek, odkloněný o určitý úhel α od osy úseček. S tímto pólovým paprskem 115

vedeme rovnoběžku v rozmezí prvního intervalu ve spodní části obr.5-53. Získáme tak tětivu, která pořadnicí na konci tohoto proužku vyznačuje v určitém měřítku velikost plochy prvního proužku. Obdobně pokračujeme pro druhý, třetí a další proužek a kreslíme v druhém, třetím atd. odpovídajícím intervalu příslušné tětivy, jež napojeny na sebe tvoří plynulou čáru součtovou, která svou konečnou pořadnicí ab určuje v určitém měřítku celkovou hledanou plochu.

Obr.5-53 Grafické sestrojení součtové čáry Součtová čára průtoků je vykreslena na obr.5-54 jako chronologická čára průměrných denních průtoků. Graf se skládá ze sloupců o výšce průměrného denního průtoku a základně, rovné jednomu dni. Proteklé množství O (m3) za jeden den je dáno součinem průměrného denního průtoku a počtem sekund, obsaženým v jednom dni. Vidíme tedy, že každý z těchto sloupců svou plochou vyjadřuje v určitém měřítku odteklé množství vody za jeden den. Jestliže vykreslíme součtovou čáru (ať už graficky nebo početně), bude nám svými pořadnicemi zobrazovat v určitém měřítku nejen součet ploch jednotlivých obdélníků v obrazci čáry diferenciální, ale na základě existujícího vztahu mezi plochou a množstvím, také proteklé množství, ovšem v měřítku jiném.

Chceme-li sestrojit součtovou čáru grafickým způsobem, musí mít pólová vzdálenost f při vhodně voleném měřítku pro průtok Q, čas t i odtok O takovou velikost, aby byl maximální pořadnicí SČ papír co možná nejlépe využit. Tím dosáhneme největší přesnosti řešení (pro danou velikost papíru) a pohodlné odečítání potřebných údajů. Postup při výpočtu pólové vzdálenosti je následující : z podobnosti dvou trojúhelníků vytečkovaných na obr.5-54, plyne Qi O  f t

f 

(5.10-3a)

Qi  t O

(5.10-3b)

Hodnota pólové vzdálenosti f plyne z měřítek, zvolených pro průtok Q, časový interval Δt a odpovídající proteklé množství ΔO Q : 1 m3/s Δt : 1s ΔO : 1 m3

~ ~ ~

a (cm) b (cm) c (cm) 116

takže f 

a b  d cm  c

(5.10-4)

Obr.5-54 Výpočet pólové vzdálenosti Určitou úvahu vyžaduje volba měřítek pro odteklé množství O při nevhodném měřítku se nám může stát, že součtová čára vyjde mimo papír, nebo naopak nevyužijeme dostatečně výšku papíru a tak se připravujeme o možnost určit užitím většího měřítka pro odteklé množství jeho hodnotu přesněji. Abychom z tohoto hlediska obdrželi optimální hodnotu pólové vzdálenosti f, je zapotřebí nejprve určit celkové množství proteklé, např. tak, že z narýsované základní (diferenciální) čáry odhadneme Qstř za celé období a vynásobíme ho celkovým počtem sekund v tomto období. Měřítko pro O (m3) určíme např. z požadavku, aby toto odhadnuté odteklé množství bylo zobrazeno pořadnicí, která bude pokud možno velká a přitom se bezpečně vejde na papír. Hlavní důraz ovšem musí být kladem na to, aby jednotky proteklého množství byly zobrazeny vhodným počtem milimetrů (např. 1·106 m3 = 5 mm nebo 10 mm apod.), jinak by nám časté odečítání proteklého množství ze SČ v průběhu řešení trvalo dlouho a působilo zbytečné potíže. Intervaly Δt volíme obvykle stejné. Záleží na povaze úlohy, zda budeme volit interval Δt hodinový, nebo bude roven jednomu dni, měsíci či roku. Délku intervalu Δt je možno při sestrojování SČ měnit, pólová vzdálenost, jakož i měřítka zvolená na začátku zůstávají stejná Přirozeně, že změna intervalu nesmí výrazněji ovlivnit přesnost řešení.

5.10.1 Vlastnosti součtových čar Uveďme si nyní v několika bodech základní vlastnosti součtových čar (obr.5-55, 5-56, 5-57) 1. Absolutní hodnota v čáře diferenciální udává směrnici tečny k součtové čáře. 2. Je-li pól umístěn na záporné ose úseček a jsou-li pořadnice diferenciální čáry stále kladné, nemůže součtová čára nikde klesat. Jestliže klesá, existují zřejmě v čáře základní záporné hodnoty, není-li to možné, je SČ kreslena ze zvýšeného pólu, tedy v kosoúhlé soustavě. 3. Nulové hodnotě základní veličiny odpovídá tečna k SČ, rovnoběžná se spojnicí pólu s počátkem. 4. Jsou-li hodnoty v čáře diferenciální konstantní, je součtová čára přímka. Naopak, přímkové čáře součtové odpovídá konstantní veličina v čáře diferenciální. Čím rychleji se mění základní čára, tím má součtová křivka větší křivost. 5. Rovnoběžka se spojnicí počátečního a koncového bodu SČ, vedená pólem, vytíná na ose pořadnic průměrnou hodnotu základní veličiny.

117

6. Jestliže pól leží na rovnoběžce s osou pořadnic, nemění se měřítko součtových čar (měřítko pro odteklá množství). 7. Lokálnímu maximu nebo minimu čáry diferenciální odpovídá v čáře součtové inflexní bod. 8. Pod průsečíkem dvou základních čar jsou tečny k příslušným čarám součtovým rovnoběžné. 9. Lom na SČ vzniká jen tam, kde je základní čára přetržitá (pro určitou hodnotu x existují dvě hodnoty y).

Obr.5-55 Vlastnosti součtových čar – body 1, 3, 7, 9

Obr.5-57 Vlastnosti součtových čar body 1 a 9

Obr.5-56 Vlastnosti součtových čar - bod 4

5.10.2 Aplikace součtových čar Součtové čáry našly pro svou názornost a přehlednost široké uplatnění ve vodohospodářských úlohách. Těmito čarami řešíme potřebný zásobní, popř. retenční prostor nádrže, úlohy řízení odtoku nádržemi, mnoho úloh v hydroenergetice apod. V předchozích kapitolách jsme se seznámili se součtovou čárou průtoků, s čarami překročení, které jsou vlastně integrálními křivkami k čáře četnosti. Nyní si uvedeme další, se kterými v hydrologii a ve vodohospodářské praxi budeme běžně pracovat a jež mají charakter čar součtových. 5.10.2.1 Ombrogram

Ombrogram je součtovou čárou srážkových intenzit, vykreslenou v pravoúhlé soustavě souřadnic; na ose x je měřítko pro čas, na vertikální měřítko pro postupné součty srážkových úhrnů, vyjádřené v mm. Větší strmost čáry svědčí o větším srážkovém úhrnu v dané časové 118

jednotce. Můžeme tedy z ombrogramu určit intenzitu deště v kterémkoli okamžiku, případně střední intenzitu v určitém časovém intervalu konečné velikosti. 5.10.2.2 Charakteristika nádrže Čára zatopených ploch (obr.5-58) a zatopených objemů (obr.5-59) tvoří dvojici čar, které říkáme charakteristika nádrže. Obě jsou čarami měrnými, jež vyjadřují závislost veličiny na hloubce vody, nadmořské výšce hladiny nebo vodním stavu. Čáru zatopených ploch F = f(t) získáme z vrstevnicového plánu planimetrováním rovinných ploch (hladin), které jsou omezeny zvolenou vrstevnicí terénu a vodorysem na návodním líci hráze a vynesením těchto zatopených ploch v závislosti na hodnotě h. Vycházíme totiž z předpokladu, že hladina u hlubokých nádrží je prakticky vodorovná, jenom u nádrží mělkých se značnými průtoky se nevytvoří vodorovná hladina hydrostatického vzdutí, ale hladina, odpovídající vzdutí hydraulickému. V tomto případě by bylo třeba charakterizovat nádrž příčnými průřezy.

Obr.5-58 Čára zatopených ploch

Obr.5-59 Čára zatopených objemů Sestrojení čáry kubatur : Hladině vody ve výši h1 (nad hladinou moře, nade dnem u hráze v nejhlubším místě, nad nulou vodočtu) je odpovídající zatopená plocha F1. Přírůstkem výšky o Δh bude hladina na úrovni h2, které odpovídá zatopená plocha F2. Hladina se může zvýšit jedině přírůstkem objemu o ΔV V 

_ F1  F2 h  F  h 2

(5.10.2.2-1)

Celkový objem nádrže, odpovídající určité úrovni hladiny h, obdržíme sečtením jednotlivých vrstev ode dna až po uvažovanou hladinu 119

h

h

l

l

_

V   V1   Fi hi

(5.10.2.2-2)

Vynesením odpovídajících Vi pro jednotlivá hi obdržíme hledanou čáru kubatur V = f(h). Čáru kubatur můžeme také získat jako SČ k čáře zatopených ploch F = f(h). Na prodloužené ose pořadnic ve vzdálenosti f od osy úseček si zvolíme pól O (obr.5-60). Rozdělíme plochu omezenou čarou F = f(h) a osou pořadnic na dostatečně úzké vodorovné 

proužky a velikosti jejich střednic, představující průměrnou hodnotu zatopených ploch Fi , promítneme na osu úseček. Spojujeme nyní pól O s koncovými body takto promítnutých střednic a vedeme s těmito spojnicemi rovnoběžku v mezích příslušného proužku tak, že jednotlivé části součtové čáry na sebe napojujeme. Z podobnosti trojúhelníků plyne _

F h f  i V

(5.10.2.2-3)

Pólovou vzdálenost f vypočteme z měřítek, volených pro F, h a V F : 1 m2 = a (cm) h : 1 m = b (cm) V: 1 m3 = c (cm), takže f 

a b c

(5.10.2.2-4)

Správnost uvedené konstrukce plyne z toho, že plocha proužků v čáře diferenciální (čáře zatopených ploch) vyjadřuje v určitém měřítku přírůstek objemu ΔV. Sestrojíme-li součtovou čáru, budou její úsečky v určitém měřítku vyjadřovat plochu (uzavřenou čárou diferenciální, osou pořadnic a příslušnou vodorovnou hranicí), ale také objemy v nádrži, odpovídající dané úrovni h, ovšem v měřítku jiném.

Obr.5-60 Čára zatopených objemů jako SČ k čáře zatopených ploch 5.10.2.3 Stanovení potřebných objemů nádrže Ochranná nádrž

Podkladem pro řešení potřebného retenčního objemu nádrže Ar je nejnepříznivější pozorovaná (popřípadě odvozená) povodňová vlna. Nejnepříznivější povodní z tohoto hlediska bude taková, která si vyžádá maximální objem Ar. Zde uveďme, že např. povodňová 120

vlna, která bude ve svém i kulminačním průtoku nejvyšší, ale krátkého trvání, nemusí mít největší objem ze všech porovnávaných povodňových vln. Nebude tedy povodní, rozhodující o nutném retenčním objemu nádrže. Hledaný objem ochranné nádrže určíme součtovými čarami přítoku do nádrže a odtoku z ní. Základními čarami potřebnými pro řešení budou tedy : přítoková čára povodně Qp = f(t) a čára odtoku, která je dána podmínkou, že pod hráz se smí vypouštět nejvýše takové množství, které bude korytem převedeno ještě beze škod, tj. bez vylití vody ze břehů. Qo je tedy kapacita koryta. Ze stanoviska nádrže povodeň začíná v okamžiku, po kterém je Qp > Qo, tedy v čase t1 a trvá po dobu t2 – t1. V tomto časovém období pozorujeme přítok větší než je odtok. Nádrž bude plnit funkci retenční nádrže (zadržovat škodlivý díl povodně) jenom v případě, bude-li retenční objem dostatečné velikosti prázdný. V době od t1 do t2 vypouštíme maximální možné množství, tedy kapacitu koryta Qo = konst. V každé sekundě se zachycuje škodlivý díl Qp –Qo = R (m3/s), za dobu dt pak (Qp – Qo)dt = R.dt. Za celou dobu povodně se zadrží t2

R   Q p  Q0   dt

(5.10.2.3-1)

t1

Tento objem je v určitém měřítku vlastně dán vytečkovanou plochou uzavřenou mezi oběma základními čarami pro období t2 – t1. Jestliže na tento škodlivý díl objemu povodňové vlny navrhneme retenční prostor, nádrž tuto vlnu zachytí a tak nastanou škody v úseku pod hrází. Nádrží se dosáhlo toho, že maximální přítok Qp,max byl snížen na neškodnou hodnotu Qo. Obr.5-61 popisuje určení potřebného retenčního prostoru nádrže : vycházíme z bodu 1 v čase t1, kdy Qp = Qo a tedy směr součtové Qo je zde totožný se směrem tečny čáry Qp. V tomto bodě si myslíme počátek souřadného systému součtových čar. V době od t1 do t2 přiteče do nádrže úhrnné množství, které je znázorněné pořadnicí a

Q

t2

p ,1, 2

  Q p dt

(5.10.2.3-2)

t1

Za tutéž dobu odteče množství Qo,1,2, dané pořadnicí b. Slovně lze říci, že retenční prostor nádrže je dán svislou odlehlostí mezi nejnižší předcházející a nejvyšší následující dotykovou ekvidistantou čáry Qo. Porovnáním průběhu součtových čar po okamžiku t2 vidíme, že sklon čáry Qp je menší než čáry Qo. Sekundové odtokové množství je tedy větší než přítok, nádrž se musí prázdnit, což se také projevuje zmenšováním pořadnic c s časem. V čase t3 nastává vyprázdnění retenčního objemu nádrže. Obdobný pochod jako v období t3 - t2 nastává i v době před t1; průsečík je průkazem, že se před okamžikem t1 mohl retenční prostor skutečně vyprázdnit, jestliže byl před tím plný a že tedy předpoklad o prázdném stavu retenčního prostoru nádrže byl oprávněn. Jestliže je vybudování nádrže o retenčním obsahu nádrže R nemožné, nebo nehospodárné, navrhne se retenční obsah R´ R. Nádrž se pak naplní před skončením povodně v čase t2´. Po tomto okamžiku nelze zachovat zvolený konstantní průtok Qo (jako neškodný), protože hladina vystoupí nad kótu ovladatelného retenčního prostoru, voda začne přepadat přes přelivy a odtok se zvětšuje ovlivňován transformačním účinkem neovladatelného retenčního prostoru nádrže. Zásobní nádrž

Zatímco předchozí úloha byla řešením nádrže na přebytek vody, zjištění potřebného zásobního objemu je úlohou opačnou, řešením na nedostatek vody. Z přebytečné vody v době nadbytku zadržuje nádrž jen tolik, kolik by se nedostalo nutnému odběru Qodb v období nedostatku, které následuje. 121

Na obr.5-62 je uvedeno řešení pro proměnlivý odběr Qodb = f(t) v období t2 – t1, ve kterém je Qp Qodb. Zásobní prostor je dán pořadnicí velikosti Az. Obsah zásobního prostoru nádrže je tedy určen svislou odlehlostí mezi nejvyšší předcházející a nejnižší následující dotykovou ekvidistantou čáry Qodb. V čase t1 musí být v nádrži kubatura Az, jenom v tom případě nenastane v čase t2 nedostatek. V čase t2 je zásobní objem právě vyprázdněn, ale hned v následujícím okamžiku je přítokové množství větší než odběr, takže se nádrž opět plní. Průsečík r potvrzuje, že v období t1 – tr se skutečně mohl přítokem získat objem Az.

Obr.5-61 Určení retenčního objemu nádrže R pomocí SČ

Obr.5-62 Určení nutného zásobního prostoru nádrže SČ

Určení potřebného objemu vodojemu

Určení potřebného objemu vodojemu na staveništi je použitím součtových čar vyjádřeno na obr.5-63. Nechť je dán časový průběh potřeby vody na staveništi. Vodárna povolila odběr potřebného denního množství z vodovodní sítě jen v nočních hodinách a to od 22 do 5 hodiny ranní. Poněvadž časový průběh potřeby je odlišný od daného zákona přítoku vody, musíme na staveništi zřídit vodojem určitého obsahu, který hledáme. Sestrojíme SČ potřeby vody (ohbgd), která svou konečnou maximální pořadnicí zobrazuje v určitém měřítku celkové množství, které za den potřebujeme (zde V = 291,6 m3). Dále sestrojíme SČ přítoku za předpokladu, že vodojem je v 0 hodin prázdný. Součtová čára tedy vychází z počátku souřadných os (čárkovaná čára Oabcd). Poněvadž se má dodat celé množství 291,6 m3 za 7 hodin, dodané množství za dobu od 0 – 5 hodin je rovno (291,6/7).5 = 208 m3, což je pořadnice bodu a. V čase od 5 do 22 hodin se voda nedodává, proto je SČ přítoku v tomto úseku vodorovná (úsek ac). Z průběhu těchto čar vidíme, že od 5 hodin se vodojem prázdní až do okamžiku, který odpovídá průsečíku b těchto čar. V čase, odpovídajícím bodu b, je obsah vody ve vodojemu nulový. V následujících hodinách je obsah vody ve vodojemu dokonce záporný, což není možné (SČ přítoku je v tomto úseku pod SČ potřeby). Zřejmě předpoklad, který jsme zavedli na začátku řešení, že vodojem je v 0 hodin prázdný, není správný. Proto musí SČ přítoku posunout tak, aby vznikla efg. Teoreticky potřebný užitečný obsah vodojemu je potom dán maximální pořadnicí (hf = 235 m3). V 0 hodin bude počáteční objem zobrazen pořadnicí 0e. Bod g určuje, že se v tomto okamžiku vodojem vyprázdní, avšak v zápětí je přítok větší než odběr. Protože nelze připustit úplné vyprázdnění vodojemu, přičítáme k takto určenému teoretickému objemu stálý obsah, případně i požární rezervu, nemáme-li jiný zdroj vody na hašení možného požáru. 122

Obr.5-63 Určení potřebného objemu vodojemu SČ potřeby a dodávky vody

5.11 Odvodnění urbanizovaného povodí Navrhování a provozování zařízení pro odvádění vod z urbanizovaného povodí prožívá v posledních letech zásadní změny v oblasti koncepce i technického řešení. Tyto změny jsou vyvolány nejen novými pracovními metodami, které je možné uplatnit díky vědeckému rozvoji zejména výpočetní techniky, ale hlavně jiným charakterem péče o životní prostředí v posledních letech. V zahraničí byla publikována celá řada prací, které podrobně popisují současné moderní koncepce městského odvodnění založené na maximální ochraně recipientu. Většina velkých evropských měst má zpracované generely kanalizací, které jsou prováděny podle moderních koncepcí a pro výpočet jsou použity simulační modely. Popis chování odvodňovacích systémů pro různé zatěžující stavy je prováděn simulací.

5.11.1 Základní charakteristika odtoku z městského povodí Vzhledem k zásadním odlišnostem přirozeného a urbanizovaného povodí není mnohdy možné uplatnit při různých výpočtech klasické metody používané v hydrologii. Proto byly postupně vyvíjeny speciální pracovní metody a výpočetní postupy používané v městské hydrologii a uplatňované při modelování odtoku z městského povodí. Zásadní odlišností od hydrologie je zcela jiné měřítko času a plochy. Plocha městského povodí se pohybuje v desítkách (maximálně stovkách hektarů), v hydrologii mluvíme o km2. Časovým parametrem hydrologických procesů jsou měsíce, ve výjimečných případech dny a hodiny. Časovým parametrem srážkoodtokového děje na městském povodí jsou minuty, pouze při jistých typech úloh jsou zajímavé delší časové horizonty (např. rok). Na recipientech působí městské povodí zpravidla společně se zemědělskou výrobou v okolí města, případně společně s ostatními městskými povodími ležícími na témže recipientu. Proto je třeba při snaze o snížení znečištění vytékajícího z městského povodí do recipientu tyto skutečnosti do úvahy zahrnout. To znamená, že zemědělská výroba se musí řídit jistými pravidly, řízení odtoku z nádrže a v recipientu musí být kontrolováno a konečně návrh na 123

provozování systému městského odvodnění musí rovněž respektovat jistá pravidla ekologického řízení celé oblasti. Z toho vyplývá, že úkolem městského odvodnění je navrhnout takové řešení, aby znečištění recipientu z vyústí oddílné dešťové kanalizace, přepadů z odlehčovacích komor splaškové kanalizace a výtoků z ČOV bylo minimální, nebo aby bylo v souladu s komplexním řešením oblasti. Městské odvodnění budujeme s cílem zvýšit komfort bydlení a odvést odpadní vody z městského povodí, zároveň však je odvodnění budováno s cílem ochránit recipienty před znečištěním 5.11.1.1 Vývoj filosofie městského odvodnění

Několik generací inženýrů bylo, a stále ještě je, ovlivňováno následující Horlerovou definicí z roku 1965. Tato definice se v nepatrných obměnách objevila v normách a předpisech téměř všech evropských zemí. „Cílem městského odvodnění je úplné napojení veškerých odpadních vod a jejich co nejrychlejší odvedení z městského povodí. Odvodnění nesmí ohrozit a omezit obyvatelstvo, dopravu, povrchové a podzemní vody. Jako odpadní vody jsou definovány veškeré vody, které musí být jakýmkoliv způsobem odvedeny z městského povodí. K odpadním vodám patří splaškové vody z domácností, odpadní vody z průmyslu, dešťový odtok, tající sníh, drenážní voda, přepady z vodojemů a do kanalizace napojené podzemní a povrchové vody bez ohledu na jejich stupeň znečištění.“ Jak z definice vyplývá, hlavním cílem bylo veškerou vodu z městského povodí odvést co nejrychleji kamkoliv, aby nepůsobila problémy na urbanizované ploše. Komplexnost odvodňovacích systémů ve městech byla do jisté míry kritériem stupně rozvoje města a jeho životní úrovně. Toto pojetí městského odvodnění se v posledních desetiletích uplatňovalo v celé Evropě a vedlo k budování velice nákladných způsobů odvodnění. Navíc se díky této filosofii do kanalizace vedly vody s minimálním stupněm znečištění (balastní vody). Tím začalo docházet k paradoxní situaci. Nákladné systémy technického řešení odvodnění odváděli do recipientů značné množství vody, které oplachovalo nepropustné plochy v městském povodí a znečišťovalo recipienty v povodí. Zvýšeným přítokem balastních vod na ČOV docházelo k hydraulickému přetížení čistíren a tudíž ke zhoršení jejich čistící funkce. Urbanizace území při výstavbě měst zásadním způsobem mění poměry srážkoodtokového procesu na povodí. Přírůstkem osídlení se zvyšuje potřeba vody, čímž dochází k nutnosti výstavby vodárenských nádrží na povrchových tocích. Výstavbou se zvětšuje množství nepropustných ploch s rychlým odtokem dešťových vod. Tím se při každém dešti doba toku v dešťové kanalizaci zkrátí, což způsobuje povodně v recipientech. Voda z nepropustných ploch však odteče dříve, než se naplní infiltrační kapacita půdy, což způsobuje snížení vodních stavů v recipientech po většinu roku. Snaha ochránit recipienty před znečištěním z takto urbanizovaných ploch vedla k zachycení části dešťových ploch v dešťových nádržích, koryta recipientů ve městech byla upravována, mnohde dokonce zatrubněna. Tímto byl přirozený pohyb vody v městském povodí nahrazen technickým řešením povrchového odtoku, kdy dešťová voda stéká po umělém povrchu, dále pokračuje do umělého kanálu stokové sítě a odtud teče do umělého (nejčastěji betonového) koryta upraveného vodního toku. Na celé této trase neexistuje vsakování a hladké umělé povrchy několikanásobně zvýší rychlost odtoku vody do povodí, takže se zvýší hodnota Qmax při dešťových přívalech, proto musí být navržena velká koryta upravených městských recipientů, která jsou ale po většinu roku téměř bez vody, pouze při dešťových přívalech jsou naplněna vodou. V 80. letech byla tato klasická filosofie odvodnění postupně nahrazována zcela opačným přístupem. Do stokové sítě je možno vpustit pouze takové vody, které mají znečištění 124

odpovídající splaškovým vodám a které je možno v ČOV zpracovat. Stokovou síť je třeba ochránit před balastními vodami, částí „čistých“ dešťových vod ze střech atd. Hlavním cílem moderní, současné filosofie městského odvodnění je návrat k přirozeným odtokovým poměrům na povodí. Jestliže porovnáme základní odtokové parametry technického a přirozeného způsobu odvodnění, zjistíme, že přirozený způsob odvodnění má řadu předností a jeho využití ve většině případů sníží pořizovací a provozní náklady na odvodňovací systémy a zlepší jejich funkci. Proto se v současné době uplatňují řešení, která v maximální míře využívají vsakování, zejména čistých dešťových vod. V některých evropských zemích jsou dokonce tyto postupy zakotveny do norem a předpisů. 5.11.1.2 Vývoj a charakteristika simulačních modelů pro městské odvodnění

Počátek vývoje matematických modelů, které řeší městské odvodnění, souvisí s komerčním rozvojem výpočetní techniky. Po dlouhá léta od začátku století se pro výpočet stokových sítí používala racionální metoda v různých obměnách, a proto byly první modely založeny na algoritmizaci těchto metod. Základním nedostatkem těchto modelů bylo to, že se neodstranily největší nevýhody těchto klasických metod, paradoxně se zvýraznily jejich nepřesnosti, protože se provedly výpočty velkých povodí. Dalším vývojovým krokem byly simulační modely, které pracují s časově proměnnými jevy. Tyto modely je možno rozdělit podle řady různých hledisek a je možno najít několik vývojových generací těchto modelů. Současné modely umožňují zpřístupnit špičkové poznatky z výpočetní hydrauliky, jsou mnohdy přímo spojeny se sběrem dat, umožňují řízení systému a optimalizují rozhodovací proces. Modely pro simulaci srážkoodtokových jevů v intravilánu je možno rozdělit podle řady hledisek. Podle účelu (výpočet generelu, návrhy, posudky), podle simulovaných veličin (ochrana před povodněmi, simulace znečištění), podle simulované oblasti (povrchový odtok, odtok v kanalizační síti, obě možnosti) a podle tvaru řídících rovnic.

5.11.2 Hydrologické procesy povrchového odtoku Jedna část dešťové vody, která spadne na povodí, odteče, vytvoří tzv. efektivní déšť, a druhá část bude na povodí zadržena. Proces zadržení vody na povrchu tj. určování hydrologických ztrát jako funkce času, dešťové intenzity a řady dalších veličin se nazývá tvorba povrchového toku, což je jeden z možných překladů mezinárodně používaného termínu pro tento jev Excess Runoff. Ztráty, ke kterým na povodí dochází, reprezentují – – – – –

smáčení (intercepce) výpar (evapotranspirace) vsakování (infiltrace) povrchová retence trvalé ztráty

V průběhu deště jednotlivé ztráty nenarůstají lineárně, ani nezačínají a nekončí v jednom časovém kroku. Na začátku deště je nejprve povrch povodí smáčen a zároveň dochází k výparu, který trvá po celou dobu deště. Teprve po ukončení smáčení se voda začíná vsakovat. Ve chvíli, kdy vydatnost deště překročí infiltrační kapacitu půdy se začínají vyplňovat prohlubně na povrchu povodí. Jsou-li prohlubně zaplněny a déšť stále pokračuje, dochází k povrchovému odtoku. 125

Po skončení deště se výparem a vsakováním vyprazdňují prohlubně při dešti zaplněné vodou, v půdě se regeneruje její infiltrační kapacita. Na obr.5-64 je ukázán časový průběh hydrologických procesů tvorby povrchového odtoku během hypotetické srážky o konstantní intenzitě - blokovém dešti. Vybarvená oblast vyznačuje efektivní déšť, tedy tu část deště, která je schopna odtoku. Všimněme si , že je to poměrně malá část deště a že při změně tvaru křivek určující jednotlivé ztráty můžeme dosáhnout zcela jiného výsledku. Dále je z obrázku patrné, že význam vsakování a povrchové retence je pro povrchový odtok vyšší než význam výparu a vsakování.

Obr. 5-64 Časový průběh procesů tvorby povrchového odtoku Určování jednotlivých ztrát na povrchu povodí je možno provádět mnoha způsoby s různým stupněm přesnosti. Nejjednodušší určení těchto ztrát je změření deště a jemu odpovídajícímu průtoku v jistém uzávěrném profilu. Hodnoty z takových měření se často používají jako kalibrační data při kalibraci modelů, nebo se jejich pomocí určují ztráty na jiných povodích na základě podobnosti. Měření však často nemáme k dispozici, a proto existuje celá řada metod, které můžeme použít pro dosažení výsledků, které s větší či menší přesností odpovídají skutečnosti.

5.11.3 Hydraulické procesy povrchového odtoku Hydraulickými procesy povrchového odtoku popisujeme transport efektivního deště po povodí do vtokového objektu stokové sítě nebo povrchového kanálu. Často tento jev nazýváme koncentrace povrchového odtoku, což je nejpoužívanější překlad termínu Runoff Concentration. V této kapitole bude popisován časový průběh odtoku efektivního deště po sledovaném povodí. Koncentraci povrchového odtoku je možno interpretovat jako pohyb vrstvičky vody o určité výšce a rychlosti, které se zvětšují až do dosažení jistého rovnovážného stavu mezi přítokem a odtokem na jednotce plochy. Již tato definice obsahuje značné zjednodušení skutečného stavu. Vzhledem k malé výšce vrstvičky vody, změnám sklonu a drsnosti terénu dochází ve skutečnosti k řadě odchylek od této interpretace, které jsou do řešení zahrnovány řadou součinitelů a parametrů, které nemají fyzikální opodstatnění. 126

Modely pro výpočet koncentrace povrchového odtoku je možno rozdělit do tří skupin: 1. empirické modely 2. koncepční modely 3. fyzikální modely 5.11.3.1 Metoda jednotkového hydrogramu

Typickým reprezentantem skupiny empirických modelů je metoda jednotkového hydrogramu. Jednotkový hydrogram je charakteristický tvar odtokového hydrogramu pro určité povodí vyvolaný jednotkovou efektivní srážkou o konstantní intenzitě rovnoměrně rozložené nad povodím (obr.5-65). Objem jednotkového hydrogramu je možno určit jako součin plochy a srážkové výšky efektivního deště. V j  10hef . A Vj hef A

-

(5.11.3.1-1)

objem jednotkového hydrogramu m3 srážková výška efektivního deště mm plocha povodí ha

Obr.5-65 Jednotkový hydrogram Chceme-li určit odtokový hydrogram pro hyetogram efektivní srážky, který je tvořen m hodnotami efektivních srážkových výšek hefi, je možno postupovat podle obr.5-66 tak, že sumace vždy nad sebou ležících pořadnic odtokových vln jednotkových hydrogramů Qoi pro každou srážkovou výšku hefi dává pořadnice hledaného hyetogramu odtoku efektivní srážky. Při tomto postupu musí být časové intervaly hyetogramu efektivního deště stejné jako intervaly deště, při kterém byl odvozen jednotkový hydrogram.

127

Obr.5-66 Stanovení odtokového hydrogramu pro hyetogram efektivní srážky s více hodnotami efektivních srážkových výšek hefi

5.11.4 Dešťová data 5.11.4.1 Základní rozdělení dešťových dat

Dešťová data patří k nejpodstatnějším vstupním údajům pro jakékoliv modelování povrchového odtoku. Jejich význam je mnohem vyšší, než význam ostatních parametrů povrchového odtoku, jako je např. výpar nebo smáčení. Poslední vývoj městské hydrologie dešťová data rozdělil podle typu jednotlivých hydrologických úloh. Stále se však nedaří vybudovat všeobecně platnou teorii, která by s konečnou platností vyřešila všechny nejistoty, které se při používání dešťových dat vyskytují. Když se začaly budovat ve velkých městech soustavné kanalizační sítě, byly využívány klasické metody zpracování dešťových dat, které jsou známy z meteorologie a využívány v hydrologii. Klasické zpracování dešťů do čar náhradních vydatností se pro návrh stokových sítí používalo po mnoho let (a mnohdy stále ještě používá). Základní nevýhodou je, že nemáme žádný přehled o časovém rozdělení intenzity během deště. Tento typ dat poskytuje pouze informace o pravděpodobném objemu napršené vody při extrémních deštích. Pro některé úlohy je tento údaj postačující, ale pro řadu aplikací potřebujeme údaje podrobnější. 128

Mnohem širší informaci o deštích přináší jejich zpracování do dešťového katalogu (kap.5.11.4.5), ačkoliv jsou použita stejná „surová dešťová data“ jako pro čáru náhradních vydatností. Dešťový katalog přináší informaci nejen o deštích s vysokou intenzitou, ale mapuje celé spektrum dešťů, vyskytujících se v povodí. Ačkoliv se jedná o metodu poměrně starou (Munz, 1960), má i v dnešní době uplatnění v řadě úloh městské hydrologie. S postupným zaváděním modelů, které pracují s nestacionárními stavy, se ukazovala potřeba postihnout časový průběh intenzity během jednoho deště. Vznikla řada metod, které z čar náhradních vydatností nebo z dešťových katalogů modelovaly pravděpodobný průběh zatěžujícího deště jako q = f(t). Tyto deště nazýváme syntetické nebo modelové. Nejznámější jsou metody jsou metody Chicago, Šifaldův déšť (kap.5.11.4.3), Čížkův déšť, metoda DORSCH CONSULT (kap.5.11.4.4) a mnoho dalších. Zásadní změna v přístupu k dešťovým datům byla umožněna tím, že začaly být k dispozici modely, které byly schopny provést nestacionární simulaci celé historické dešťové řady. Začalo se využívat historických dešťových řad jako přímých vstupů do simulačních modelů. Současně se velmi často pro některé specifické úlohy vybíraly deště s jistým společným znakem (např. maximální objem), čímž se z historických řad vybraly dešťové série. Pro některé úlohy se posuzuje pouze jedna dešťová událost. Jedná se např. o kalibraci a verifikaci modelů, jednorázovou simulaci extrémní dešťové události nebo pro simulace pracující v reálném čase, jako je např. řízení odtoku ve stokové síti, plnění a vyprazdňování dešťových nádrží apod. Při těchto úlohách musíme často pracovat s více dešťovými stanicemi na jednom povodí, abychom dosáhli výsledků simulace odpovídající skutečnosti. Pracuje se tedy s plošně omezeným deštěm a s plošným rozdělením deště. 5.11.4.2 Blokový déšť Blokový déšť (obr.5-67) je odvozen z čáry náhradních vydatností a je používán pro klasické dimenzování stokových sítí racionální metodou. Použití tohoto deště pro moderní simulační metody je omezené. Můžeme jej použít v podstatě pouze pro úlohy, kde je cílem výpočet objemu (např. objem přepadlé vody z odlehčovací komory, objem přítoku na ČOV za deště apod.).

Obr.5-67 Blokový déšť Vydatnost deště se v čase 0 skokem změní z nulové hodnoty na hodnotu q v čase t zpět na nulu. Tato prudká změna hodnoty vydatnosti deště ohrožuje stabilitu řešení. Omezení použitelnosti tohoto typu dešťových dat však neznamená, že blokový déšť pozbývá pro městskou hydrologii významu. Pro koncepční úlohy a prvotní návrhy řešení je jeho význam stále podstatný. Např. zatížíme-li blokovým deštěm povodí s několika dešťovými nádržemi je možno prověřit, do jaké míry se jednotlivé nádrže zaplňují. Jestliže chceme zjistit dobu 129

odtoku do jistého místa stokového systému, použijeme rovněž blokový déšť, a zkoumáme, v jakém čase bylo dosaženo maximálních hodnot průtoku. S postupným aplikováním nestacionárních srážkoodtokových modelů se začala do popředí dostávat snaha vymodelovat z čáry náhradních vydatností nebo i z historických dešťových řad tzv. syntetický déšť s vydatností proměnnou s časem. Je však třeba si uvědomit, že již sám blokový déšť je statisticky vytvořen s jistou pravděpodobností výskytu. Jestliže začneme různými postupy „modelovat“ tvar tohoto deště, pravděpodobnost výskytu námi modelovaného tvaru je ještě mnohem nižší, než pravděpodobnost výskytu deště s parametry blokového deště (konstantní intenzitou a danou dobou trvání). 5.11.4.3 Šifaldův déšť

Na základě pozorování dešťů v oblasti středních Čech a postupným ověřením této metody v dalších zemích Evropy publikoval Šifalda v 60. letech 20. století velmi známou metodu, která je do dnešních dnů stále používána. Základní úvaha spočívá v tom, že intenzita skutečného deště se od začátku deště postupně zvětšuje do určité hodnoty, pak toto maximum s přibližně konstantní intenzitou trvá a na konci deště intenzita klesá až do nulové hodnoty. Objem tohoto deště by se měl rovnat blokovému dešti, neboť objem blokového deště je určen ze statistického vyhodnocení skutečných dešťů a má jistou pravděpodobnost výskytu. Šifaldův déšť je ukázán na obr.5-68. Hodnoty q a T jsou hodnoty z čáry náhradních vydatností. Aplikace tohoto deště je výhodná zejména tam, kde chceme ověřit pravděpodobné chování systému při extrémních deštích, o kterých nemáme dostatečně podrobné dešťové záznamy a tam, kde provádíme koncepční úvahu s jednoduchými simulačními modely a s menším nárokem na přesnost výsledků. Hlavní výhodou Šifaldova deště je jeho jednoduchá konstrukce. Maximální vydatnost tohoto deště je poměrně vysoká (2,3 q), což může způsobit mírné předimenzování profilů stok. Vzhledem k tomu, že déšť je používán převážně pro prvotní koncepční úvahy, není tento nedostatek příliš podstatný.

Obr.5-68 Šifaldův déšť (1 – předdéšť, 2 – centrální déšť, 3 – následný déšť)

130

5.11.4.4 Déšť firmy DORSCH CONSULT

Firma DORSCH CONSULT, která v posledních desetiletích prováděla výpočty generelů kanalizace několika desítek velkých měst na celém světě, vyvinula metodu pro modelování syntetického deště, která využívá historické dešťové řady. Úspěšná aplikace metody vyžaduje dlouhou dešťovou řadu cca 20 let s dostatečně malým časovým krokem < 10 minut. Stejně tak jako z čáry náhradních vydatností a pomocí Šifaldova deště je možno i touto metodou vymodelovat deště s různou dobou trvání. Předpokládejme například, že určujeme déšť o době trvání 30 minut. Nejprve vybereme z řady historických dešťů všechny deště, které mají dobu trvání 30 minut a delší a jejichž srážková výška je větší než předpokládaná retenční kapacita prohlubní na povrchu a počáteční ztráty (cca 5 mm). U dešťů s dobou trvání delší než 30 minut vybereme 30ti minutový úsek s největším objemem. Příklad je uveden na obr.5-69a. Pro vybrané dešťové oddíly, které mají dobu trvání T a průběh intenzity je funkcí času, stanovíme objem deště jako T

V   i. dt

(5.11.4.4-1)

0

Vybrané oddíly mají zcela rozdílné objemy, protože jde o skutečné deště. Rozdíly mezi absolutními velikostmi pořadnic intenzit by do zpracování vnášely chybu, a proto se jednotlivé deště znormují podle objemu následujícím způsobem ir 

ir i V

-

i , i  0, T V

(5.11.4.4-2)

relativní intenzita skutečná intenzita objem dešťového podílu (hyetogramu)

Znormované hyetogramy s relativními pořadnicemi ir jsou srovnatelné pro všechny vybrané dešťové oddíly. Příklad znormování hyetogramů je na obr.5-69b. Dalším krokem je určení časové souřadnice těžišť jednotlivých hyetogramů (obr.5-70). Určíme časový krok Δt, čímž je časová osa rozdělena na hodnoty t1 až tn, kterým odpovídají hodnoty relativních intenzit ir1 až irm. Pro časovou pořadnici těžiště pak platí n

tt 

 i t . t ri

i 1 n

i

ri

i

(5.11.4.4-3)

. t

i 1

Tento postup zopakujeme pro všechny vybrané hyetogramy. V dalším kroku srovnáme hyetogramy tak, aby časové pořadnice těžišť všech hyetogramů byly „pod sebou“ v jednom časovém intervalu. Tím bylo dosaženo toho, že bude respektováno časové rozdělení intenzity. Tento krok zároveň rozšířil časovou osu, protože některé hyetogramy se posunovaly doprava, jiné doleva. Rozšířenou časovou osu rozdělíme na malé časové kroky (1 min) a pro každý časový krok získáme v jednotlivých hyetogramech hodnoty intenzit iri, jak ukazuje obr.5-70. Dostaneme tak pro každý časový krok množinu pořadnic relativních intenzit iri, z nichž je pak možno 131

určit výslednou relativní intenzitu irvi pro každý časový krok. Tato hodnota však nebude průměr z iri v jednom časovém kroku, neboť by byla příliš ovlivněna maximálními aminimálními hodnotami, ale bude určena mediánem, tedy hodnotou, která má stejnou pravděpodobnost nedosažení i překročení, jak ukazuje obr.5-71.

Obr.5-69 Vybrané a) a znormované b) dešťové oddíly

Obr. 5-70 Srovnání podle těžišť

Obr.5-71 Čára překročení v i-tém časovém kroku

132

Tyto hodnoty vytvoří hyetogram návrhového deště, jak ukazuje obr.5-72. Hyetogram má však stále ještě relativní pořadnice intenzit v důsledku znormování dešťových oddílů podle objemu. Tvar hyetogramu však již vystihuje charakteristický průběh deště v oblasti dešťoměrné stanice. Vzhledem k tomu, že posunováním podle těžišť se rozšířila časová osa, byly v počátečních časových intervalech pouze u malého počtu iri nenulové hodnoty, a proto jsou mediánové hodnoty irvi pro první časové intervaly rovny nule. Tím je způsobeno, že u výsledného hyetogramu nenarůstají intenzity hned od počátku časové osy. Při následném použití hyetogramu při výpočtech počáteční nulové hodnoty nemají žádný význam, a je možno celý hyetogram přesunout tak, aby intenzity vzrůstaly již od prvních časových kroků. Zbývá určit objem modelového deště a tím i skutečné pořadnice intenzit. Objem namodelovaného deště určíme pomocí čáry náhradních vydatností s přidáním předdeště a následného deště (obr.5-72). Budeme předpokládat, že 30ti minutový úsek vymodelovaného deště s největším objemem, bude mít stejný objem jako 90 % blokového deště stejné doby trvání (v našem případě 30 min). Jsou tak změněny relativní pořadnice irvi na skutečné pořadnice ir a tím je vytvořen syntetický (modelový) déšť. Stejným způsobem je možno postupovat pro stanovení dešťů s jinou dobou trvání.

Obr.5-72 Určení skutečných intenzit modelového deště Uvedená metoda je vhodná zejména pro lokality, kde jsou srážky rovnoměrně rozděleny a jejich průběh je pravidelný. Modelování dešťů s delší dobou trvání je možné provádět tímto způsobem, máme-li dostatečně dlouhou dešťovou řadu, protože pro zpracování můžeme vybírat pouze ty deště, které mají dobu trvání stejnou nebo delší, než je doba trvání modelového deště, a počet dešťů pro statistické zpracování se délkou deště snižuje. 5.11.4.5 Dešťový katalog

Poněkud odlišné zpracování dešťů bylo provedeno v 60. a 70. letech 20. století ve Švýcarsku Munzem. Odlišnost Munzova přístupu spočívá v tom, že na rozdíl od ostatních autorů se nezabýval pouze tvarem extrémních (dimenzionálních) dešťů, ale snažil se rozdělit deště do určitých skupin a tyto slupiny popsat, případně najít určité reprezentanty. Za tímto účelem vytvořil Katalog dešťů, který je pro jisté úlohy používán dodnes. Byly sestrojeny pravděpodobné tvary dešťů různých dob trvání a různé srážkové výšky (obr.5-73). Při definování tvarů těchto dešťů se Munz nezabýval problémem časového určení maximální intenzity a dešťům byl přisouzen trojúhelníkový tvar (krátké deště) nebo tvar složený z obdélníka a trojúhelníka (dlouhé deště). Procenta na obrázku označují maximální hodnotu ve špičce deště nebo na přechodu mezi obdélníkem a trojúhelníkem v procentech průměrné intenzity deště. 133

Tato metoda má i dnes své opodstatnění. Je pochopitelné, že použití dešťového katalogu nenahradí simulaci řadou historických dešťů, ale je možné použít dešťového katalogu z daného povodí pro základní koncepční úvahy na počátku každého projektu. Dešťový katalog nám, na rozdíl od předchozích metod, popisuje spektrum dešťů všech dob trvání a všech vydatností. Použití této metody je vhodné zejména tam, kde jsou deště stejnoměrně rozděleny na povodí. Ukázalo se např., že jestliže se použijí pro dlouhodobou simulaci historická dešťová řada, jsou výsledky velmi podobné jako při použití dešťového katalogu. Doba výpočtu je při použití katalogu nesrovnatelně kratší, protože z každé skupiny se použije pouze jeden reprezentant.

Obr.5-73 Pravděpodobné tvary dešťů podle dešťového katalogu

5.11.5 Dešťová data jako základní vstupní parametr simulačních prostředků Při uplatnění moderní koncepce zatížíme povodí řadou historických dešťů, provedeme řadu výpočtů a teprve výsledky těchto výpočtů (jednotlivé efekty) se statisticky zpracují. Tento postup práce nám umožňují nové pracovní nástroje, kterými jsou simulační modely. Řešení problému se stává komplexnějším, složitějším, ale nezbytným. Abychom mohli realizovat popsaný postup, musíme mít k dispozici nástroj, který je schopen provést výpočet pro řadu dešťových událostí. Tímto nástrojem jsou simulační modely. Tyto modely pracují na různých stupních schematizace problému a velmi hrubě je možno je rozdělit na zjednodušené a podrobné. Typický současný postup pro řešení většiny úloh je následující. Z historických řad dešťů se pomocí zjednodušených modelů vyberou deště, které způsobí efekt s požadovanou četností výskytu. Množství takto vybraných dešťů je dáno požadovanou přesností výsledků a přesností zjednodušeného simulačního modelu. V dalším kroku pak provedeme výpočet pomocí podrobného modelu pro vybrané „dešťové série“ a získáme požadované hodnoty jednotlivých efektů pro odpovídající periodicitu (četnost).

134

5.11.5.1 Vzdálenost dešťových stanic od modelového povodí

Metody, kterými se ze sítě srážkoměrných stanic zjišťuje srážková výška deště na sledovaném místě povodí, jsou známy z hydrologie (kap.3.6). Mohou pouze poskytnout údaje o celkové srážkové výšce deště, jejich použití pro zjišťování průběhu deště je velmi diskutabilní. Rozdíly ve výsledcích podle jednotlivých metod jsou poměrně značné. V praxi musíme často vzít v úvahu chybějící dešťové záznamy, různou přesnost dat v jednotlivých stanicích a řadu dalších faktorů. Tyto metody nám mohou pomoci např. při porovnávání srážkových úhrnů za jednotlivá období, jsou jistým kritériem pro srovnání dešťových řad z několika stanic. Není možné tuto metodu použít pro zjištění časového průběhu jednoho deště pomocí hyetogramů okolních dešťových stanic. 5.11.5.2 Plošná hustota stanic

Celá řada autorů uvádí, že plošné rozložení deště má značný vliv na výsledky povrchového odtoku. Obr.5-74 tuto teorii potvrzuje. Jsou ukázány výsledky stimulace pro jeden déšť v povodí švédského města Lund. Velikost povodí je asi 20 km2 a v povodí bylo umístěno 8 dešťoměrných stanic. Na odtokových hydrogramech při použití dešťových dat z jednotlivých stanic jsou patrné značné rozdíly ve výsledcích. Dokonce i při použití dat ze stanic umístěných v centrální části povodí (stanice 5 a 8) vidíme obrovské diference oproti naměřeným hodnotám. Použijeme-li data ze všech dešťových stanic a zatížíme jimi patřičnou část povodí dostaneme výsledky srovnatelné s naměřenými hodnotami.

Obr.5-74 Vliv plošného rozdělení deště na výsledky simulace. Při řešení úloh, kdy hledáme extrémní návrhové hodnoty pro jednotlivé efekty na stokové síti se statistickým zpracováním výsledků, není vliv plošného rozložení deště podstatný. Pro úlohy, kdy pracujeme s jednotlivými dešťovými událostmi, jako např. posouzení části stokového systému s ohledem na jeho přetížení během extrémního deště, nebo pro řízení odtoku má však plošné rozdělení deště zásadní význam.

135

5.11.5.3 Mezery v záznamech

Mezery v záznamech jsou běžným problémem nejen při měření dešťů. Některé mezery jsou dokonce záměrné, jako např. přerušení provozu dešťoměrné stanice během zimní sezóny. Pro většinu úloh v městské hydrologii mezery v záznamech nejsou problémem. Pro statistické vyhodnocování extrémních hodnot (např. Qmax) je negativní vliv mezer v záznamu závislý na tom, zda se mezery vyskytují v době extrémních dešťů. To je však možné prověřit (např. srovnáním s jinou stanicí v okolí). Ve většině případů je možné provést „kompresi dat“, tj. vynechání období s mezerami. Instalujeme-li dočasná dešťoměrná zařízení krátkodobě (např. na 1 sezónu) za účelem kalibrace a verifikace, jsou mezery v záznamech vážným nedostatkem. Prší jen cca 5 % roku a každá mezera je v tomto případě značnou ztrátou informace. Jestliže např. kalibrujeme model na daném povodí, instalujeme zpravidla několik zařízení na měření dešťů a několik zařízení na měření hladin a průtoků v kanalizaci. Abychom získali data použitelná pro kalibraci, musíme v měrné sezóně zachytit několik dešťových událostí, kdy budou všechna tato zařízení fungovat. To zvyšuje nároky na spolehlivost dešťových měření s cílem snížení mezer v záznamech na minimum.

5.11.6 Objekty na stokové síti 5.11.6.1 Dešťové a retenční nádrže

Účelem dešťových nádrží je 1. snížení nebo zamezení odnosu znečištění dešťovými vodami nebo zředěnými odpadními vodami z odlehčovací komory jednotné soustavy do vodního toku, jde o zachycení plovoucích a unášených látek 2. zmírnění nárazového přítoku srážkových vod nebo zředěných odpadních vod z odlehčovací komory před vypuštěním do vodního toku Základní typy dešťových nádrží: – záchytná nádrž – dešťová usazovací nádrž – usazovací nádrž Záchytná nádrž

Záchytná nádrž (obr.5-75) je určena k dočasnému zadržení odpadních vod z počátku přívalových dešťů (zachycení prvního splachu). Při použití na jednotné kanalizaci v kombinaci s odlehčovací komorou se funkce řídí průtokovými poměry. Při bezdeštném průtoku protéká odpadní voda přiváděná kanalizací mimo záchytnou nádrž dále na čistírnu. Při dešti dojde ke zvýšení průtoku a voda přepadá přes nízkou přepadovou hranu do záchytné nádrže. Po naplnění této nádrže dojde ke zpětnému vzdutí až do objektu s přepadovými hranami a následně k odtoku vody přes vysokou přepadovou hranu do recipientu. Do recipientu je v tomto případě odváděna splašková voda zředěná čistými dešťovými vodami. Zatížení recipientu je podstatně nižší než při funkci samostatné odlehčovací komory. Znečištěné dešťové vody jsou při dešti akumulovány v záchytné nádrži a do kanalizace jsou odpouštěny až po skončení deště. Následující úseky kanalizací není proto nutno dimenzovat na dešťový průtok.

136

Dešťové usazovací nádrže

Tyto nádrže byly vyvinuty k předčištění srážkových vod z oddílné dešťové kanalizace před jejich zaústěním do retenčních nádrží. Je tím tedy zamezeno jejich zanášení usaditelným materiálem, jehož odstraňování je nákladné a zdlouhavé. Usazovací nádrže

Účel těchto nádrží je v podstatě stejný jako u dešťových usazovacích nádrží. Jedná se o nádrže budované na výpustech z odlehčovacích komor.

Obr.5-75 Záchytná nádrž Retenční nádrže jsou zařízení, ve kterých dochází k akumulaci vody při dešťových srážkách. Tyto vody jsou po dešti postupně odpouštěny do kanalizace nebo do vodního toku. Úkolem retenčních nádrží na vodních tocích je regulovat odtok srážkových vod na úroveň přirozeného odtoku z povodí před jeho urbanizací. Retenční nádrže ve stokové síti zadržují srážkové přítoky, které jsou postupně vypouštěny do kanalizace po odeznění zvýšeného průtoku. 5.11.6.2 Odlehčovací komory

Účelem odlehčovacích komor je odlehčení směsi dešťové a splaškové odpadní vody z jednotné kanalizační sítě do vodního toku. Funkci odlehčovací komory je nutné řešit s ohledem na ekonomické a ekologické hledisko. Podle stavebního uspořádání se odlehčovací komory dělí na – odlehčovací komory s přelivem přes přepadovou hranu – gravitační odlehčovací komory – odlehčovací komory se zvláštním uspořádáním

137

Odlehčovací komory s přepadovou hranou

Zásadní pro funkci odlehčovací komory je výška přepadové hrany. Dříve nejběžněji používané komory s nízkou přepadovou hranou se dnes již nenavrhují. I menší překážka v toku totiž může způsobit vzedmutí hladiny a přepad přes přelivnou hranu i v době bezdeštných průtoků. Odlehčovací komory s vysokou přepadovou hranou splňují požadavek na regulaci funkce na základě měnících se podmínek. Regulačním prvkem je nějaké škrtící zařízení, které v odlehčovací komoře vzduje odpadní vody, takže odtok směrem na ČOV má prakticky navrženou hodnotu. Akumulované odpadní vody v odlehčovací komoře umožní, aby se do odtoku na ČOV dostaly splachy s povrchu s výplachy z kanalizace na začátku srážkového přítoku. Gravitační odlehčovací komory

Tento typ odlehčovacích komor se instaluje v trase s větším sklonem a středním průtokem. Jde v podstatě o štěrbinu ve dně stoky, kterou se bezdeštný průtok dostává na ČOV. Při zvýšených srážkových průtocích část zředěných odpadních vod přeskočí štěrbinu a je odváděna do vodního toku dešťovou výpustí. Výhodou těchto odlehčovacích komor je minimální nárok na prostorové umístění. Nevýhodou je případné ucpávání vtoku do splaškového odtoku v případě, kdy u starších typů odlehčovacích komor tohoto typu nelze regulovat velikost štěrbiny. Novelizované komory již umožňují měnit šířku štěrbiny a tím na základě měření nastavit optimální funkci odlehčovací komory. Odlehčovací komory se zvláštním uspořádáním

– – – –

s torzní přepadovou hranou s horizontální dělící stěnou se štítovým oddělovačem (kap.5.11.6.3) s plovákem a regulačním uzávěrem

5.11.6.3 Štítový oddělovač

Základní úlohou štítového oddělovače je zajistit, aby při vysoké vodě nebyla v průtočné části odlehčovací komory překročena v daných podmínkách maximálně únosná výška hladiny vody. Principem tohoto zařízení je vertikální štít z nerezové oceli pohybující se horizontálně ve dvou lineárních pojezdech připevněných na stěnách odlehčovací komory. Sílu působící na štít proti vodě vzduté v odlehčovací části komory vyvíjí plovák propojený přes táhla a kladky s lyžinami pojezdu. Celkovou hmotností plováku je pak určena výška vzdutí v průtočné části odlehčovací komory, při níž se štít otevírá. Popis funkce štítového oddělovače (obr.5-76) I. Normální stav za suchého počasí. Kanalizací protéká volně voda. Štít je uzavřen a dosedá na práh a svislé stěny přelivného otvoru. II. Zachycuje stav těsně před odsunutím štítu. V průtočné části odlehčovací komory dosáhla voda úrovně otvírací hladiny. III. Tlak vzduté vody je větší, než síla vyvíjená plovákem na štít z druhé strany. Štít se odsune a navzdouvaná voda odtéká do vodoteče. Odlehčuje-li se průběžně množství Qo, zůstává zcela otevřen. Změnou váhy plováku se změní i výše otvírací hladiny. V důsledku spodního odlehčení je zachycováno až 90 % plovoucích nečistot před štítem. Mluvíme proto také o jeho funkci jako norné stěny.

138

IV. Kanalizací protéká vysoká voda a zároveň dochází ke zpětnému vzdutí z vodoteče. Jeho maximální výška musí být při zadávání návrhových parametrů uvedena a je zohledněna při výpočtu. Je-li pro vypočtenou délku přelivné hrany k dispozici dostatek prostoru, celé požadované množství Qo je pak odlehčováno do rozdílu hladin cca 100 mm, při rozdílu 50 mm je zajištěno ještě odlehčení v hodnotě zhruba 60 % z Qo. Při vyrovnání hladin se štít uzavře. V. Dochází pouze ke zpětnému vzdutí v odlehčovací části odlehčovací komory. V její průtočné části je úroveň hladiny jako za sucha. Štít je uzavřen, nepropustí proto vzdutou vodu do průtočné části odlehčovací komory a dále do kanalizace. Hrozí-li nebezpečí přelití přes horní hranu štítu, přidává se při betonáži komory ještě horní práh, jak je znázorněno na obrázku. Štít pak dosedá na odlehčovací otvor po celém svém obvodu.

Obr.5-76 Odlehčovací komora se štítovým oddělovačem

139

5.11.6.4 Vířivé a vírové separátory

Separátory pracují na principu separace nerozpuštěných látek z vody v odstředivém poli, přičemž se rozdělují podle charakteru proudění. Vířivý separátor

Odpadní vody přitékají tangenciálně ke dnu kruhové nádrže tak, že se v blízkosti středu nádrže vytváří stoupající spirálové proudění. Hlavní proud postupuje od středu nádrže při hladině směrem k obvodovým stěnám, podél nich klesá ke dnu a vrací se zpět ke středu. Zachycené látky se sunou po dně ke kališti. Na hladině se ve středu nádrže vytváří prohlubeň, v níž se shromažďují plovoucí látky, které se odstraňují samostatně. Vírový separátor (obr.5-77)

V principu je to stejné zařízení jako vířivý separátor, pouze hlavní proud spirálového proudění postupuje po dně nádrže směrem k obvodovým stěnám, podél stěn vertikálně k hladině a po hladině do středu, kde se tvoří úplný vír. Vytvořené proudění způsobuje, že nerozpuštěné částice s větší hustotou než voda se vlivem spirálového pohybu kapaliny dostávají do středu konického dna, odkud jsou odváděny na čistírnu odpadních vod. Zachycení plovoucích látek může být řešeno plovákovým sběrným žlabem otáčeným vlivem proudící vody.

Obr.5-77 Vírový separátor

140

6. Splaveniny Splaveninami rozumíme tuhé částice minerálních nebo organických látek různého tvaru a velikosti, které jsou přemísťovány vodou na povrchu terénu, v tocích, přirozených i umělých nádržích a v mořích. Jsou výsledkem erozní činnosti vody, a to buď v důsledku plošné eroze způsobené atmosférickými srážkami dopadajícími na zemský povrch, které jej v závislosti na jeho složení, soudržnosti i intenzitě deště rozrušují, tzv. faktory přímé, které erozi vyvolávají, nebo v důsledku erozní činnosti v korytech toků, což je závislé od hydraulických parametrů koryta, hlavně sklonu dna, rychlosti, hloubky a vodnosti, od geologických vlastností, sklonů svahů apod., tzv. faktory nepřímé, které erozi umožňují. Účinek intenzity deště na intenzitu eroze, vyjádřenou množstvím splavenin (objemově nebo hmotnostně) lze určit z výrazu G  A  ia G i a A

-

(6-1)

množství splavenin intenzita deště parametr stanovený empiricky (řádově 0,7 - 2,2) součinitel vyjadřující vliv ostatních faktorů.

Aby mohl déšť způsobit erozi, musí při daném trvání dát určitý úhrn, který je např. podle Barneta minimálně HS  HS t

-

t 5 4

(6-2)

srážková výška trvání deště

Vliv sklonu svahu na množství splavenin lze vyjádřit

G  B Ib I b B

-

(6-3)

sklon svahu parametr určený empiricky součinitel vyjadřující vliv ostatních faktorů

Obdobně lze vyjádřit i vliv délky svahu G  C  LC

(6-4)

V tocích se zároveň s vodou pohybují i pevné části, splaveniny. Splaveniny uložené v korytech nebo nádržích zmenšují odplavení z povrchu terénu, mění podmínky pro povrchový odtok, jejich přítomnost ve vodním proudu ovlivňuje rozdělení rychlosti, atd. Splaveninami se nazývají souhrně všechny tuhé částice minerálních i organických látek přemisťované vodou. Dělí se na splaveniny dnové (pohybují se v kontaktu se dnem koryta sunutím, valením nebo poskakováním), a na plaveniny, které se ve vodě vznášejí. Změnou podmínek mohou přecházet z jedné kategorie do druhé.

Nejdůležitější vlastnosti splavenin jsou velikost, rozdělení zrnitosti, tvar, hustota, usazovací rychlost a dále odolnost proti otěru, pevnost, nasákavost, vlhkost, smáčecí schopnost, schopnost koagulace, tepelná vodivost atd. Pro určení velikosti splaveninové částice se 141

nejčastěji (hlavně u písku a jemného štěrku) používá sítový průměr dS, tj. střední šířka nejmenšího otvoru síta, kterým ještě částice může projít. Podle sítového průměru pak jsou splaveniny hrubé (balvany, oblázky, štěrk a písek) a jemné (prach a jíl). Složení směsi splavenin se nejčastěji vyjadřuje čarou zrnitosti, kde se na vodorovnou osu vynáší sítový průměr dS a na svislou osu číslo, které vyjadřuje kolik procent splavenin z celkové hmotnosti vzorku je jemnějších než daný sítový průměr. Při určování tvaru částic se posuzuje jejich kulovitost a zpravidla se rozlišují kategorie podle rozměru příčného a, podélného b svislého rozměru částice při koulení o dně c takto destičky sféroidy plátky jehličky

> > < <

b/a 2/3 2/3 2/3 2/3

c/b 2/3 2/3 2/3 2/3

< > < >

Měrná hmotnost P částic se v přirozených podmínkách prakticky nemění a uvažuje se  P  2,65  , kde  je měrná hmotnost vody při 4 C. Pohyb plavenin nastává tehdy, když jsou svislé složky turbulentního proudění větší než rychlost pádu částic, kterou v podmínkách stojaté vody nazýváme usazovací rychlost w m/s, cm/s. Je to rychlost rovnoměrného klesání pevných částic v klidné vodě, obecně závisí na velikosti gravitačního zrychlení g, hustotě vody , hustotě plavenin P, na dynamické viskozitě , na průměru částice d a tvaru částice. Klasická hydraulika rozeznává různé druhy proudění (laminární, turbulentní), podle velikosti tzv. bezrozměrného Reynoldsova čísla, v oboru usazování Re 



-

wd

(6.5)



kinematická viskozita.

Podle velikosti Re potom platí obecné vztahy pro výpočet usazovací rychlosti podle Stokese pro laminární pohyb, Re < 1 w

 P     g  d 2 18  

(6.6)

pro 50m  d  150 m, podle Newtona pro Re  200  8 g   P     r  w 1 2 k 3 

k r

-

(6.7)

odporový součinitel, který je funkcí Re poloměr částice.

Pro přechodnou oblast proudění mezi platností Stokesovy a Newtonovy rovnice se pro výpočet k používá celá řada vzorců od různých autorů s různými mezemi platnosti. Množství plavenin v daném vzorku určují hodnoty kalnost a koncentrace. Kalnost C kg/m3 je poměr hmotnosti plavenin v určitém objemu odebraného vzorku k tomuto objemu vzorku.

142

Objemová koncentrace je bezrozměrný poměr objemového množství plavenin k celkovému objemu vzorku, v němž jsou obsaženy.

6.1 Měření a určování množství plavenin a dnových splavenin Měření plavenin, t.j. stanovení množství unášených částic, spočívá ve zjišťování hodnoty kalnosti. Přístroje pro odběr vzorku se nazývají batometry. Podstatou přístroje je litrová láhev se širokým hrdlem, v jejíž zátce jsou dvě trubičky profilu 2 mm až 6 mm. Hrdlo lahve je otočeno proti proudu vody. Jednou trubičkou, ve středu zátky, vniká do lahve voda, druhou, u vrchního okraje zátky, uniká vzduch. Přístroj má proudnicový tvar, případně je vybaven kormidlem k udržení správného směru při nabírání vzorků (turbidisonda). Může být vybaven mechanickým uzávěrem pro bodový odběr nebo pro integrační vzorek, kdy se přístroj plní od hladiny ke dnu. Nejdokonalejší přístroj je vakuový batometr, kde je vzorek odsáván z odběrného prvku do podtlakové komory. Hodnoty kalnosti se zjišťují přímým měřením v toku nebo nepřímo zpracováním vzorků až v laboratoři. Odběr může být v pěti bodech (u hladiny - 0,2H - 0,6H - 0,8H - u dna), tzv. detailní měření, nebo ve dvou bodech (0,2H - 0,8 H), tzv. základní měření, nebo v jednom bodě (v hloubce 0,6H), tzv. jednobodové měření. Měření se zpracovávají obdobně jako při měření rychlosti ve svislicích, graficky zjišťujeme průměrnou hodnotu na svislici Cs. Máme-li průběh kalnosti na svislici a rozdělení rychlosti u na svislici, měrný průtok plavenin qP v dané svislici lze určit z výrazu h

qP   c  u dy

(6.1-1)

0

c u

-

kalnost v bodě svislice bodová rychlost vody

Abychom dostali hmotnostní průtok plavenin v celém profilu, musíme vyhodnotit výraz B h

B

Q P    c  u dy db   q P db 0 0

(6.1-2)

0

Výpočet je adekvátní vyhodnocení průtoku vody podle Harlachera. Téhož výsledku můžeme dosáhnout výpočtem výrazu B

Q P   c si  v si  hi  bi

(6.1-3)

0

csi

-

průměrná kalnost ve svislici i.

K měření dnových splavenin se užívají různé konstrukce batometrů, kterým říkáme lapáky. V podstatě mohou být plnostěnné nebo se stěnami z drátěné sítě. U plnostěnných lapáků dochází k narušení dna i pohybu splavenin, u síťových lapáků se ztrácí větší část zrn menšího průměru, než jsou oka drátěných stěn. U nás se používá plnostěnný lapák zkonstruovaný VÚV v Praze. Krabice má proudnicový tvar, vstupní otvor 20 cm a 50 cm, usazovací prostor 0,055 m3, opatřený kormidlem. Principem vyhodnocení průtoku splavenin je zjištění lapákem zachyceného dnového materiálu ve vhodně volených místech průtočného profilu. Známe-li čas potřebný pro zachycení určitého hmotnostního množství materiálu lapačem, získáme představu o intenzitě pohybu splavenin v pruhu rovném šířce záchytného otvoru přístroje. Postupuje se analyticky nebo graficky. 143

Pro každé místo lapače (vertikálu) vyhodnotíme průtok dnových splavenin z výrazu q d spl  m t b

-

m 100 t  b

(6.1-4)

hmotnost splavenin v dané vertikále profilu toku doba zachytávání materiálu přístrojem šířka vstupního otvoru přístroje

Celkový hmotnostní průtok dnových splavenin je dán výrazem q  q  q  qn   q  q2  Qd spl  0,001 1 b0   1 bn 1  n bn  b1  ...   n 1 2 2   2    2

qi…qn bi…bn-1 b0, bn

(6.1-5)

elementární průtoky v i-té vertikále odlehlosti mezi příslušnými vertikálami odlehlosti mezi krajními vertikálami a břehem

Výsledků měření pohybu splavenin využívají vodohospodářské obory např. při stanovení zanášení nádrží, v problematice stanovení kritických rychlostí, při kterých dochází k pohybu splavenin (stabilita dna), při stanovení unášecí síly, která způsobí pohyb splavenin apod.

7. Jezera, základní pojmy a charakteristiky Oddílem hydrologie zabývajícím se stojatými povrchovými vodami na pevnině, tedy i jezer, je limnologie. Jezero je přirozená vodní nádrž. Podle způsobu vzniku rozlišujeme 1. jezera hrázová (hrazená), která vznikla uzavřením údolí sesuvem, nánosem, morénou, lávovým proudem atd., 2. jezera kotlinová, která vznikla naplněním přirozené terénní prolákliny vodou, popř. společným působením několika činitelů, 3. jezera smíšená. Podle příčiny vzniku rozeznáváme

1. ledovcové jezero, které vzniklo činností ledovce, v dolní části uzavřeném údolí morénami, vyznačuje se často velkými hloubkami (převážná část našich jezer). 2. údolní jezero, které je výsledkem erozní činnosti tekoucí vody, akumulací velkého množství splavenin řek, které zahradily údolí. 3. tektonické jezero, které vzniklo v propadlinách zemského povrchu, mnohdy je velmi hluboké, rozlehlé (např. Bajkal hloubka 1 741 m, Tanquanyika hloubka 1 435 m atd.). 4. vulkanické jezero, které vzniklo zatopením kráteru sopky, údolí zahrazených proudem lávy. 5. pobřežní jezero, které vznikne ústupem moře, vznikem lagun apod. Z hydrologického hlediska je jezero s odtokem (v nejnižším místě přirozené hráze nebo prosakováním) nebo bez odtoku.

144

Podle toho, zda do jezera ústí zjevný přítok (resp. odtok), rozeznáváme jezera s přítokem (resp. odtokem). 1. odtoková jezera jsou převážně sladkovodní, s malým kolísáním hladin, vyrovnávají odtok, proto jsou energeticky zajímavá 2. bezodtoková jezera přítok eliminují výparem, hladina může kolísat ve velkém rozpětí, v důsledku odpařování dochází k vzrůstu koncentrace solí a voda je převážně slaná Mezi nejdůležitější prvky charakterizující jezero patří Plocha hladiny, její velikost a tvar ovlivňuje výpar, tvorbu vln, rozsah styku s ovzduším, tím ovlivňuje tepelnou bilanci. Tvar a reliéf jezera, je odvislý od charakteru vzniku. Další ovlivnění vzniká působením vodní hmoty, činností rostlin a organismů. Hloubka jezera je závislá na příčině vzniku. U jezer vzniklých erozní činností proudící vody je závislá na hladině moře, naopak u jezer vulkanických a tektonických poloha jejich dna a hladiny je na moři nezávislá (např. Kaspické jezero vyplňující proláklinu, jejíž dno leží asi 1 000 m a hladina 26 m pod hladinou moře). Leží-li hladina jezera nad a jeho dno pod hladinou moře (např. Bajkal: hladina +476 m, dno -1 265 m), mluvíme o tzv. kryptodepresi. Charakter břehů a dna je dán především materiálem tvořícím jezerní pánev a působením fyzikálních a biologických činitelů na tento materiál.

V jezerní pánvi rozeznáváme oblast břehovou a oblast hlubinnou. Břehová oblast je tvořena břehem, což je pruh zpravidla suché země, která obepíná jezero a je erodována vlnami. V důsledku erozní činnosti bývají břehy jezera členité, v měkčích horninách mohou být v důsledku podemletí velmi strmé. Pod břehovým srázem se hromadí uvolněná horninová drť, která vytváří plochou část, pásmo plážové. Na ně bezprostředně působí vlnění hladiny. Pokračováním plážového pásma je příbojová plošina, sahající od místa, kde přestává působit přímý účinek vln až k příkrému svahu dna, který je přechodem z oblasti břehové do oblasti hlubinné. Hlubinnou částí jezera nazýváme tu část, jejíž dolní vrstvy jsou nedostupné slunečním paprskům. Neprojevuje se v ní již účinek vlnění, plaveniny a odumřelé organismy se usazují v podobě bahna a tvoří těsnící vrstvu. Dno jezera dále zarovnávají nánosy, přinášené řekami. Řeka nesoucí velké množství splavenin u vtoku do rozšířené části ztrácí svou rychlost a proto z proudu vypadávají drobné plaveniny a usazují se na dně. Čím je rychlost menší, tím jemnější částečky mohou sedimentovat. Proto záleží na tvaru a velikosti jezera, zda se budou usazovat kromě větších plavenin i jemnější, nebo zda budou odnášeny řekou z jezera dále. Těžší aluviální nánosy se usazují na konci příbojové plošiny v místech přechodu do oblasti hlubinné. Bahenní usazeniny, pokrývající dno jezera, se skládají z neorganických a organických látek. Organické látky jsou tvořeny z částečně nebo úplně rozložených rostlinných a živočišných organismů, žijících v jezeře nebo přinesených z řek, břehů a povodí. Nerozložené organismy přikryté vrstvou bahna mineralizují a protože jsou ukládány chronologicky, při odkrytí umožňují poznat dávnou historii jezera a v určitém ohledu i povodí (např. je možné podle zachovaných pylových zrnek usuzovat na druh dřevin, stupeň zalesnění a jeho vývoj na povodí v dávno uplynulých dobách). V rámci tzv. morfologie jezer zjišťujeme opisné prvky měřením a vyjadřujeme je číselně. Přitom využíváme měření již provedená (třeba k jiným účelům), nebo provádíme měření sami. Mnohé základní charakteristiky můžeme zjistit z existujících map.Především je takto možné zjistit zeměpisnou polohu a nadmořskou výšku hladiny jezera, jako důležitý ukazatel klimatických podmínek. Obdobně z mapy určíme velikost a tvar hladiny jezera, ale i velikost a tvar sběrné oblasti povodí, jeho zalesněnost, hustotu říční sítě apod. Geologické a pedologické charakteristiky získáme z příslušných map,

145

charakteristiky konfigurace terénu (průměrnou nadmořskou výšku povodí, hypsografickou křivku apod.) lze určit jen z map vrstevnicových. Jestliže nejsou k dispozici již hotové geometrické podklady, uděláme vlastní měření. Nadmořskou výšku hladiny můžeme zjistit nivelací, obvykle však postačuje přesnost barometrického měření. Tvar břehů a hladiny jezera zaměřujeme geodeticky (fotogrammetrie, polygonové měření, tachymetrická měření apod.). Plochu hladiny zjistíme planimetrováním jejího obrazu v mapě. Členitost břehů postihujeme stupněm členitosti břehů, jenž je poměrem délky břehové čáry k obvodu kruhu o ploše, rovné ploše jezera sč  O P

-

O 1/ 2 2  P   

(7-1)

obvod jezera plocha jezera

Hloubka jezera a tvar jezerní pánve se zjišťuje měřením hloubek v jednotlivých bodech zvolených profilů, příp. obdobně jako u toků. U větších vodních ploch se mezi břehem a lodí napíná lano a ve vzdálenosti 1 m až 5 m se plováky označí místo svislice, příp. za pomoci teodolitu s dálkoměrem se udržuje směr a fixuje se vzdálenost měření svislice z lodi. U velmi rozsáhlých ploch jezer se vodní plocha rozdělí na čtverce o straně 200 m až 500 m, jejichž vrcholy se fixují dvěma teodolity ze břehu, body se vyznačí na vodní ploše bójemi. Mezi takto fixované body se ve čtverci vede potřebných počet měrných profilů, svislic, vyznačených pomocnými bójemi. Vhodné je příp. měření v zimním období z ledu. Hloubky ve svislicích se asi do 6 m měří sondovací tyčí (dělená po 5 cm až 10 cm, na spodním konci opatřená podložkou, aby se nebořila do dna). Větší hloubky se měří kalibrovanou šňůrou opatřenou závažím. Pro hloubky 10 m - 500 m se používá hydrostatické zařízení (na principu změny hydrostatického tlaku s hloubkou). V poslední době se používají ultrazvukové hloubkoměry (echoloty), které rychle a plynule vykreslují v profilu hloubky a lze usuzovat ze záznamu na materiál dna. Protože rychlost šíření zvuku ve vodě (cca 1 450 m/s) je závislá na hustotě vody, přístroj je nutno před použitím otárovat (měřením ve známých hloubkách).

Vynesením naměřených hloubek ve svislých rovinách lze sestrojit měrné profily, vynesením jednotlivých bodů do situace a spojením míst se stejnými hloubkami dostaneme plynulé čáry (analogické vrstevnicím), tzv. izobaty, jež v souboru tvoří batygrafický plán (obr.7-1). Z toho lze vycházet pro zjištění velikosti zatopené plochy a velikosti objemů jezera v závislosti na hloubce vody.

Obr.7-1 Batygrafický plán

146

7.1 Vodní bilance jezer Objem vody v jezeře se mění v závislosti na velikosti bilančních členů rovnice. Snažíme se prvky vyjádřit co nejúplněji, teprve podle okolností lze některé pro jejich nevýznamný podíl v bilanci zanedbat. S  K  P  PP  VP  E  O  OP  VK

(7.1-1)

Kladné členy, které znamenají zvýšení objemu, vodnosti, jsou S K P PP

-

srážky spadlé na hladinu vláha, která vznikla kondenzací vodních par na hladině voda přiteklá povrchově z povodí voda přiteklá v podobě podzemního přítoku

Záporné členy, které znamenají zmenšení objemu, vodnosti, způsobují E O OP

-

výpar z volné vodní hladiny jezera povrchově odteklá voda z jezera voda odteklá v podobě podzemního odtoku

Abychom postihli rovnováhu mezi oběma stranami rovnice, je třeba ke kladné části připočítat počáteční objem VP a k záporné části pak zavést konečný stav objemu VK. Srážky se měří přímo nebo se určí z blízké srážkoměrné stanice. Povrchový přítok (i odtok) se určuje součtem objemu přiteklého (odteklého) z potoků, řek zaúsťujících do (odtékajících z) jezera. Podzemní přítok a odtok měřit nelze. Může být někdy nevýznamný, jindy velice podstatný. Lze ho určit pouze nepřímo z ostatních známých prvků bilanční rovnice. Výpar z volné hladiny se zjišťuje měřením nebo se určí z výsledků získaných na jiném místě. Při zjišťování výparu je třeba uvážit kolísání hladiny (mění se plocha hladiny). Je-li objem přítoku P1 do jezera včetně srážek spadlých na jeho plochu P* např. za 1 den a výška výparu z hladiny za totéž období bude hE, pak P1  hE  h P* Δh

-

(7.1-2)

změna výšky hladiny

Je-li Δh=0, h je konstantní, obsah jezera se nemění, výpar je v rovnováze s přítokem P1  P * hE

(7.1-3)

P1, P*, hE jsou ve vzájemném vztahu Je-li např. (P1/P*) > hE, voda z jezera stále vytéká, je-li nerovnost opačná, odtok je občasný a jezero se vyznačuje nevyrovnaností průtoku. Z bilanční rovnice lze určit některý z prvků, např. z pozorování hladin, srážek a odtoku lze stanovit (za konkrétní rok) velikost průměrného ročního přítoku do jezera apod.

147

7.2 Teplotní režim stojatých vod Všimneme-li si teplotního režimu stojatých vod, zjistíme, že je složitější, než tomu bylo u vod tekoucích. Výraznou roli zde hraje schopnost získané teplo dlouho podržet, neboť půda a horniny vyzařují teplo nepoměrně rychleji než voda. Tím se vysvětluje zmírňující vliv velkých vodních útvarů s dostatečným objemem na místní klima. Pokud hovoříme o teplotní bilanci, potom k příjmovým složkám patří především sluneční záření a teplo získané stykem hladiny s teplým vzduchem, teplo získané při kondenzaci par na hladině, ohřev vody o břehy apod. Čím větší je úhel, pod kterým dopadají sluneční paprsky, tím je příjmová složka větší. U malých úhlů se paprsky odrážejí od hladiny a mají malý vliv na oteplení vody. Sluneční paprsky nepronikají příliš hluboko pod hladinu vody. Zjistilo se, že horní vrstva o tloušťce 10 cm pohltí v závislosti na čistotě, průzračnosti vody až 45 % tepla a jen 20 % pronikne až do hloubky 10 m. Voda obsahující hodně rozptýlených částic, propustí do hloubky 1 m jen 20 % (i méně), do hloubky 3 m až 4 m dokonce jen 1 % sluneční energie dopadlé na hladinu (obr.7-2). K teplotnímu příjmu je třeba uvažovat tepelnou energii, získanou vodou, přiteklou řekami, popř. z teplých dešťových srážek. Jistou roli v teplotní bilanci hrají i baktérie a chemické procesy v jezeře. Výdej tepelné energie způsobuje styk hladiny s chladnějšími vzdušnými hmotami, vyzařování tepla za jasných nocí, při tání sněhu a ledu. Teplota vody v jezeře může být snižována studenými vodami, přiváděnými do jezera řekami, případně odváděním vody z horních prohřátých vrstev. V hlubších jezerech a nádržích leží v letním období teplejší vrstvy s teplotami nad 4 °C nad chladnějšími, naopak v období zimním, vlivem anomálie vody voda s teplotou v rozmezí 0 °C až 4 °C jako těžší leží na dně. Toto uspořádání vrstev nazýváme tepelným zvrstvením nebo termickou stratifikací vody (obr.7-3). V prvním případě (letní období) jde o stratifikaci přímou, v druhém případě (období zimní) se jedná o stratifikaci nepřímou. Při přímé stratifikaci se zvrstvení zachovává nebo se dokonce upevňuje dalším ohříváním horních vrstev a narušuje se ochlazováním vod, při nepřímé stratifikaci se zvrstvení zachovává nebo dále upevňuje dalším ochlazováním; oteplováním se v tomto případě stratifikace porušuje. Změnou hustoty vody, způsobenou oteplováním nebo ochlazováním vod, dochází v období jara nebo na podzim ke konvekčnímu proudění v jezeře. Může vznikat a probíhat buď jen v rozmezí jednotlivých vrstev nebo v rozsahu celé hloubky. Konvekční proud probíhá v létě v rozmezí hladinové vrstvy, v průběhu 24 hodin. Velmi často lze v hlubších nádržích prokázat existenci tzv. skočné vrstvy. Je to přechodná vrstva, ve které v podstatě nedochází k proudění. Jejím hlavním znakem je značně nižší teplota vody než v horní, sousední vrstvě. Skočná vrstva je známa jako metalimnion a je zároveň rozhraním mezi horní vrstvou epilimnion a dolní vrstvou hypolimnion. Zatímco v proudících vodách lze měřit teplotu vody v jednom místě (turbulence proudu zaručuje jednotnou teplotu), v nádržích a jezerech měříme v zájmu postižení stratifikace v řadách vodorovných a svislých. V hlubokých nádržích se teplota měří speciálními teploměry, které při měření v daném místě ponecháváme alespoň po dobu 7 min.

Obr.7-3 Teplotní pásma v jezerech

Obr.7-2 Závislost teploty na hloubce (letní období) 148

8. Bažiny a jejich hydrologický význam Z hydrologického hlediska bažinami nazýváme ty části území, kde je půda trvale nebo po převážnou část roku prosycena stojatou nebo pomalu proudící vodou. Bažiny tvoří přechod mezi souší a přirozenou nádrží, rozlišit tyto jednotlivé vodní útvary je mnohdy obtížné. Hlavním předpokladem vzniku bažin je nadbytek vody se špatným odtokem, kde dochází k hojnému vzrůstu vodomilných rostlin, které se po odumření rozkládají a tvoří tak půdu organického původu, rašelinu. Podle způsobu jejich vzniku je dělíme na slatiny, vrchoviště a přechodná rašeliniště. Slatiny vznikají zarůstáním jezer, mrtvých říčních ramen, je-li voda bohatá na minerální látky. Tvoří se ostrůvkovité shluky rostlinstva, které se rozšiřují, až se příp. spojí v jeden celek. Voda má neutrální nebo až alkalickou reakci. Vrchoviště jsou hlavně ve vyšších nadmořských výškách s dostatkem vláhy. Jsou vyplněny rašeliníkem, vody mají kyselou reakci a tak výrazné chemické vlastnosti, že v nich mohou žít jen specializované organismy. V místech s dostatečnou vláhou, v půdě zbavené zbytku živin a minerálních látek vydatnými srážkami, vystřídá traviny rašeliník. Rychle se rozrůstá a brzy udusí i zbytky původního porostu. Ze stromů v těchto místech roste jen nenáročná borovice, s kořeny při povrchu. Tím dochází při silnějším větru k vývratům a ukládání do spodních vrstev rašeliníku. Zde se veškeré rostlinné zbytky bez přístupu vzduchu mění na rašelinu. Stálé hromadění rychle rostoucího rašeliníku způsobuje zvyšování rašeliniště nad ostatní terén a vzniká vrchoviště. Pokud normální traviny s nedostatkem živin odumírají a jsou nahrazovány křovisky a lesním porostem, vrchoviště se mění na tzv. přechodné rašeliniště.

Pro vznik rašeliny je charakteristické, že přírůstek organické hmoty je větší než ztráty vyvolané přeměnou organické hmoty rašeliněním. Půda vznikající za těchto charakteristických podmínek se nazývá půda rašeliništní. Rašelina je organická zemina s více než 50 % spalitelných látek, vzniklá z rostlinných zbytků, jejichž struktura je více či méně zachována. Při obsahu spalitelných látek menším než 50 % nebo při mocnosti rašeliny menší než 30 cm mluvíme o půdě zrašeliněné. Rašeliny vznikají buď zarůstáním vodních zdrží a v místech s hladinou podzemní vody dostupující až k povrchu, nebo v oblastech s bohatými srážkami. Zarůstání vodních zdrží probíhá obyčejně ve dvou směrech (obr.8-1). Vegetace přirůstá od břehu ke středu a z jejích zbytků vzniká rašelina, která brzy dosahuje úrovně hladiny ve zdrži. Kromě toho ze zeleného krytu vegetujícího na hladině vodní zdrže odpadávají odumřelé části ke dnu a spolu s jemnými splaveninami a odumřelým planktonem vytvářejí stále narůstající humusové ložisko, nazývané muda (též gyttja). Někdy dochází i ke vzniku sapropelu. Ve vodní zdrži se takto zmenšuje prostor zvyšováním dna mudou, přírůstkem zeleného krytu shora a zarůstáním od břehů. Objem vodního polštáře se neustále zmenšuje, zelený kryt hladiny sám podléhá rašelinění. Protože voda je bohatá minerálními látkami, obsahuje také rašelina hodně popelovin, často se objevuje i CaCO3 (luční vápno), reakce může být až neutrální či slabě alkalická. Z rostlin se nejčastěji vyskytuje ostřice a rákos. Tyto rašeliny se nazývají slatiny, někdy také rašeliny eutrofní (bohaté na živiny), nebo topogenní (na odpovídajícím terénu), infraakvatické (pod vodou). Vznik rašelin však nemusí být vázán na vodní zdrže. Někdy dochází k procesu slatinného rašelinění i při vzdutí podzemní vody, kdy hladina dosahuje přímo k povrchu půdy. Prameny mohou na svazích a terasách, obsahují-li dostatek minerálních látek, způsobit vznik slatinné rašeliny. V obou posledních případech však mocnost slatinných rašelin nebývá velká.

149

Obr.8-1 Vznik slatinné rašeliny Když slatinná rašelina vzroste dostatečně nad úroveň hladiny vody, začíná do ní pronikat les (vrby, olše) a zároveň s lesem začíná na původní slatiny pronikat vegetace skromnější ve svých nárocích na živiny i vodu (vřes, borůvky, borovice, břízy). Vzniká rašelina přechodná - mezotrofní (živinami středně bohatá). Neobsahuje CaCO3, má slabě kyselou až neutrální reakci a obsahuje 0,5 % až 2 % CaO. Přechodná rašeliniště vznikají většinou na bázi slatinného rašeliniště. S dalším vzrůstem mocnosti rašeliniště se podstatně zhoršuje zásobení minerálními látkami, vegetace je mnohem více závislá na srážkové vodě a nastupuje vegetace s minimálními nároky na živiny. Objevují se různé lišejníky, mechy, především rašeliník, dále suchopýr a les ustupuje. Nutným předpokladem pro tento postup je příznivá vlhkost z ovzduší. Rašeliník má zvláštní stavbu těla, do uzavřených „makrobuňkových“ prostorů dovede přijímat vodu a dlouho ji udržet. Vzniká třetí rašelinná forma, vrchoviště, která je oligotrofní (chudá na popeloviny), ombrogenní (závislá na srážkách), supraakvatická (nad hladinou podzemní vody). Vznik vrchoviště není však vázán na výše popsanou genezi, jeho podložním substrátem nemusí být přechodná rašelina. Velmi často vznikají vrchoviště na minerálně chudém anorganickém substrátu křemičitanových hornin v oblastech bohatých na srážky. Při ztíženém povrchovém odtoku srážkových vod dochází k zadržení vody a k zamokření území, kde se potom usazují rašeliníky spolu s další vrchovištní vegetací. V dalším průběhu se rašeliníky bujně rozrůstají a svou nasáklivostí, podobnou jako u mořské houby, poutají stále více vody a zvyšují zamokření, které přispívá k dalšímu rozvoji vrchovištní vegetace. Rašeliníkové jednotlivé trsy obvykle splynou a původní vegetaci zcela potlačí. Protože jsou uprostřed rašeliniště nejvhodnější podmínky pro rozvoj rašeliníku, hromadí se tu organická hmota a vrchovištní rašeliniště nabývá charakteristické bochníkové formy. Na úpatí bochníkově vyklenutého vrchoviště, obvykle ve směru hlavního spádu území, se objevuje také ostřice. Na svahovém pásmu vrchoviště je relativně nejsušší poloha a objevují se tu borůvky, vřes, lišejníky. Mikroreliéf tvořený vrchovištní rašelinou je pestrý a zvlněný. Někdy se na vrchovištích objevují jezírka a vodní tůně. Pro složení rašeliny je typické, že jsou v ní navzájem a vedle sebe obsaženy jak jednotlivé odumřelé orgány rostlin v různých stádiích anaerobního rozkladu, tak produkty tohoto rozkladu. Z biochemických procesů jsou dominantní procesy anaerobní. K produktům rašelinění patří i huminové kyseliny a fulvokyseliny. Během rašelinění dochází ke zvýšení obsahu uhlíku a snížení obsahu vodíku a kyslíku ve srovnání s výchozími látkami. Kromě toho obsahuje rašelina velké množství dusíku. Obsah huminových kyselin je vyšší u slatinných rašelin než u rašelin vrchovištních. 150

Vlastnosti rašeliny jsou závislé kromě typu na formě, druhu a stupni rozložení. Stupeň rozložení se udává v % (ve starší Postově stupnici se rozlišovalo 10 stupňů). Pro jeho určení jsou rozhodující: celistvost původních rostlinných částí, snadnost, s níž se vyždímá voda z rašeliny, zbarvení vyždímané vody, pružnost rašeliny a konzistence.  v rašelině o stupni rozložení do 20 % (podle Posta 1 až 3) jsou snadno stanovitelné a dobře zřetelné celistvé části, po zmáčknutí v ruce prýští z rašeliny čirá až světle žlutá voda  při stupni rozložení 20 % až 30 % (podle Posta 4 až 5) jsou rostlinné zbytky značněji rozrušeny, avšak jsou ještě patrné, vytlačená voda je kalná  rašelina o stupni rozložení 30 % až 50 % (podle Posta 6 až 7) obsahuje nesnadno rozeznatelné zbytky původní vegetace, převládá makroskopicky beztvará organická hmota, která maže ruce, kalná voda se nesnadno vytlačuje, při stupni nad 40 % se již začíná protlačovat rašelina  stupeň rozložení nad 50 % (podle Posta více než 8) je charakterizován tmavou rašelinnou hmotou, z rostlinných zbytků jsou rozeznatelné pouze drobné kousky dřeva, vodu nelze vytlačit, rašelina prochází při zmáčknutí v kašovité konzistenci mezi prsty. Rašeliniště mohou pojmout značné množství vody. Tam, kde není výpar v dlouhodobém průměru větší než srážky, je možný i odtok z oblasti rašelin. Ve vegetačním období může být transpirace vyšší než výpar z volné vodní hladiny, to je vysvětlováno potřebou rostlin čerpat značný objem vody, aby se tak dostalo rostlině dostatečné množství živin z chudých, kyselých půd. Vzduch těchto oblastí má poměrně vysokou relativní vlhkost. Půda je studená, což má za následek častý výskyt mlh a kondenzaci vláhy v podobě rosy, celkový ráz klima je drsný. Z hydrologického hlediska působí rašeliniště tak, že v období sucha vodu silně vážou, v období vlhka, jsou-li nasyceny, vodu volně propouštějí, vyznačují se tedy velmi nevyrovnaným režimem průtoků. Ukazuje se, že je-li rašelina nasycena vodou, není vlivem nízkého koeficientu filtrace schopna přijímat další, takže voda po ní takřka všechna steče, odtokový součinitel je tudíž v období nadbytku vláhy vysoký. Naopak, je-li rašelina vyschlá, uvolňuje vodu jen velmi pozvolna a to převážně neužitečným výparem. Dojde-li v tomto období ke srážkám, přijímá vyschlá rašelina vlivem vysoké vzlínavosti dychtivě vodu, ale jen pomalu ji uvolňuje, takže odtokový součinitel je velmi nízký. Tato skutečnost vede k poznání, že rašeliniště nezlepšují vodnost řek, ale naopak nepříznivě působí na odtok, respektive ukazuje se, že hydrologický význam rašelinišť není jednoznačný.

9. Základy pedologie Z geologického hlediska nazýváme půdou biologicky oživenou zvětralou povrchovou část zemské kůry, promísenou se zbytky odumřelých rostlinných a živočišných organismů. Z ekologického hlediska se jedná o jednu ze základních složek přírodního prostředí. Na její utváření mají vliv pedogenetické faktory

– – – – – –

mateční půdotvorný substrát podnebí organismy reliéf terénu vliv času činnost člověka 151

pedogenetické procesy

– zvětrávání – humifikace – translokace a akumulace látek v půdním profilu Vlivem uvedených procesů během velmi dlouhé doby vznikala půda původně jen přirozeně, později (již přes 10 000 let) zkulturňováním člověkem. Každá půda je složitým otevřeným systémem, který je tak úzce svázán s okolním prostředím, že je snadno zničitelným avšak těžce obnovitelným přírodním zdrojem. Každý centimetr ornice se vyvíjí řádově desítky až stovky let, ale tato vrstva může být vlivem eroze (větrné, vodní) zničena během několika minut.

9.1 Pedogenetické faktory 9.1.1 Mateční substrát Výchozí materiál, z něhož vznikají půdy, se nazývá mateční substrát (též mateční hornina nebo půdotvorný substrát). Mohou jím být nezvětralé i zvětralé horniny, zeminy a organické nebo organominerální látky. Mateční substrát ovlivňuje vlastnosti vznikající půdy v různých směrech, zvětratelnost horniny má vliv na konečnou hloubku půdy; minerální složení má vliv na živinný režim a na propustnost půdy. Tyto vlastnosti, zvláště pak propustnost, mohou ovlivnit další procesy. Dnešní vlastnosti půdy jsou ovlivněny také nejmladším předcházejícím geologickým vývojem v kvartéru prostřednictvím matečního substrátu. Většina našich půd totiž vznikla na materiálu, který se tvořil zvětráváním původní horniny během celých čtvrtohor a zvětrávací procesy se měnily tak, jak se několikrát měnilo klima během čtvrtohor (střídání ledových a meziledových dob). Při tání vznikala kašovitá zeminná hmota, která stékala ze svahů, vyplňovala dutiny a pukliny, což má za násleek, že jsou dnešní substráty půd velmi nesourodé. Mateční substrát rozdělujeme na organický a anorganický. Půdy vznikající na organickém matečním substrátu se nazývají organogenní, na anorganickém substrátu se nazývají anorganogenní. S organogenními půdami se na našem území setkáváme ve velmi malé míře. Substrát anorganogenních půd dělíme na snadno zvětratelný a nesnadno zvětratelný. Nejsnáze podléhají dalšímu zvětrávání sypké sedimenty (spraše, sprašové hlíny, hlinité holocenní náplavy). Ze zpevněných sedimentů snadno zvětrávají jílové břidlice, pískovce, slepence, zvláště s tmelem jílovým, železitým, vápenatým. Z krystalických břidlic a vyvřelin patří do skupiny snadno zvětratelných hornin ruly, svory, amfibolické břidlice, hadce, diabasy, gabra, čediče, trachyty atd. Nesnadno zvětrávají geologicky různě staré jíly a kyselé vyvřeliny. Čím větší množství tmavých minerálů je obsaženo v hornině a čím je hornina předem více rozrušena, tím snadněji probíhá zvětrávání a půdotvorný proces zasahuje do větší hloubky. Na druhé straně jsou však tmavé minerály hlavním zdrojem tvorby jílu a těžké jílové zvětraliny jsou zase málo propustné pro vodu, málo provzdušněné a tudíž mohou omezovat další prohlubování půdotvorného procesu. Chemické složení půdy je podmíněno jednak chemickým složením matečního substrátu, jednak dalšími půdotvornými procesy. Podle obsahu prvků, které jsou nejdůležitější pro výživu rostlin, se rozlišují horniny a zeminy různé minerální síly. Pojem minerální síla je třeba chápat jako určitý předpoklad úrodnosti, který je dán složením matečního substrátu. Vlastní úrodnost půdy je ovlivněna ještě řadou dalších činitelů, závislých především na pedogenetických procesech.

152

9.1.2 Podnebí Pedogenetické procesy jsou silně ovlivňovány vlhkostí a teplotou půdního prostředí. Obojí je závislé na klimatických poměrech. Vlhkostní poměry prostředí se stručně charakterizují srovnáním průměrných hodnot ročního srážkového množství a ročního výparu, popřípadě jejich průměrných sezónních nebo měsíčních hodnot. Protože hodnoty výparu nejsou měřeny v dostatečném rozsahu, používají se obvykle jako charakteristiky vlhkostních poměrů oblasti údaje o srážkách a teplotách. dešťový faktor Langův D  S /T

(9.1.2-1)

S průměrný roční srážkový úhrn T průměrná roční teplota Hodnoty faktoru vzrůstají od 0 (pouště) až nad 160 (extrémně vlhké zóny). Meyerův kvocient NS  S / d

(9.1.2-2)

d sytostní doplněk ovzduší Hodnoty kvocientu vzrůstají od 200 (černozemní proces) až do 600 (podzolový proces). Končekův index zavlažení

IZ  S

S

-

T v

-



S  S  10T  30  v 2 2



(9.1.2-3)

úhrn srážek za duben až září kladná odchylka množství srážek tří zimních měsíců z prosince až února od množství 105 mm (záporné hodnoty se neberou v úvahu) průměrná teplota celého vegetačního období průměrná rychlost větru o 14. hodině (m/s) v celém vegetačním období duben až září

Vliv vlhkosti na pedogenetické procesy se projevuje mnohostranně. Na vlhkosti jsou silně závislé biologická aktivita půdy a intenzita chemických procesů. Bez přítomnosti vody nemůže vůbec probíhat chemické zvětrávání. Zvětráváním se například vytváří jílová frakce v půdě. Periodické kolísání vlhkosti, zvlhčování a vysušování půdy přispívá ke změnám vlastností půdních koloidů, amorfní koloidní látky v některých případech krystalizují. Pro půdotvorné procesy je rozhodující nejen množství vody v půdě, ale též směr pohybu vody, který je přibližně určen poměrem výparu ke srážkám. V humidních oblastech dochází zároveň při zasakování vody do půdy k pohybu různých látek směrem dolů, zasakující voda odnáší z povrchových horizontů látky rozpustné i nerozpustné a ve většině případů tyto látky v hlubších horizontech ukládá. Této translokaci podléhají nejsnáze rozpustné soli, dále méně rozpustné anorganické soli (CaCO3), v některých případech i koloidní látky ve formě koloidních suspenzí (humus, jílové částice). Naopak v aridních oblastech jsou spolu se vzlínající vodou transportovány k povrchu různé rozpustné anorganické soli a vznikají zasolené půdy. Na prosakování půdy má větší vliv úhrn srážek v chladném období než v teplém. K soustavnému prosakování vody dochází v našich poměrech v oblastech položených nad 600 m.n.m. až 800 m.n.m. Velký význam má i rostlinný kryt. Například 153

v lesních půdách je jarní prosakování intenzivnější, neboť zde dochází k pozvolnému tání a půda je mělce promrzlá. Vliv teploty se projevuje v pedogenetických procesech dvojím způsobem. Jak již vyplynulo z předešlého, ovlivňuje teplota vlhkost půdy při daných srážkách tím, že se zvýšením teploty se zvyšují hodnoty výparu a evapotranspirace. Prostřednictvím vlhkosti se tedy projevuje vliv teploty na pedogenezi nepřímo. Přímo ovlivňuje teplo především biologické a chemické procesy. Rychlost obou vzrůstá se vzrůstem teploty. Existuje řada experimentálně zjištěných vztahů mezi průměrnou roční teplotou a různými vlastnostmi půdy, jako je obsah a kvalita humusu, obsah jílové frakce apod.

Klimatické faktory však ovlivňují také vegetaci, u níž můžeme sledovat určitou zonálnost. Původní porosty se mění v závislosti na klimatických poměrech a můžeme potom rozeznávat zóny tundry, alpinskou, jehličnatých lesů, vřesovou, listnatých lesů, stepí, suchých stepí, pouští, savan, tropických lesů apod. Prostřednictvím charakteristických porostů dochází potom i ke zprostředkovanému působení klimatu na vývoj půdy. Navíc je v porostech jednotlivých zón rozličné mikroklima a vztah mezi půdním klimatem a mikroklimatem je mnohem užší než vztah půdy k makroklimatu. Také konfigurací terénu je silně ovlivněno mikroklima a místní klima. Kromě srážek a teplot mohou na vývoj půdy působit i další meteorologické prvky, jako je například vítr (zvláště s ohledem na větrnou erozi), intenzita záření a další.

9.1.3 Organismy Z definice půdy vyplývá, že oživení půdy organismy je jednou z podmínek vzniku a existence půdy. Pojmem organismy se rozumějí jak mikroorganismy (baktérie, aktinomycety, plísně, řasy, prvoci), tak makroorganismy (vyšší flóra a fauna). Vznik půdy je spojen s počátkem životní činnosti organismů. Na sterilních horninách nastupují nejprve bakterie, řasy, lišejníky a nakonec vegetace. Organismy rozrušují svou činností celistvé horniny a přispívají ke vzniku nových minerálů, přeměňují organické zbytky v humus a zároveň se zvětraliny mísí s produkty činnosti všech organismů. Živiny uvolněné zvětráváním jsou spotřebovávány žijícími organismy. Po odumření těchto organismů se tyto látky postupně navracejí zpět do půdy, vzniká malý koloběh minerálních látek. Tím se tyto důležité a lehce rozpustné látky udrží v okruhu působení organismů a nevyluhují se z půdy. Někdy se proto v této souvislosti mluví o biologické sorpci. Vegetace působí na půdní vlastnosti a na pedogenezi mnohonásobně. Tím, že vytváří mikroklimatické poměry, ovlivňuje podstatně také půdní klima. Vlhkost v lesních půdách (kromě půd jehličnatých monokultur) bývá vyšší v povrchových vrstvách než v hlubších vrstvách. Rozložení vlhkosti v půdním profilu je tedy obvykle obrácené, než je tomu u polních kultur. Průběh vlhkosti a teplot během roku je mnohem vyrovnanější v lesních půdách než v půdách polních. Významně působí i různé zastínění povrchu půdy vegetací, což se projevuje nejen v hydrotermickém režimu půdy, ale i v rychlosti humifikačních pochodů, neboť obojí vzrůstá s osluněním. Hloubkou zakořenění ovlivňuje vegetace nejen proces zvětrávání, ale i možnosti migrace látek. Horizont obohacený přemístěnými jílovými částicemi (iluviální horizont) se objevuje u půd listnatých lesů ve větší hloubce než u půd nezalesněných. Odumřelé orgány rostlin jsou hlavním zdrojem půdního humusu. Kvalita humusu je závislá také na druhu vegetace, z opadu jehličnatých lesů vzniká humus méně kvalitní, kyselý, v lesích smíšených a listnatých je kvalita humusu mnohem vyšší a nejvhodnější pro vznik kvalitního humusu jsou zbytky stepních trav. Kromě toho je důležité, že výchozí látka pro vznik humusu je v lese opad uložený na povrchu, zatímci u travních porostů až 70 % 154

výchozích látek tvoří kořenová soustava v biologicky silně oživeném prostředí. Výchozí organické látky ve stepi jsou rovnoměrněji rozděleny hluboko do půdy. U většiny našich půd je však vliv původní vegetace podstatně zeslaben tím, že jde buď o polní půdu, kde nelze mluvit vůbec o jednotě vegetace nebo o půdu lesů, kde se většinou lidským zásahem v posledních sto až dvou stech letech změnila druhová skladba. Vlivem změny vegetace může dojít i ke změně půd automorfních v autohydromorfní a obráceně (kap.9.2.4). Lesní porosty transpirují velké množství vody. Po vymýcení lesa na větší ploše se tento „odběr“ vody z půdních zdrojů zruší a je-li blíže povrchu hladina podzemní vody, může se po vymýcení zvednout a někdy dojde až k zamokření povrchu. Ovšem v tomto případě se setkáváme již s kombinací vlivu dvou faktorů - vegetace a činnosti člověka. Hmotnost živé organické hmoty v půdě je o 50 % až 100 % větší než je hmotnost nadzemních částí rostlin. Většina biogenní energie je akumulována ve vrchní části půdního pokryvu a převyšuje energii akumulovanou v nadzemních orgánech rostlin. Celkově je ekosystém půdních organismů komplikovanější a starší než ekosystém půda - vegetace. Proto je nutné pod pojem organismy zahrnovat nejen vegetaci. ale i půdní organismy, které podstatně ovlivňují vývoj půdy. Organismy žijící v půdě, půdní edafon, se dělí na fytoedafon a zooedafon. K fytoedafonu patří bakterie, aktinomycety, plísně, sinice a řasy. Jsou to organismy, které mají rozhodující vliv na mineralizaci a humifikaci, z části též na zvětrávání matečmího substrátu. Organickou půdní hmotu mineralizují a mění na humus a zároveň obohacují půdu o různé organické látky nespecifické povahy (slizové polysacharidy, polyuronidy aj.). Mineralizace organických látek v půdě je důležitá pro uzavření koloběhu uhlíku, pro uvolňování živin z odumřelých těl, pro zamezení nadměrného nahromadění organických látek v půdě. Příliš rychlá mineralizace je však nevyhovující, protože vede k prudkému úbytku půdního humusu a ke snížení půdní úrodnosti. Rychlost mineralizace závisí na aktivitě mikroflóry, která je závislá na poměrech půdního prostředí a na typu organických látek. Rychlost mineralizace lze vhodnými zásahy regulovat. Půdní mikroorganismy mají dále důležitý význam při zvětrávání minerálů, především prostřednictvím organických kyselin a CO2, vznikajících životní činností mikroflóry. Kromě toho existují některé speciální bakterie, které uvolňují například draslík z těžko rozpustných křemičitanů a kyselinu fosforečnou z fosfátů. Některé skupiny mikrobů jsou schopné oxidovat železnaté sloučeniny na železité. Při přeměně organických látek se v půdě objevují amonné soli. Oxidací těchto solí vznikají dusičnany; bakterie, které tento oxidační proces způsobují, se nazývají nitrifikační. Mají velký význam především pro půdní úrodnost. Opačným pochodem, denitrifikací, způsobovaným denitrifikačními bakteriemi, jsou dusičnany redukovány až na molekulární dusík, který popřípadě uniká do ovzduší. Protože se takto může ztrácet důležitá živina, je proces denitrifikace v ornici nevítaný z hlediska úrodnosti půdy i zdárného rozvoje vegetace. Dochází k němu v ulehlých půdách, při zamokření půdy, při nadbytku organických látek a zvláště při neúměrně velkém množství dusičnanů. Důležitá, opět z hlediska půdní úrodnosti a rozvoje vegetace, je fixace molekulárního dusíku mikroby, žijícími v půdě volně a v symbióze s určitým druhem rostlin. Mikrobi žijící na kořenech rostlin a druhově závislé na druhu rostlin se nazývají rhizosférní. Rhizosférní mikroflóra má příznivý vliv na výživu rostlin. Z půdního edafonu mají dále podstatný vliv na vývoj půdy sinice a řasy, obojí mají schopnost fotosyntetické asimilace. Žijí většinou v povrchových vrstvách půd a zvětralin. Uplatňují se hlavně na matečních substrátech, které rozrušují svými výměšky a napomáhají tak zvětrávacímu procesu. Kromě toho obohacují půdu organickou hmotou. Ze zooedafonu mají největší význam žížaly, které obohacují půdu slizy a zkypřují ji. Exkrementy žížal obsahují velké množství organických látek ve formě humusu. Bylo zjištěno, že podstatně zlepšují fyzikální vlastnosti (strukturu) půd. 155

9.1.4 Reliéf terénu a podzemní voda Reliéf terénu se uplatňuje v pedogenezi především – – – –

sklonem a tvarem svahů expozicí nadmořskou výškou spolu s geologickou stavbou krajiny vlivem na hloubku hladiny podzemní vody

Těmito vlastnostmi je ovlivněna vlhkost, tepelný režim a mocnost půdy a možnosti translokace látek v půdě. Sklon a tvar svahu působí na rozdílné provlhčení půdy. Za předpokladu stejných přívalových srážek se nejméně vody vsakuje na svahu, povrchový ron přispívá ke zvlhčení na úpatí svahu, kde je k dispozici také delší časový interval pro zasáknutí většího množství vody. Na konkávní části svahu je intenzivnější zvlhčení vlivem bočního (laterálního) podpovrchového přítoku vody a tím se zde také častěji objevují pramenné vývěry a půdy jsou zde často zamokřeny, vznikají zde půdy odlišné od okolí. Ronová voda na svahu působí svou unášecí silou na půdní částice. S rostoucí délkou svahu stoupá i hloubka ronové vody. S přibývající hloubkou ronové vody stoupá unášecí síla a na svahu dochází nejprve k selektivní erozi, unášeny jsou nejjemnější půdní částice, potom k plošné erozi, jíž je zmenšována mocnost půdy a zřetelně i mocnost humusového horizontu na svahu, a dole na úpatí dochází často k akumulaci erozního materiálu. Později, při intenzivnější erozi, dochází ke koncentraci ronové vody a k vytváření rýh až strží, vzniká erozní síť. Půdy na svahu jsou většinou méně intenzivně promývány než půdy na temeni nebo na úpatí. Formování svahu vlivem eroze se projeví i ve vlastnostech půd, na úpatí dochází k soustavnému pohřbívání půd, na svahu se půdy někdy vůbec nemohou vyvinout. Terasováním svahu, popřípadě vrstevnicovými průlehy, tedy úpravou reliéfu svahu, lze plošnou erozi zmírnit a dokonce jí i zabránit. Mocnost humusového horizontu na takto upraveném svahu je potom zhruba stejná, přirozeně po uplynutí patřičného času. Podobně se terasováním upraví i vlhkostní poměry.

Na úpatí svahu se někdy objevují vývěry podzemní vody, které způsobují povrchové zamokření a tím se ovlivňuje vývoj půdy. Také vysoká hladina podzemní vody v údolních nivách přispívá spolu s kapilárním vzlínáním k vyšší vlhkosti půdy. Hladina podzemní vody většinou nesleduje přesně reliéf terénu, a tudíž vlivem zvlněného reliéfu se hladina místy blíží k povrchu tak, že zde mohou vznikat půdy ovlivněné především vysokou vlhkostí, půdy semihydromorfní a někde až hydromorfní. V konkávních depresích terénu většinou nastávají humidnější poměry, někdy spojené i se změnami teploty. Také se zde objevují půdy zrnitostně těžší, méně propustné. Někdy v těchto depresích může docházet až k rašelinění organické hmoty. Při vysoké hladině podzemní vody je vlhkost půdy zvýšená a dochází ke vzniku periodických redukčních procesů, které jsou zřetelné podle zabarvení půdy, skvrny bělavé se střídají s rezivými. Zasahuje-li do půdního profilu trvale hladina podzemní vody, nejsou redukční pochody přerušovány a vzniká modrozelený až šedomodrý glejový horizont. Tyto procesy, kterými se mění půdní typ, jsou velmi nepříznivé pro úrodnost půdy. Expozice svahu působí na tepelný režim půdy. Na kupovitých útvarech bylo pozorováno, že intenzita vzniku humusu a jeho kvalita je větší na jižních, osluněných, teplých svazích než na chladných svazích severních a západních. Rozložení vlhkosti je analogické, jižní a jihovýchodní svahy jsou nejméně promývány. Nepravidelný reliéf svahu většinou ovlivňuje i mikroklimatické poměry, může zabraňovat stékání chladného vzduchu do údolí apod.

156

9.1.5 Činnost člověka Činnost člověka dříve nebyla za půdotvorný faktor považována. Dokonce se někdy uváděly půdy podstatněji ovlivněné činností člověka jako půdy netypické, nenormální a studium geneze a vlastností půd se zaměřovalo především na půdy panenské. Protože se však převážně setkáváme s půdami více či méně ovlivněnými činností lidské společnosti, je třeba tento faktor uvažovat, zvláště se zřetelem na velké technické zásahy při melioraci půd v současnosti a s přihlédnutím k pravděpodobnosti tvorby antropogenních půd, uměle člověkem připravených, v budoucnosti. Činnost člověka se projevuje dvojím způsobem, jednak působením na jednotlivé pedogenetické faktory (nepřímý vliv), jednak působením na změnu půdních vlastností (přímý vliv). S nepřímým vlivem se setkáváme již při prvotním zemědělském využití půdy, kdy člověk způsobuje změnu původní vegetace. Ke změnám porostů dochází i při rozvoji pěstování lesů. Zemědělskou činností je dále porušen malý koloběh minerálních látek, nadzemní části rostlin se pouze v malé míře vracejí do půdy. Tím dochází při malé péči o humus k soustavnému snižování obsahu humusu v půdě. Změnou kultur, zvláště při vymýcení původního lesního porostu, se mění mikroklima a půdní klima. Intenzifikace zemědělství a pěstování vláhově náročných plodin vede ke vzrůstu půdní suchosti. Budování závlah je tedy v sušších oblastech nutným doplňkem tohoto procesu pro zachování původní rovnováhy. Technickou činností člověka v krajině dochází k podstatným změnám v mikroklimatu. Následkem průmyslové činnosti se objevují v ovzduší exhaláty, které v extrémních koncentracích zhoršují životní podmínky pro vegetaci i pro půdní mikroorganismy. Meliorace půdy v nejširším pojetí, pískování půd, slínování, vápnění, odvodnění a obecně regulace vodního režimu, různé druhy orby a nakypřování podloží a zhutnělých horizontů jsou zásahy, které ovlivňují přímo určité půdní vlastnosti a mohou též ovlivnit další průběh půdotvorného procesu.

9.1.6 Vliv času Doba působení jednotlivých výše jmenovaných půdotvorných činitelů má velký význam ve vývoji půdy. Relativní stáří půdy a stupeň zralosti jsou posuzovány podle vývoje a diferenciace půdy na horizonty. U mladých půd, vzniklých na aluviích, stěží rozeznáme diferenciaci na horizonty. Naopak půdy, kde po dlouhé období nedošlo ke změně jednotlivých působících faktorů, jsou výrazné ve stavbě profilu. Krátký časový interval neumožňuje rozvinutí půdotvorných procesů odpovídajících novým faktorům. Například odlesnění, pokud jde o jehličnaté lesy, nezpůsobí okamžité zlepšení půdních vlastností, proces podzolizace bude pouze utlumen.

9.2 Pedogenetické procesy Pedogenetické procesy se v různé intenzitě a kvalitě uplatňují v obecných pedogenetických procesech, jako jsou procesy podzolové, hnědozemní, černozemní atd. Obecné procesy budou probrány v souvislosti s výkladem půdních typů v kap 9.3.

9.2.1 Zvětrávání Horniny, jako výchozí materiál většiny půd, vznikly za určitých fyzikálních a chemických podmínek (tlak, teplota aj.). Tyto horniny jsou stabilní, pokud se nemění vnější podmínky. Se 157

změnou podmínek dochází ke snížení chemické a mechanické stability a probíhají zvětrávací procesy. Zvětráváním se mění celistvost hornin, chemické složení, vznikají nové sekundární (druhotné) minerály, některé prvky se mohou uvolňovat a v rozpustných formách podléhají přemístění, popřípadě unikají ve formě plynů do atmosféry. Zvětrávací proces probíhá ve svrchní části zemské kůry stýkající se s atmosférou. Ovlivňují jej všechny pedogenetické faktory, především však klima a činnost organismů. Nejsilnější je zvětrávání na povrchu, do hloubky se zeslabuje. Hloubka zvětrávání v pedogenetických procesech je zjistitelná podle hranice nejhlubšího horizontu, v němž je vliv zvětrávání zjistitelný chemickým, popřípadě mineralogickým rozborem. Hloubka zvětrávání závisí na intenzitě působení jednotlivých pedogenetických faktorů, na zvětrávacím typu, pohybuje se v rozmezí od několika milimetrů až do několika desítek metrů. V našich poměrech většinou probíhá zvětrávání do hloubky maximálně 150 cm až 300 cm. Podle charakteru procesu se rozeznává zvětrávání fyzikální (mechanické) a chemické. Obojí je ovlivněno biologickou činností. Při vzniku půdy většinou spolupůsobí obě formy, pouze výjimečně se může projevovat markantní převaha jedné formy zvětrávacího procesu. Příkladem pro tento případ je podstatně převažující proces fyzikálního zvětrávání v pouštních oblastech. Z příkladu také vyplývá, že nutným předpokladem pro průběh chemického zvětrávání je přítomnost vody. Fyzikální zvětrávání je vyvoláno působením fyzikálních účinků tepla, vody (popřípadě ledu), větru a vegetace na horniny. Vlivem slunečního záření jsou horniny ve dne ohřívány a v noci, zvláště za vyzařovacího typu počasí, ochlazovány. Následkem těchto změn teplot dochází k periodickým změnám objemu. Protože jednotlivé horniny jsou tvořeny různými minerály, které mají různé hodnoty měrného tepla, různou schopnost absorbovat sluneční záření a různý koeficient roztažnosti, dochází při různorodé změně objemu jednotlivých minerálů k velkým vnitřním napětím v hornině. Při dosažení kritických hodnot se hornina porušuje. Významně zde spolupůsobí i nepravidelný povrch a rozdílná expozice povrchu minerálů vzhledem ke směru dopadajícího záření. Voda působí na fyzikální zvětrávání změnou svého objemu při přeměně kapalné fáze v tuhou fázi. Dále dochází k obrušování zvětralého materiálu při přemisťování hrubých suspenzí a horninových drtí tekoucí vodou nebo ledovcem. Vítr přispívá k fyzikálnímu zvětrávání přenášením jemných částic uvolněných zvětráváním. Zároveň dochází ke vzájemnému omílání těchto částic a k obrušování měkčích hornin. Rozrušování celistvých hornin způsobuje i vegetace mechanickým působením kořenového systému. Produktem fyzikálního zvětrávání jsou horniny rozpadlé na větší či menší součásti, až v konečné fázi může vznikat písek nebo prach jako nejjemnější zvětralina. Chemickým zvětráváním se mění původní chemické složení horniny. Uplatňuje se při něm především voda, atmosférický kyslík a oxid uhličitý. Krystalové mřížky minerálů jsou při chemickém zvětrávání narušovány a buď se úplně rozruší, nebo se z jejich zbytků vytvářejí nové, sekundární minerály. Protože je zvětrávání samovolně probíhající reakce, je doprovázeno snížením volné energie systému. Na tomto principu lze také předpovídat průběh zvětrávání. Stavba krystalové mřížky horninotvorných minerálů se řídí podle principu nejtěsnější kulové vazby. Předpokládá se, že ionty, které jsou zákonitě geometricky rozmístěny v prostoru, mají kulový tvar a určitý poloměr. Objem zaujímaný iontem je neprostupný pro druhé ionty pro přítomnost silového pole uvnitř koule-iontu. Velké anionty O2-, (OH)-, F-, S2- atd. jsou umístěny ve vrcholech geometrických útvarů, tvoří tedy „klouby lešení“ mřížky. Při nejtěsnější vazbě zaujímají stejně velké koule 74,05 % objemu a ostatní prostor zabírají dutiny, které mohou být tetraedrické s dutinou mezi 4 koulemi čtyřstěnu nebo oktaedrické s dutinou mezi 6 koulemi osmistěnu (obr.9-1, obr.9-2). V těchto dutinách jsou umístěny kationty o menším poloměru, než mají anionty. Při zachování stejných geometrických útvarů v rozmístění iontů může docházet k záměně kationtů v krystalové mřížce (izomorfní substituce).

158

Obr. 9-1 Schématické znázornění struktury Si-tetraedru.

Obr.9-2 Schématické znázornění struktury Al-oktaedru.

V půdách se nejčastěji setkáváme s křemičitany. Základem jejich struktury jsou tetraedry SiO4 (obr.9-1). Vrcholy čtyřstěnu jsou tvořeny kyslíky, uprostřed mezi nimi je křemík. Vazby Si-O v křemičitanech jsou zhruba z poloviny iontové a z poloviny kovalentní. Protože ve čtyřstěnu jsou obsaženy pouze 4 kladné náboje Si na 8 záporných nábojů O, musí se čtyřstěn vázat na další útvar (čtyřstěn, osmistěn apod.). Čtyřstěny se navzájem spojují buď přímo společným vrcholovým kyslíkem nebo můstkem mezi dvěma čtyřstěny, značme jej M, kterým je kovový kation (Al3+, Mg2+, Fe2+). Protože vazba O-M-O má menší energii než vazba O-Si-O, dochází při chemickém zvětrávání k narušování krystalové mřížky v nejslabším místě, tedy všude, kde je vazba O-M-O. Zvětratelnost určitého křemičitanu je tedy závislá především na počtu M můstků. V jednotce obsahující 24 O je 12 možných M můstků. Olivíny (10 M můstků) jsou tvořeny dvojicí tetraedrů, spojených jedním společným vrcholovým kyslíkem, pyroxeny (8 M můstků) mají tetraedry spojeny do jednoduchého řetězce, turmalín (7 M můstků) má tetraedry cyklicky uzavřené, spojením dvou tetraedrových řetězců vznikají amfiboly (6 M můstků) a spojením řetězců do souvislé vrstvy vznikají slídy, kde se vyskytují M můstky pouze mezi jednotlivými vrstvami. U křemene existuje pouze vazba O-Si-O, tetraedry na sebe přímo navazují ve všech třech hlavních směrech a v mřížce není místo pro M můstky. V tomto pořadí můžeme také seřadit minerály podle zvětratelnosti, olivín zvětrává pro vysoký počet M můstků nejsnadněji a křemen je vůči chemickému zvětrávání velmi odolný. Produktem chemického zvětrávání jsou rozpustné soli (obvykle vymývané z půdy a z pevnin do oceánů), amorfní látky, které se někdy mohou omezeně pohybovat v půdním profilu, a sekundární minerály, z nichž jsou nejčastější jílové minerály, které si obvykle alespoň zčásti zachovaly princip stavby krystalové mřížky původních primárních minerálů. U amorfních látek může dojít i k nové krystalizaci (rekrystalizace). Hlavními procesy chemického zvětrávání jsou hydratace, hydrolýza, oxidace, karbonatizace a rozpouštění. Velmi často se na těchto pochodech podílejí i organismy. Hydratace je způsobována polárními vlastnostmi molekuly vody. Molekulu vody zobrazujeme jako čtyřstěn, v jehož dvou vrcholech se projevují kladné náboje dvou vodíků a v dalších dvou vrcholech dva záporné náboje kyslíku. Protože v určitých místech převládá buď kladný, nebo záporný náboj, nechová se molekula jako elektroneutrální. Orientuje se svými kladnými náboji k aniontům, popřípadě k vnějšímu zápornému náboji povrchu částic, a svými zápornými náboji se naopak orientuje ke kationtům nebo k vnějšímu kladnému náboji. Molekuly vody vytvářejí kolem iontů prostorovou síť, která se nazývá hydratační obálka. Při hydratačním působení vody v procesu zvětrávání se vytvářejí hydratační obálky

159

kolem okrajových iontů krystalové mřížky a tam, kde se vyskytují ionty s nenasycenými valencemi. Působení hydratační obálky můžeme přirovnat k působení izolátoru. Hydratační obálky zastiňují ion od silových polí sousedních iontů z krystalové mřížky. Takto vznikají celé zóny ovlivněné hydratací, prohlubují se pukliny, objevují se další ionty valenčně nenasycené a vodní molekuly jsou vtahovány do puklin a přispívají k rozrušování minerálů. Hydratací se kromě uvedeného rozrušování krystalové mřížky mění některé minerály na hydratované formy. Hydratované nerosty jsou někdy amorfní. Často může probíhat i opačný proces, dehydratace. K dehydrataci může docházet i samovolně „stárnutím“ a přechodem na krystalické uspořádání. Obecně je hydratace spojena s uvolňováním tepla; dehydratace se spotřebou tepla. Oxidace je proces chemického zvětrávání, který probíhá zvláště intenzivně po hydratačním nakypření krystalové mřížky a po zvětšení puklin v minerálech. Oxidací rozumíme příjem kyslíku a ztrátu H+, obecně ztrátu obalových elektronů. Opačným procesem oxidace je redukce čili ztrátu O2 a příjem H+, obecně získávání obalových elektronů. Při oxidaci dochází především k přeměně dvojmocného Fe2+ a Mn2+ na trojmocné Fe3+ a Mn3+, popřípadě až na Mn4+. Protože je změna mocenství kationtů spojena se zmenšením efektivního poloměru kationtu, nebudou se vnější ionty dotýkat středního kationtu, vznikne méně stabilní konfigurace, která se bude snažit přejít na jinou formu krystalové mřížky, do typu s nižším koordinačním číslem. Tyto změny bývají provázeny uvolněním některých iontů z krystalové mřížky a někdy až úplným rozpadem mřížky. Z části zůstanou tyto nově vzniklé látky uvnitř zvětrávajícího minerálu, případně jeho zbytky, z části vytvářejí povlaky a krusty na povrchu zvětrávajících minerálů. Při oxidačních procesech se většinou také mění barva, sloučeniny dvojmocného železa mají obvykle barvu zelenavou, modrozelenou, šedomodrou a po oxidaci se objevuje barva okrově žlutá, rezivá, hnědá. Oxidační zvětrávací procesy jsou tedy dobře znatelné podle zbarvení půdního nebo horninového prostředí.

Vlivem oxidace přecházejí v půdě sulfidy na sulfáty, přičemž se může uvolňovat i kyselina sírová. Ta vzniká například při oxidaci pyritů, které se objevují jednak jako horninotvorný minerál, jednak jako půdní novotvar, vzniklý v redukčních poměrech hydromorfních a zamokřených půd a rašelin. Také sulfan, který se objevuje jako jeden z produktů anaerobních procesů, zvláště u hydromorfních půd, oxiduje za vzniku kyseliny sírové. Uvedenými příklady oxidace si vysvětlujeme náhlý vzrůst kyselé reakce u odvodněných hydromofních půd. Proto má být nedílnou součástí odvodnění vápnění těchto půd. Velký význam v procesu oxidace mají půdní mikroorganismy. Určité skupiny mikrobů jsou schopny v hydromorfních půdách oxidovat sloučeniny Fe2+ a S2-, přestože sloučeniny v původní redukované formě jsou toxické pro zelené rostliny a mnohé mikroby. Uvedené speciální železité baktérie využívají oxidace jako zdroj energie a zároveň využívají vznikající CO2 jako zdroj uhlíku. Oxidaci sulfanu a síry způsobují sirné baktérie, které se často vyskytují nad ložisky anaerobního rozkladu organických látek, např. v rašeliništích. Jako produkt této činnosti se objevuje kyselina sírová. Podobně nitrifikační baktérie způsobují biochemickou oxidaci amoniaku na kyselinu dusitou až dusičnou. Při chemickém zvětrávání působí voda hydrolyticky na křemičitany a na různé rozpustné soli. Hydrolýza je rozkladný proces, v němž H+ a OH-, vzniklé disociací vodní molekuly, způsobují rozklad složitější sloučeniny na složky jednodušší. Největší význam při zvětrávání má hydrolýza křemičitanů. Křemičitany jsou nerozpustné soli slabé kyseliny a silných zásad. Silné báze mají tendenci k výměně s ionty disociované vodní molekuly. Protože je však krystalová mřížka křemičitanů ve vodě nerozpustná, probíhá hydrolytická reakce pouze u některých kationtů blízkých povrchu. Zvětrávací povrch minerálu se při hydrolýze pokrývá tenkou vrstvičkou kyseliny křemičité nebo hydroxidu hlinitého a tím je další hydrolytické zvětrávání zpomaleno. V kyselém prostředí jsou uvedené procesy intenzivnější.

160

Vlivem vyšší koncentrace CO2 v půdě dochází při zvětrávání k procesu karbonatizace. Vyšší koncentrace CO2 v půdním vzduchu je způsobena jednak biologickou aktivitou, jednak chemickými reakcemi. Hydroxidy alkalických kovů nebo alkalických zemin, uvolněné při hydrolýze, přecházejí na uhličitany a hydrogenuhličitany. Uhličitan vápenatý přechází vlivem CO2 ve snadněji rozpustný hydrogenuhličitan vápenatý a tím je umožněn posun karbonátového horizontu do větší hloubky. Rozpouštění probíhá většinou až po intenzivnějším chemickém navětrání hornin a přispívá k dalším chemickým reakcím, k sorpci iontů půdními koloidy a také k translokaci - u nás téměř vždy k vyluhování - rozpustných látek v půdním profilu.

Důležitým produktem chemického zvětrávání jsou jílové minerály. Byly tak pojmenovány proto, že jsou hlavními součástmi jílové frakce půd a zemin. Protože jsou produktem zvětrávání, patří do skupiny sekundárních minerálů. Podle stavby krystalové mřížky je dělíme do několika skupin. Základními stavebními jednotkami krystalové mřížky jsou křemíkové tetraedry a hliníkové oktaedry, obr.9-1 a obr.9-2. Křemíkové tetraedry ve většině jílových minerálů jsou uspořádány tak, že kyslíkové atomy na základně čtyřstěnů vytvářejí šestiúhelníkovou síť (obr.9-3). Vrstvička je uspořádána tak, že vrcholy čtyřstěnů (kyslíky) směřují jedním směrem a základny tvoří rovinu. Hliníkové oktaedry, v nichž často dochází k zastoupení Al3+ iontu jiným iontem, vytvářejí také síť, která je uložena na vrcholech tetraedrů (obr.9-4). Vrcholy oktaedrů jsou tvořeny zčásti kyslíkem, zčásti OH.

Obr.9-3 Uspořádání křemíkových tetraedrů do šestiúhelníkové sítě, obvyklé u většiny jílových minerálů

Obr.9-4 Uspořádání hliníkových oktaedrů 161

Klasifikace jílových minerálů se provádí podle vzájemného postavení jednotlivých tetraedrových a oktaedrových vrstviček v krystalové mřížce 1. Skupina allofanová - bez pravidelné struktury 2. Skupina kaolínová - minerály sestávající ze základních dvojvrství složených z vrstviček křemíkových tetraedrů a hliníkových (popř. hořčíkových) oktaedrů (nakrit, dickit, kaolinit, halloysit, anauxit), obr.9-5. Jsou to minerály s velmi pevnou vazbou mezi jednotlivými dvojvrstvími. Mají velmi nízkou sorpci a malý specifický povrch (do 15 m2/g). Nemají schopnost poutat vodu mezi základními dvojvrstvími a proto nebobtnají. 3. Skupina montmorillonitů - minerály sestávající ze základních trojvrství, kde mezi vrstvičkami křemíkových tetraedrů je pevně uložena vrstvička hliníkových (popř. Fe, Mg) oktaedrů (montmorillonit, nontronit, beidellit, saponit, hektorit, saukonit), obr. 9-6. Krystaly těchto minerálů jsou podstatně menší než je velikost kaolinitů a mají značnou kolísavost chemického složení. Základní trojvrství jsou na sebe volně uložena, v prostoru mezi nimi se může poutat voda v různém množství, a proto tyto minerály značně bobtnají. Největší bobtnání mají montmorillonitické minerály sycené sodíkem. Také specifický povrch je neobyčejně velký (teoreticky 800 m2/g), na jeho hodnotě se značně podílí vnitřní povrch mezi jednotlivými trojvrstvími (80 %!). Sorpce výměnných kationtů je velmi vysoká. 4. Skupina jílových slíd (illitická) - minerály, které se skládají ze základních trojvrství (podobně jako montmorillonity), mezi nimiž je umístěn draslík jako určitá spojka trojvrství (pyrofyllit, dillnit, hydromuskovit, illit, glaukonit, seladonit, vermikulit), obr. 9-7. Krystalová struktura je podobná struktuře slíd, od níž se liší méně dokonalou krystaličností, základní trojvrství jsou spojována draslíkem, avšak tyto spojky nejsou pravidelně umístěny, jako tomu je u slíd. V místech, kde chybí spojovací draslík, jsou trojvrství nakypřena a tím se vysvětluje omezené bobtnání těchto minerálů. Sorpce výměnných kationtů a specifický povrch jsou značně menší než u montmorillonitů. 5. Skupina chloritů - minerály sestávající z pravidelně se střídajících trojvrství a brucitových oktaedrových vrstviček, které mají funkci spojky mezi trojvrstvími, obr.9-8. Jejich vlastnosti jsou obdobné jako u jílových slíd, pouze jsou poněkud sníženy hodnoty sorpce. Bobtnání je minimální. Stanovení jílových minerálů v půdách je velmi obtížné a používá se k němu kombinace několika metod mineralogické analýzy. Především je to difrakce rentgenového záření, termická analýza, chemická analýza a elektronová mikroskopie. Jílové minerály reagují v půdním prostředí s dalšími produkty zvětrávání a humifikace. Velký význam mají hlavně produkty vzniklé vzájemným působením humusových kyselin a jílových minerálů. Adsorpcí polárních organických molekul na povrchových rovinách minerálů vznikají jílovitohumusové komplexy. Vlivem humifikačních pochodů vznikají v půdě také organické ionty, které jsou poutány jílovými minerály působením Coulombova zákona a v menší míře vlivem van der Waalsových sil. Je pravděpodobné, že některé anorganické výměnné kationty, především Ca2+, vytvářejí můstek pro vazbu mezi jílovým minerálem a huminovou kyselinou.

162

Obr.9-5 Model struktury kaolinitu

Obr.9-6 Model struktury montmorillonitu

Obr.9-7 Model struktury illitu

Obr.9-8 Model struktury chloritu

Uvedené jílovitohumusové komplexy způsobují obecně větší stálost struktury jílových minerálů a nižší bobtnavost a tím kladně ovlivňují pevnost půdní struktury. Dále způsobují redukci v adsorpci vody, snižují mocnost adsorpční vodní obálky a tím způsobují větší průsakovou rychlost vody a větší infiltraci srážkové vody. Biologický rozklad organických látek vázaných v komplexech je podstatně snížen. Odtud vyplývá další vysvětlení, proč za 163

jinak stejných podmínek jsou jílovité půdy bohatší humusem než půdy písčité. Výměnná sorpční kapacita obou složek vytvářejících jílovitohumusové komplexy je nedotčena. Mineralogické složení jílové frakce půd závisí na půdotvorném substrátu a na půdotvorném procesu. Často jsou smíšeny produkty fosilních přeměn s výsledky současného zvětrávání. Na nesedimentárních kyselých horninách vznikají nejčastěji jílové slídy a smíšené struktury jílových slíd a chloritů. Kaolinity jsou přimíseny v malém množství, jejich obsah stoupá v produktech staršího zvětrávání. Také na starších substrátech deluvií se objevuje více kaolinitů než na čerstvě zvětralých svahovinách. S ubývající kyselostí hornin přibývá ve zvětralinách vermikulitu a montmorillonitů, které jsou provázeny výskytem jílových slíd. Jestliže je substrát okyselován během půdotvorného procesu (tj. skutečnou kyselostí roztoku), ubývá v substrátu vermikulitu a přibývá chloritů. U bazických hornin se dominantně vyskytují montmorillonity, které se liší od montmorillonitů ze sedimentů především svou jemností a svinutými okraji jemných šupinek. V prvohorních sedimentech mají většinou převahu jílové slídy, které jsou doprovázeny kaolinity. V křídových sedimentech je závislost na bazicitě substrátu, pískovce mají kaolinické složení jílové frakce, v odvápněných pískovcích jsou chlority, v křídových slínech jsou obsaženy dominantně montmorillonity. Odvápněním lehčích substrátů docházelo ke chloritizaci. V terciérních sedimentech vznikly slídnaté minerály a kaolinity v kyselejším prostředí, zatímco na vápnitých sedimentech je opět dominantní montmorillonit. Spraše a sprašové hlíny mají nevyhraněné složení, minerály jsou typické slabým stupněm krystalizace. Dominantně se zde objevují jílové slídy, méně montmorillonity, někdy jsou ve větší míře zastoupeny i chlority.

9.2.2 Humifikace Odumřelé organické látky obsažené v půdě se nazývají humus, bez ohledu na jejich živočišný, rostlinný nebo mikrobiální původ. Tyto látky nezůstávají v půdě nezměněné, podléhají za spolupůsobení mikrobiální půdní složky různým rozkladným a syntetickým procesům převážně biochemické povahy, kondenzaci, polymerizaci atd. Jejich složení, vlastnosti i množství se neustále mění, stupeň přeměny je rozličný. V různé míře jsou promíseny s minerální složkou půdy, promísení však není pouze mechanické povahy, vytvářejí mnohdy složité organominerální sloučeniny a komplexy. V humusu se tedy objevují – složky původní organické hmoty – produkty životní činnosti mikroorganismů – organická hmota přeměněná humifikačním pochodem Celkové množství humusu v půdě lze velmi přibližně stanovit ze ztráty žíháním nebo přesněji stanovením obsahu organického uhlíku chemickou analýzou a výpočtem podle empirického vztahu celkový obsah humusu = 1,724 C %

(9.2.2-1)

Humus se rozlišuje podle různých kritérií, jako je stupeň disperze, mikroskopické znaky, reakce, místo vzniku, botanický původ atd. Podle chemického chování a zásadního postavení jednotlivých skupin rozdělujeme humus do dvou základních skupin 1. nespecifické humusové látky (též nehuminové nebo primární látky) 2. specifické humusové látky (též huminové nebo sekundární látky) K nespecifickým humusovým látkám patří, kromě výchozí nehumifikované substance, lehce rozložitelné látky organické povahy, které jsou snadno odbourávány mikroorganismy 164

a mohou být úplně mineralizovány. Tyto látky nejsou na rozdíl od specifických humusových látek tmavě zbarveny a tvoří energetickou a živinnou zásobu půdy. Přítomnost nespecifických humusových látek je tedy podmínkou biologické aktivity půdy. Většinou tmavě zbarvené specifické humusové látky jsou charakteristické vysokou odolností vůči biologickým přeměnám. Jejich význam je především v jejich vlivu na fyzikálně chemické vlastnosti jako je sorpce a vzdušný, vodní a tepelný režim půdy. Specifické humusové látky nejsou chemickými individui, nýbrž jsou složeny z různých skupin látek, které mají pouze přibližně stejnou stavbu molekuly a které mají uvnitř jednotlivých skupin zhruba stejné koloidně chemické vlastnosti. Převládají vysokomolekulární polymérní sloučeniny cyklického charakteru, hlavní část látek je složena z atomů C, O, H a N. Vlastnosti specifických humusových látek jsou závislé na základních fyzikálně chemických podmínkách prostředí, na povaze výchozího materiálu a na průběhu humifikace. Specifické humusové látky jsou přes relativně značnou rozkolísanost svých chemických a fyzikálních vlastností dále tříděny, především podle rozpustnosti, na základě molekulární hmotnosti, elementárního složení, podle reakčních skupin a koloidních vlastností, do těchto skupin 1. humusové kyseliny a. huminové kyseliny b. fulvokyseliny c. hymetamelanové kyseliny 2. soli humusových kyselin (humáty, fulváty) 3. huminy 4. humusové uhlí Huminové kyseliny jsou skupinou makromolekulárních látek, které se v roztoku chovají jako koloidy. Na elektronových mikrofotografiích mají sférický tvar. Jsou amorfní povahy. Skládají se z polyonů, polyony jsou složeny z mononů a monony ze základních složek. Základní složky seskládají z jádra, můstku a reakční skupiny. Jádro molekuly huminových kyselin obsahuje různé aromatické sloučeniny fenolické a chinoidní povahy. Jednotlivá jádra jsou navzájem spojena uhlíkovými atomy vlastních aromatických jader nebo vodíkovými můstky postranních alifatických řetězců. V některých případech nastává přímá vzájemná vazba jednotlivých jader bez můstků. Reakční skupiny jsou tvořeny většinou skupinami karboxylovými, karbonylovými, alkoholickými a fenolickými. Existencí reakčních skupin vysvětlujeme, že huminové kyseliny mají schopnost sorbovat z roztoků ionty. Proton karboxylové skupiny může být zaměněn za kation v roztoku, tento kation má potom charakter výměnného kationtu, může být při změně okolního roztoku vyměněn jiným kationtem. Výměnná sorpční kapacita, což je schopnost hmotnostní jednotky půdy sorbovat určité množství kationtů, je velmi vysoká a dosahuje až 600 mekv/100 g.

Různými dělícími postupy (chromatografie, spektroskopie, elektroforéza aj.) lze dokázat, že huminové kyseliny se skládají z řady různých látek. Stupeň kondenzace a polymerizace huminových kyselin je závislý na hydrotermických poměrech v půdě, obecně je vyšší v našich poměrech v sušším prostředí, kde jsou též vyšší teploty půdy. Jsou relativně málo kyselé, kyselost je způsobována reakčními skupinami a je tedy zřejmé, že je proměnná. Kromě toho se zmenšuje se stupněm polymerizace huminových kyselin. Jsou nerozpustné ve vodě a naopak rozpustné v alkáliích. Pro své vlastnosti patří k nejdůležitějším složkám huminových látek. Molekulová hmotnost je až 105, průměr molekuly je asi 60 až 80 Å. Někdy se rozdělují na šedé huminové kyseliny (méně pohyblivé, s větší molekulou a vyšším obsahem C) a hnědé huminové kyseliny. Fulvokyseliny jsou podobně jako huminové kyseliny skupinou látek. Schéma jejich složení je podobné jako huminových kyselin, jsou však v podstatně menším stupni polymerizace, obsahují méně C [%]. Proto jsou fulvokyseliny některými autory označovány jako pouhé

165

předstupně huminových kyselin. Působí podobně jako huminové kyseliny - jako iontoměniče, jejich výměnná kapacita bývá však nižší než huminových kyselin (do 300 mekv/100 g). Jsou lehce rozpustné ve vodě, v alkáliích i v kyselinách a podobně také jejich soli, kromě solí Fe a Al. Jsou proto značně pohyblivé v půdním profilu. Mají podstatně kyselejší charakter než huminové kyseliny a nižší molekulární hmotnost. Při určování poměru fulvokyselin a huminových kyselin v půdních typech bylo zjištěno, že množství fulvokyselin je zpravidla v recipročním poměru k huminovým kyselinám. Hymetamelanové kyseliny jsou považovány za frakci huminových kyselin, která je rozpustná v alkoholu. Jsou těžce rozpustné ve vodě, ale lehce dispergují. Jejich alkalické soli jsou ve vodě rozpustné, ostatní soli zůstávají nerozpustné. Z humusových kyselin jsou nejstarší, mají tudíž nejdelší řetězec a největší molekulovou hmotnost. Soli huminových kyselin vznikají tak, že jsou vodíky reakčních skupin nahrazeny kationtem. Tyto soli se nazývají humáty. Jsou to jednoduché až komplexní sloučeniny o různé pevnosti vazeb, v půdách nejčastěji vznikají humáty Ca, Mg, K, Na, NH4, Al, Fe. Pevnější vazby vytvářejí především soli dvojmocných iontů. Humáty Na, K jsou snadno peptizovatelné. Naopak humáty Ca, Mg jsou ve vodě nerozpustné. Všechny humáty jsou rozpustné v alkáliích. Fulváty, soli fulvokyselin s různými kationty, jsou podobně jako humáty tvořeny jednoduchými až komplexními sloučeninami a jsou v půdě pohyblivější než humáty.

Ve skupině huminů jsou látky velmi podobně huminovým kyselinám. Jsou sorpčně nenasyceny a velmi pevně vázány na minerální složku půdy, především na jílové částice. Jsou nerozpustně ve vodě a v alkáliích a obtížně hydrolyzovatelné minerálními kyselinami, Předpokládá se, že jsou produktem dalšího vývoje od huminových kyselin, tedy produktem stárnutí sekundárních humusových látek. Změny způsobované stárnutím jsou procesem podobným uhelnatění; opakovaným provlhčením, prosycháním, dehydratací a dekarboxylací se huminová kyselina podstatně mění. Konečným produktem tohoto procesu je humusové uhlí. Humusové uhlí je tmavá, uhlíkem bohatá a dusík obsahující karbonizovaná hmota, velmi kompaktní, nerozpustná, nepeptizovatelná, bez koloidní aktivity. Proces přeměny odumřelých organických látek, jehož výslednými produkty jsou specifické humusové látky, humifikace, je biochemické povahy a jeho průběh je podmíněn aktivitou mikrobiální půdní složky a spolupůsobí v něm rozkladné i syntetické pochody (obr.9-9). Na počátku převažují rozkladné procesy, jimiž se vytvářejí jednak složky, z nichž za spolupůsobení enzymů a za katalyzační funkce jílové frakce půdy dochází k resyntéze, jednak látky, které podlehnou úplné mineralizaci. Produkty mineralizačního procesu, odmyslíme-li si koloběh rostlina - půda, jsou zčásti využity mikroorganismy. Jak produkty činnosti mikroorganismů, tak samotné mikroorganismy jsou po odumření zdrojem pro další tvorbu specifických humusových látek. K těmto předstupňům jsou někdy zařazovány i fulvokyseliny. Polymerizací je humifikační proces ukončen a až do polymerizace mohou být všechny procesy vratné, za určitých podmínek se proces může obrátit i směrem k rozkladu až k mineralizaci. Proces humifikace je tedy podmíněn činností půdních mikroorganismů a je závislý na vlastnostech půdy, především na zrnitosti, reakci a na vlhkostních a teplotních poměrech v půdě. Jednotliví činitelé mohou získat rozhodující postavení a mohou zásadně ovlivnit kvalitu humifikačního procesu. Na lehkých písčitých půdách bývá dostatečný přístup kyslíku a v půdě převažuje proces mineralizace. Proto jsou lehké půdy chudé na humus. Některé tropické půdy jsou naopak chudé na humus především proto, že v příznivých vlhkostních a teplotních poměrech je mikrobiologická aktivita vyšší, než je přírůst odumřelých organických látek.

166

V půdách podzolových, charakteristických vyšší vlhkostí, jsou následkem nižších teplot zhoršeny podmínky pro polymerizaci a převažují zde proto většinou fulvokyseliny. Huminové kyseliny mají v těchto půdách větší stupeň disperzity a jsou pohyblivější, mají nižší hodnoty výměnné sorpční kapacity. V půdách černozemních jsou naopak hydrotermické poměry vysoce příznivé pro polymerizaci a pro biologickou činnost, jejímiž produkty jsou především huminové kyseliny s nízkým stupněm disperzity, mohutně kondenzované. Při posuzování humifikace je třeba uvažovat i kvalitu výchozího materiálu. Například opad v listnatém lese působí příznivěji na půdní reakci, je rychleji humifikován a produkty humifikace jsou ve větší míře huminové kyseliny, než je tomu u opadu v jehličnatém lese. Nejkyselejší humus většinou vzniká z opadu porostů smrkových a borových. Pod těmito monokulturami vzniká málo kvalitní surový humus, humifikace probíhá velmi pomalu. Méně kyselý humus vzniká pod jedlovými porosty a nejlepší humus z jehličnatých stromů poskytuje modřín. U listnatých porostů může vzniknout kyselý, surový humus pouze pod monokulturami dubu. Kvalitní formy humusu vznikají pod smíšenými lesy. Vliv na kvalitu humusu má i bylinná vegetace, kyselý humus vzniká například z borůvčí, vřesu. Rychlé humifikaci podléhají odumřelé zbytky stepních trav, především motýlokvětých, které dávají humus nejlepší kvality, bohatý na dusík. Protože kořenový systém stepních trav zasahuje do velké hloubky a kořeny mají značnou hustotu, je humusový horizont také velmi mocný. Matečný substrát ovlivňuje kvalitu humusu hlavně prostřednictvím reakce zvětraliny. V horninách chudých na báze je větší možnost vzniku surového kyselého humusu. Obecně v podmínkách příznivých pro humifikaci se humifikuje téměř polovina výchozího organického materiálu a zbytek se postupně mineralizuje. Pro posouzení humifikace je třeba uvažovat rychlost procesu a kvalitu humifikačních produktů.

Obr.9-9 Schéma humifikace

167

Protože biochemickými procesy humifikačními se podstatně mění také poměr C : N v organické složce půdní, bývá hodnota tohoto poměru používána jako přibližná charakteristika humifikačních procesů a kvality humusu. Čím je obsah N vyšší, tedy čím je poměr C : N menší, tím intenzivnější mineralizace a humifikace probíhá v půdě. Její rychlost je velmi nízká při poměru v humusu C : N ≥ 25, maximální je asi při poměru C : N = 10. V paneských půdách se v humusovém horizontu mění poměr C : N směrem do hloubky podle stupně přeměny a rozložení organické hmoty od vyšších hodnot k nižším. Tabulka 9-1 Klasifikace půd podle obsahu humusu

Půdy Bezhumózní Slabě humózní Středně humózní Silně humózní

Obsah humusu v půdách (% hmotnostní) lehkých

středních a těžkých

0 <1 1-2 >2

0 <2 2-5 >5

V půdách zkulturnělých je poměr C : N konstantní zhruba v celém humusovém horizontu a v půdách biologicky aktivních má hodnotu asi 8 až 10. V půdách s nízkou biologickou aktivitou se poměr C : N zvyšuje až na 20. Význam humusu v půdě je mnohostranný, humus se uplatňuje při svém působení nejen svým množstvím, ale též svou kvalitou. Specifické humusové látky reagují s minerální složkou půdy, především s jílovými částicemi. Ve vzniklých jílovitohumusových komplexech je část humusových látek pevněji poutána.

Humusové látky reagují v půdě také s kovovými ionty a vytvářejí koordinační sloučeniny. Vznikají tak nerozpustné komplexy huminových kyselin s ionty Cu, Zn, Mn, Fe, Co, Pb aj. Komplexy fulvokyselin s kovovými ionty jsou ve vodě rozpustné a tudíž v profilu pohyblivé. Komplexy humusových kyselin mají význam především pro výživu rostlin mikroelementy, protože ionty jsou poměrně snadno vytěsnitelné a tudíž mohou přecházet do kořenů rostlin. Z vlastností specifických humusových látek, jak samotných, tak ve formě jílovitohumusových komplexů a chelátů vyplývá, že humus přímo ovlivňuje řadu půdních vlastností a tím nepřímo působí na rostliny a na vlastnosti rostlinných buněk. Humus zlepšuje fyzikálně chemické vlastnosti půdy, pufrovitost, zvyšuje přístupnost některých živin, ovlivňuje příznivě sorpční vlastnosti půdy, vodní režim půdy, zvyšuje její infiltrační schopnost, propustnost, ovlivňuje kvalitu půdní struktury a přispívá k vyrovnanosti půdní reakce. Pro udržení půdní úrodnosti je důležité zachování rovnováhy mezi mineralizací a humifikací tak, aby tvorba a rozklad humusu probíhaly přibližně ve stejné intenzitě. Přestože je rozklad humusu v půdě velmi pomalý, pozorujeme, že při intenzívním obdělávání půdy bez zvýšeného organického hnojení převažuje mineralizace nad humifikací. Humusu v půdě ubývá, úbytek je způsobován navíc i porušením koloběhu látek. Zároveň se zvýšenou mineralizací humusu se může zpočátku zvýšit úrodnost půd vlivem uvolnění živin z humusu. V půdách, v nichž vzniká méně kvalitní humus s převahou fulvokyselin a huminových kyselin o nízkém stupni kondenzace, mohou specifické humusové látky působit jako ochranný koloid a tím přispívat k migraci anorganických koloidů. Protože úrodnost půd je závislá na množství a kvalitě humusu, je třeba vhodnými opatřeními dbát o zachování nebo o zvýšení obsahu humusu. K těmto opatřením patří hnojení statkovými hnojivy (hnůj, zemitý 168

hnůj, komposty), rozmnožování organické hmoty zeleným hnojením (zaoráváním vypěstovaných plodin, nejčastěji motýlokvětých rostlin), obohacování půd rašelinnými zeminami, rybničním bahnem, organominerálními zeminami aj.

9.2.3 Rašelinění V zamokřeném půdním prostředí nebo pod vodou, za nedostatku atmosférického kyslíku, vzniká z organických látek rašelina. V tomto prostředí se objevují společenstva vlhkomilných rostlin. Z odumřelé hmoty těchto rostlin, přeměněné ve větší nebo menší míře, se stává půdotvorný substrát. Pro vznik rašeliny je charakteristické, že přírůstek organické hmoty je větší než ztráty vyvolané přeměnou organické hmoty rašeliněním. Půda vznikající za těchto charakteristických podmínek se nazývá půda rašeliništní. Rašelina je organická zemina s více než 50 % spalitelných látek, vzniklá z rostlinných zbytků, jejichž struktura je více či méně zachována. Při obsahu spalitelných látek menším než 50 % nebo při mocnosti rašeliny menší než 30 cm mluvíme o půdě zrašeliněné. Rašeliny vznikají buď zarůstáním vodních zdrží a v místech s hladinou podzemní vody dostupující až k povrchu, nebo v oblastech s bohatými srážkami. (kap. 8).

9.2.4 Translokace a akumulace, vznik půdních horizontů Vznik a vývoj půdy je ovlivněn obecnou možností přemisťování (translokací) látek v půdním profilu. V půdách vznikajících bez přítomnosti podzemní vody, tj. kde hladina podzemní vody nedosahuje k půdnímu profilu, může probíhat translokace látek pouze vertikálním směrem, vlivem zasakující nebo vzlínající vody. Tyto půdy nazýváme automorfní (někdy terrestrické). Naproti tomu půdy vznikající pod vodou jsou charakteristické také tím, že migrace látek v půdě je jednak značně omezená, dále tím, že může probíhat všemi směry a není omezená na vertikální směr. Tyto půdy se nazývají hydromorfní (hydrické), neboť na jejich vývoji se podstatnou měrou podílí vodní prostředí. V přechodném stádiu, když hladina podzemní vody zasahuje jen částečně do půdního profilu, nastává kombinace obou jevů, ve vrchní části profilu probíhá proces automorfní a translokace vertikální, ve spodní části probíhá proces hydromorfní, migrace je všemi směry. Tyto půdy se označují jako autohydromorfní (semiterrestrické). Jestliže se tyto jevy vyskytují jen občasně, nazývají se takové půdy semihydromorfní. Všeobecně platné vymezení termínů však zatím neexistuje. 9.2.4.1 Eluviace, luvizace, translokace

Působením těchto procesů je víceméně homogenní půdotvorný substrát členěn na horizonty. Eluviace (vymývání) je možno členit na následujici pochody

a) Vyluhování rozpustných soli K a Na b) Degradaci – při které dochází mimo vyluhování k posunu uhličitanu vápenatého a jeho nahrazování H+ ionty, včetně posunu nízkomolekulárních humusových látek a tím k okyselování povrchových půdních horizontů c) Luvický proces znamená intenzívní translokaci půdních koloidů. Vytváří se ochuzený (eluviální) a obohacený (luvický) půdní horizont, který má až dvojnásobný obsah jílovité frakce než horizont eluviální. Eluviální horizont má však řádově vyšší hydraulickou vodivost d) Podzolizace je nejintenzivnější z uvedených procesů. Probíhá v kyselém prostředí, v hydromorfních podmínkách při špatné kvalitě humusu. Jedná se o destrukci minerálů a jejich translokaci, včetně oxidů Fe a Al, často dochází i k posunu humusu, luvický 169

horizont je potom mimo R203 obohacen i organickými látkami. Proces podzolizace je prokazatelný poměrem SiO2:R203, který se od eluviálního horizontu k luvickemu snižuje. Luvizace je proces akumulace eluviovaných a translokovaných látek. Závisí na stupni eluviace a původních vlastnostech eluviálního horizontu. U luvického horizontu dochází ke snížení pórovitosti, vlivem cementace akumulovanými sesquoxidy se zde objevují železitomanganové konkrece. Translokace je proces přenosu látek. Dochází k ní převážně ve vertikálním směru vlivem pohybu vody. U hluboko zakleslé hladiny vody může dojít ke kumulaci s vlivem vzlínající vody, eventuálně k laterálnímu přenosu ve směru pohybu podzemní vody. 9.2.4.2 Pseudoglejový a glejový proces

Jedná se o hydromorfní pohody způsobené nadměrným obsahem vody v půdě. K pseudoglejovemu procesu dochází v důsledku nadměrných srážek a nízké hydraulické vodivosti půdního profilu, respektive některého z půdních horizontů. Tento proces často doprovází proces luvizace, pseudoglejový proces se často objevuje v luvickém horizontu. Znaky redukčních procesů zpravidla s hloubkou slábnou. Jedná se o proces periodicky se opakující. Ke glejovému procesu dochází v prostředí s trvale vysokou hladinou podzemní vody. Vzhledem k charakteru zamokření jsou zde znaky redukčních procesů směrem do hloubky intenzivnější. V souvislosti s rozpadem a syntézou jílových minerálů je glejový horizont charakteristický vysokou ulehlostí a nízkou pórovitosti. Docházi také k rozpadu mikrostruktury. 9.2.4.3 Zasolení

V aridních poměrech s výparným vodním režimem. kde mají podzemní vody navíc zvýšený obsah minerálních látek, dochází spolu se vzlínající podzemní vodou k zasolení půd. Zasolení může být způsobeno i nadměrnou závlahou nevhodnou vodou. Uvedený proces je charakteristický pro vznik solončaků (kap.9.3.9).

9.3 Klasifikace půdních typů v ČR 9.3.1 Skupina půd imiciálních Hlavním půdotvorným procesem je počáteční stádium zvětrávání a nevýrazná humifikace. Litozem (nevyvinutá půda) Skeletovitá půda, která vzniká v podmínkách, kdy skalní podloží vystupuje blízko k povrchu. Původním porostem jsou většinou skalní stepi. Tyto půdy jsou po všech stránkách extrémně nepříznivé, mělké, silně skeletovité, málo zadržují vodu, často leží ladem a nejsou příznivé ani pro lesní produkci. Regozem (drnová gůda) Vzniká především v nižších polohách v klimaticky teplých oblastech. Původním porostem byly suchomilné trávy a akátové lesy. Regozemě jsou minerálně chudé, s nízkou sorpční kapacitou. Živiny jsou vyluhovány, obsah humusu je pod 1 %. Mají vysokou hydraulickou vodivost, nízkou využitelnou vodní kapacitu a vysokou vzdušnou kapacitu.

170

9.3.2 Skupina půd melanických Půdní profil této skupiny půd je tvořen relativně mocným humusovým horizontem, který přechází opět přímo do substrátu tvořeného fyzikálně rozrušenou přemístěnou horninou. Humusový horizont je charakteristický vysokým podílem zčásti rozložené organické hmoty, která vyplňuje mezery mezi horninovým skeletem. Přes řadu poměrně příznivých vlastností (např. vláhový režim), jsou tyto půdy téměř výhradně lesními stanovišti. Do této skupiny půd patří půdy rendzina a pararendzina.

9.3.3 Skupina půd molických Skupina půd s procesem intenzivního hromadění a přeměny organických látek. Do této skupiny zařazujeme půdní typy Smonice (černozem smonice) Vyskytují se především na Chomutovsku, kde vznikly na montmorilonitických třetihorních jílech. Původním vegetačním krytem byly teplomilné doubravy, nadmořská výška jejich výskytu nepřesahuje 300 m. Hlavním půdotvorným procesem byla výrazná humifikace. Černozem Rozšířena je v našich nejsušších a nejteplejších oblastech s nepromyvným vodním režimem, kde vznikla pod původní stepí a lesostepí. Roční úhrn srážek v černozemních oblastech činí 450 mm až 650 mm, průměrná roční teplota je vyšší než 8 °C, nadmořská výška 150 m.n.m. až 200 m.n.m. Hlavním půdotvorným procesem byla intenzivní humifikace. V současné době jsou u nás černozemě prakticky bez výjimky využity jako orná půda, jsou to naše nejhodnotnější zemědělské půdy.

9.3.4 Skupina půd illimerických Skupina půd s procesem illimerizace, translokace a akumulace jílovitých částic, koloidů, některých volných sesquioxidů při různé účasti organických látek, v podmínkách promyvného, nebo sezónně promyvného vodního režimu. Do této skupiny půd patří Šedozem (černozem illimerizovaná) Hlavním půdotvorným procesem je humifikace, která je doprovázena relativně výraznou illimerizací vzhledem k humidnějším a chladnějším klimatickým podmínkám. Nachází se hlavně na Královéhradecku a na Hané, v nadmořských výškách do 300 m.. Šedozemě jsou využívány jako zemědělská půda, jsou také jedněmi z nejproduktivnějších půd, jejichž úrodnost ovšem vyžaduje větší pozornost, zejména hnojení. Hnědozem Jsou u nás zastoupeny v nižším stupni pahorkatin nebo v okrajových částech nížin, roční srážkový úhrn se pohybuje od 500 mm do 650 mm, průměrná roční teplota 7,5 °C až 8,5 °C. Hnědozemě vznikaly pod listnatými lesy (duby, habry), půdotvorným substrátem byla nejčastěji spraš, dále sprašová hlína nebo i smíšená svahovina. Hlavním půdotvorným procesem je illimerizace, při které je svrchní část profilu ochuzována o jílovité součástky, které jsou zasakující vodou přemísťovány do hlubších půdních horizontů. Tento proces není ještě tak výrazný jako u luvizemí. Fyzikální vlastnosti jsou obvykle příznivé. Také hnědozemě jsou velmi hodnotnými zemědělskými půdami. Luvizem (illimerizovaná půda) Luvizemě jsou značně rozšířeným půdním typem v pahorkatinách a vrchovinách. Podnebí je zde již humidnější, roční srážkový úhrn se pohybuje v rozmezí 550 mm až 900 mm,

171

průměrná roční teplota je mezi 6 °C a 8 °C. Původním porostem byly převážně doubravy a bučiny, matečním substrátem jsou nejčastěji sprašové hlíny, středně těžké glaciální sedimenty a smíšené svahoviny. Hlavním půdotvorným procesem je opět illimerizace, která se zde již uplatňuje velmi výrazně. Obsah humusu je 1,5 % až 2,5 %. Zemědělsky jsou podstatně nižší kvality.

9.3.5 Skupina hnědých půd Jedná se o půdy s procesem hnědnutí, přeměny, vnitropůdního zvětrávání (fyzikální a chemické přeměny půdních minerálů a tvorba jílových minerálů). Do této skupiny půd patří Kambizem (hnědá půda) Kambizemě jsou naším nejrozšířenějším půdním typem. Vyskytují se v pahorkatinách a vrchovinách, v nížinách jen ojediněle v členitějším reliéfu. Klima převažuje humidnější, mírně teplé, roční úhrn srážek se obvykle pohybuje mezi 500 mm až 900 mm, průměrná roční teplota mezi 4 °C a 9 °C. Původní vegetací byly listnaté lesy (dubohabrové až horské bučiny). Jako mateční horniny se uplatňují téměř všechny horniny skalního podkladu (žuly, ruly, svory, fylity, čediče, pískovce, břidlice, odvápněné opuky) a jejich zvětraliny. Hlavním půdotvorným procesem je intenzivní vnitropůdní zvětrávání. Nedochází k translokaci v půdním profilu. Jde o vývojově mladé půdy, které by po delší době přešly v méně členitém terénu v hnědozemě nebo luvizemě. Humusový horizont má většinou malou mocnost, obsah humusu je 2 % až 2,5 %. Kambizemě mají obvykle střední až nižší kvalitu. V zemědělství se využívají hlavně pro pěstování brambor a méně náročných obilovin, bývají také velmi dobrými lesními stanovišti. Andozem Andozemě se vyskytují v oblastech neovulkanické činnosti, v širokém rozmezí klimatických podmínek. U nás se vyskytují pouze ojediněle.

9.3.6 Skupina podzolových půd Skupina půd s hlavním půdotvorným procesem podzolizace, vnitropůdního zvětrávání, translokace a akumulace sesquioxidů a humusových látek. Podzol U nás jsou podzoly zastoupeny hlavně v nejvyšších horských polohách, ve velmi vlhkých a chladných klimatických oblastech. Roční úhrn srážek zpravidla přesahuje 800 mm, průměrná roční teplota je pod 5 °C. Vyskytují se obvykle ve výškách nad 800 m.n.m. Tyto půdy vznikly hlavně pod jehličnatými, zejména smrkovými porosty. Matečním substrátem jsou zpravidla zvětraliny kyselých hornin: žul, rul, svorů, pískovců apod. Vedle horských podzolů jsou u nás rozšířeny i podzoly nížinné, které vznikly na extrémně chudých písčitých substrátech (pískovcích, terasových štěrkopíscích) pod borovými doubravami. Hlavním půdotvorným procesem je intenzivní vyplavování – podzolizace. Podzoly jsou půdy s velmi nízkou přirozenou úrodností. Využívají se jako horské louky a pastviny, ale hlavně jako lesní stanoviště.

9.3.7 Skupina hydromorfních půd Skupina půd s hydromorfním půdotvorným procesem, pod dlouhodobým vlivem zvýšené půdní vlhkosti za nedostatku vzduchu v půdě.

172

Pseudoglej Pseudogleje se vyskytují hlavně ve středních nadmořských výškách s průměrnou roční teplotou 5 °C až 8 °C, roční srážkový úhrn 550 mm až 1 000 mm. Vznikají na zrnitostně těžších pokryvech a v oblastech svahových pramenišť. Pseudogleje jsou typickým půdním typem našich pánví (Českobudějovická, Třeboňská, Chebská). Glej Tento typ půdy se vyskytuje hlavně v nivách vodních toků a terénních depresích s vysokou hladinou podzemní vody na aluviálních a deluviálních uloženinách neutrálních kyselých hornin. Hlavním půdotvorným procesem je glejový proces. Pod mělkým humusovým horizontem, často zrašelinělým, leží zajílený glejový horizont. Charakteristickým znakem glejů je i typický zápach sulfanu. Obsah slabě přeměněných organických látek bývá vysoký, reakce je silně kyselá, sorpční i fyzikální vlastnosti jsou velmi nepříznivé. Organozem (rašelinná půda) Půdy s rašelinovým diagnostickým horizontem mocnosti za vlhka nad 50 cm, nebo se zrašeliněným horizontem mocnosti nad 100 cm, jestliže se nachází na glejovém horizontu, nebo s menší mocností, jestliže podložím je souvislá pevná hornina. Vlastnosti organozemě závisí na typu rašeliništního procesu (kap.8).

9.3.8 Skupina lužních půd Jedná se o skupinu půd s procesem akumulace humusu rušeným záplavami a aluviální akumulací, až lužním procesem, tj. výraznou a hlubokou akumulací vysokokondenzovaných organických látek na substrátech aluvií a depresí se zvýšenou, nebo periodicky zvýšenou hladinou podzemní vody. Fluvizem (nivní půda) Jedná se o mladé půdy, půdotvorný proces je, nebo do nedávna byl, periodicky přerušován akumulací zeminného, do značné míry prohumózněného, materiálu, ukládaného při záplavách. Fluvizemě nacházíme hlavně v nížinách, kde vyplňují plochá dna říčních údolí, zvláště podél větších vodních toků. Zrnitostní složení fluvizemí silně kolísá v závislosti na rychlosti toku a na vzdálenosti od řečiště. Černice (lužní půda) Vznikají v klimaticky sušších a teplejších oblastech na karbonátových nivních uloženinách. Jsou vázány na širší nivy řek, kde se již neobjevují pravidelné záplavy a glejový proces není výrazný. Hlavním půdotvorným procesem byla intenzivní humifikace s glejovým procesem v hlubších spodinách. Původním porostem byla lužní bylinná společenstva a lužní lesy. Černice, pokud jsou odvodněny, jsou velmi úrodné, patří proto k nejkvalitnějším půdám.

9.3.9 Skupina půd salinických Jedná se o půdy s dominantním salinickým půdotvorným procesem. Solončaky Vznikly v oblastech s výparným vodním režimem, kde byly původním porostem slanomilné rostliny. Zdrojem solí je mineralizovaná podzemní voda, soli jsou vzlínající vodou transportovány k povrchu. Při obsahu solí přes 1 % v humusovém horizontu je půda klasifikována jako typický solončak. Půdní reakce je slabě zásaditá (pH 8,5). Solončaky se meliorují nejčastěji promývací závlahou, prosakující voda obsahující rozpuštěné soli je odváděna drenážním systémem do recipientu.

173

Slanec (soloněc) Vyskytuje se v nejsušších oblastech. Vznikl na starých aluviích a v depresích spraší po vyloužení rozpustných solí ze svrchní části profilu, jestliže soli obsahovaly více sodných sloučenin. Po vyloužení zůstal výměnný sodík sorbován v množství nad 15 %. Slance se meliorují sádrováním, čímž se výměnný sodík vytěsní vápníkem. Následnou promývací závlahou se rozpustné soli z půdního profilu vymývají.

9.3.10 Skupina půd antropických Jedná se o půdy s výrazným antropickým půdotvorným procesem (melioračním i degradačním), bez dalších diagnostických horizontů. Kultizem Půdy s antropogenně přetvořeným celým půdním profilem, případně uměle vytvořený půdní profil. Půdy, u kterých umělý zásah nepostihl celý půdní profil, takže původní znaky některého diagnostického horizontu zůstaly zachovány, se považují za antropicky ovlivněné.

9.4 Fyzikální vlastnosti půdy Fyzikálními vlastnostmi rozumíme vztahy mezi disperzní fází a disperzím prostředím. Mimo strukturní uspořádání půdních částic jsou zde kvantitativně a kvalitativně studovány vztahy mezi částmi objemu půdy zaplněnými půdními částečkami, vodou a půdním vzduchem, včetně jejich vztahů.

9.4.1 Půdní struktura Půdu jako přírodní objekt je možno charakterizovat její strukturní organizací. Z makroskopického hlediska je nejmenší strukturní úrovní spojování jednotlivých půdních částeček do agregátů. Postupně, po vzniku mikroagregátů, dochází v běžných přírodních podmínkách k jejich zvětšování na makroagregáty. Agregáty jsou označovány jako pedy neboli pedony, což jsou půdní elementy, které jsou udržovány vcelku koagulací koloidů, přilnavostí, soudržností, vodíkovými vazbami nebo adsorpčními a kapilárními jevy v tekuté fázi. Podle rozměrů pedů rozlišujeme  mikropedy < 0,25 mm,  mezopedy – 0,25 mm – 10 mm  makropedy > 10 mm. Strukturou rozumíme soubor pedů různé velikosti, tvaru, mechanické pevnosti, pórovitosti a vodostálosti. Tyto vlastnosti jsou charakteristické pro jednotlivé půdní typy a jejich horizonty.

V utváření struktury rozlišujeme zpravidla dvě stadia: mechanický rozpad "solu" na pedy různých rozměrů a tvarů, na který navazuje proces jejich zpevnění. Projevují se zde procesy střídání vlhkosti, změny teploty, působení kořenů a živočichů (hlavně dešťovek). Pro tvorbu pedů je důležitý také humus (hlavně humáty), jíl a hydroxidy Fe a Al. Aby byla půdní organická hmota účinná pro vzrůst tvorby agregátů svým tmelivým účinkem, musí být aktivní. Aktivitu jí dodávají především mikroorganismy, dále živé kořeny vyšších rostlin, zvláště pak trav. Mikroorganismy jsou strukturotvorně nejaktivnější v období rozkladu a přeměn původního organického materiálu a ve stádiu svého růstu, méně již vedlejšími produkty své životní činnosti. Nejvíce k tvorbě struktury přispívají houby, nejméně baktérie. 174

Protikladným procesem k tvorbě agregátů je jejich rozrušování. K tomuto procesu běžně dochází v rovnovážných půdních podmínkách. Ve větší míře dochází k narušování struktury mechanickými vlivy při obdělávání půdy, pojížděním těžkých mechanismů, ostrými hranami pluhů apod. Tento vliv se zvyšuje zvláště za nevhodných konzistentních podmínek (příliš vlhká nebo suchá půda). Chemické vlivy se uplatňuji hlavně v rozpouštění tmelivých látek v půdní vodě obsahující větší procento např. čpavku, hnojiv, peptizačně působícího sodíku. Biologické vlivy na rozpad struktury se projevují hlavně odnímáním těch živných látek, které mají tmelivou schopnost. Voda má oboustranný vliv na strukturu. Mírné ovlhčování a vysušovaní půdy napomáhá při tvorbě struktury. Naopak nadměrné a prudké zvlhčeni půdy vlivem přívalových srážek nebo nesprávně aplikovaná závlaha způsobuje nejprve uzavření vzduchu v pórech a potom unikání vzduchu pod tlakem vody, přičemž se agregáty rozrušují. Agregáty se rozpadají také vlivem rozdílné expanze povrchové ovlhčené a vnitřní neovlhčené části agregátů. Destrukční činnost vody závisí nejen na vodě, ale také na velikosti agregátů. Čím menší jsou půdní agregáty při ovlhčováni, tím větší jsou pak hrudky (až škraloup) po vysušení. Zanedbatelný není ani destrukční učinek vodních kapek ze srážky nebo při závlahách. Velkou pozornost je i z tohoto důvodu nutno věnovat kvalitě závlahové vody a v souvislosti s rozsahem imisí i kvalitě srážkové vody. Klasifikace půdní struktury se provádí podle velikosti a tvaru agregátů, podle stupně jejich vývoje, stability a jiných vlastností. Mimo základního členění na mikro a makroagregáty (s rozlišovací hodnotou průměru 0,25 mm) je dále důležité odlišení tzv. pseudoagregátů, což jsou agregáty snadno rozpustné ve vodě. 9.4.1.1 Význam půdní struktury

Struktura má jak z hlediska fyzikálních, fyzikálně chemických i biologických vlastností půdy všestranný význam. Struktura ovlivňuje kvantitativně i kvalitativně pórovitost (zastoupení pórů kapilárních, semikapilárních a nekapilárních). Na těchto poměrech závisí retenční schopnost půdy, infiltrace, hydraulické charakteristiky. Dobrá struktura je charakteristická pro dobré technologické vlastnosti při zpracování půdy nebo melioračních opatřeních. Rovněž tepelné charakteristiky půdy jsou funkcí struktury. Významný je vliv struktury na vegetaci, uplatňuje se přes různé faktory strukturou ovlivněné. Jedná se hlavně o vododržnou schopnost půdy, která je podmíněna meziagregátovými kapilárními póry. Hrubší póry umožňují hlubší provlhčení půdy. Po odtoku gravitační vody mají tyto póry důležitou aerační funkci. Vzhledem ke sníženému obsahu O2 a zvýšenému obsahu CO2 jako důsledek dýchání organismů, je důležitá výměna vzduchu mezi půdou a atmosférou. Difúze plynů půdou a výměna s přízemní atmosférou se značně snižuje, je-li zastoupení vzdušných pórů menší než 10 % z celkového objemu půdy. K dobré výměně vzduchu v optimálních pórech přispívá pohyb vody. Dobrý strukturní stav umožňuje optimální růst a rozvoj kořenů rostlin. Nejpříznivěji se v povrchové vrstvě, která má z hlediska kořenového systému dominantní význam, uplatňuje drobtovitá struktura. Tato struktura optimálně upravuje poměr jemných a hrubých pórů v půdě. Příznivý vlhkostní režim se odráží i v přiznivém poměru aerobních a anaerobních pochodů, v příznivém složení humusu a při uvolňování živin pro rostliny. Ve strukturní půdě se vytváři dostatečná zásoba živin pro rostliny, optimální poměry pórů podstatně snižují neužitečné ztráty výparem. Jemné póry nejsou spojité, a proto neumožňují pohyb vody k povrchu. Zcela odlišné vlastnosti má nestrukturní půda. I při dostatečné pórovitosti je rozdělení pórů nevhodné – převažují spojité jemné póry, půda se zvlhčuje hlavně vlivem kapilárních sil, takovýto pohyb vody je podstatně pomalejší, než jsou-li přítomny gravitační póry. Vlhkost dosahuje potom vysokých hodnot, probíhají zde převážně anaerobní pochody, přičemž z humusu nejsou uvolňovány živiny. Vzhledem k nízké hydraulické vodivosti jsou tyto půdy náchylné na erozi. 175

V důsledku spojitosti kapilárních pórů je zde mnohem vyšší neproduktivní výpar. Nepříznivý je také vznik půdního škraloupu při vysychání. Po vyschnutí se sice obnoví aerobní pochody, živiny se uvolní, ale v půdě není již dostatek vody k jejich transportu k rostlinám.

9.4.2 Pórovitost půdy Pórovitost půdy patří k základním fyzikálním charakteristikám. Má mnohostranný význam, celkový objem, velikost, tvar a umístění pórů včetně jejich prostorové variability je určující jak z hlediska stavu a pohybu půdní vody a půdního vzduchu, tak dalších procesů probíhajících v půdě. Podle původu můžeme dělit pórovitost na texturální, což jsou přirozené póry mezi jednotlivými částečkami, a strukturální, zahrnující póry mezi pedy. Mimo toto základní rozdělení existují v půdě další póry, vzniklé činnosti organismů, kořenovým systémem, trhliny vzniklé při objemových změnách apod. Tyto póry (většinou se jedná o makropóry) se často nazývají preferenční cesty s ohledem na jejich funkci při proudění vody v zemině. Celkovou pórovitost stanovíme jako objem všech dutin v určité objemové jednotce půdního vzorku

P Vp Vs

-

VP VS

(9.4.2-1)

objem pórů celkový objem vzorku

Prakticky pórovitost počítáme většinou z hodnoty objemové hmotnosti ρd a měrné hmotnosti ρz půdy P

 z  d  100 z

(9.4.2-2)

U objemově nestabilních zemin se používá také číslo pórovitosti e

Vz

-

Vp

(9.4.2-3)

Vz

objem pouze tuhé fáze

Udává-li se P ve zlomku z 1, vzájemný přepočet potom je e 1 e

(9.4.2-4a)

P 1 P

(9.4.2-4b)

P e

Zjednodušeně se v praxi také někdy uvažuje pórovitost rovná hodnotě nasycení zeminy vodou. Měrná hmotnost (hustota) je hmotnost objemové jednotky vysušené zeminy (bez pórů). Hmotnost zjistíme vážením, objem na základě Archimédova zákona v kalibrované nádobce - pyknometru

176

z mz mPv mPs Vv

-

mz mz  Vv mPv  mz  mPs

(9.4.2-5)

hmotnost vysušené zeminy hmotnost pyknometru s vodou hmotnost pyknometru se suspenzí objem pevné fáze

Měrná hmotnost je funkcí mineralogického složení. Vzhledem k tomu, že hlavní součástí minerálního podílu půdy jsou živce a křemen, pohybuje se měrná hmotnost v poměrně velmi úzkém rozmezí kolem 2,65 g/cm3. S nižší měrnou hmotností se setkáváme v povrchovém půdním horizontu v závislosti na obsahu organické hmoty, naopak vyšší obsah krevele a limonitu může zvýšit měrnou hmotnost i nad 2,7 g/cm3. Objemová hmotnost ρd je hmotnost objemové jednotky vysušené půdy v přirozeném uložení. Tato hodnota ρd se někdy také nazývá redukovaná, mimo ni se uvádí objemová hmotnost neredukovaná (při známé vlhkosti). Objemová hmotnost se zjišťuje u neporušeného půdního vzorku odebraného do kovového válečku známého objemu (obvykle 100 cm3)

d  mz Vc

-

mz Vc

(9.4.2-6)

hmotnost vysušeného vzorku celkový objem

Vzhledem k tomu, že přímé stanovení pórovitosti podle její definice není prakticky možné, je objemová hmotnost základní veličinou pro stanoveni pórovitosti. Hodnota objemové hmotnosti na rozdíl od měrné hmotnosti kolísá v poměrně velmi širokém rozmezí. Nejnižších hodnot dosahuje u rašelin (0,10 g/cm3), nejvyšších u silně ulehlých písků a nestrukturních horizontů (i vyšší než 1,8 g/cm3). Průměrné hodnoty ρd se pohybují v rozmezí 1,2 g/cm3 až 1,6 g/cm3. Při prakticky stejné měrné hmotnosti je tedy ρd také kritériem ulehlosti půdního horizontu. Objemová hmotnost je značně proměnná, mění se nejen směrem do hloubky, ale také v průběhu vegetačního období. Závažné z hlediska aplikace těchto hodnot (např. při řízení vlhkostního režimu) je poměrně vysoké variační rozpětí objemové hmotnosti jednoho půdního horizontu z hlediska plošného. Objemovou hmotnost většího územního celku není proto možné charakterizovat jedinou hodnotou, neměřenou v čase a prostoru. Z hlediska časových změn je možno pouze říci, že k největším změnám objemové hmotnosti dochází koncem zimy, uprostřed jara a koncem léta (po sklizni).

9.4.3 Vlhkost půdy Obsah vody v půdě nazýváme vlhkostí půdy Θ. Tuto veličinu můžeme definovat jako poměr obsahu vody Vw k celkovému objemu vzorku půdy Vc 

Vw Vc

(9.4.3-1)

Vhodné je také vyjádření vlhkosti jako stupeň nasycení půdních pórů vodou s 

Vw VP

(9.4.3-2) 177

V p  Vc  Vs Vp Vs

-

(9.4.3-3)

objem pórů objem pevné fáze

Jako nejběžnější bývá uváděno hmotnostní vyjádření vlhkosti w mw ms

-

mw ms

(9.4.3-4)

hmotnost vody hmotnost vysušené půdy

Všechny uvedené hodnoty jsou většinou uváděny v procentech. Pro vzájemný přepočet Θ a w potřebujeme znát objemovou hmotnost. Z její definice a rovnic 9.4.3-1 a 9.4.3-4 plyne 

w  d

(9.4.3-5)

w

Standardní metodou stanovení vlhkosti je metoda gravimetrická, kde vlhkost stanovujeme přímo z její definice rov. 9.4.3-4. Metoda vyžaduje odběr neporušených vzorků půdy, stanovení jejich momentální hmotnosti, vysušení (obvykle při 105 °C do konstantní hmotnosti) a stanovení hmotnosti vysušeného vzorku. Nevýhodou metody je právě nutnost odběru vzorků, z tohoto důvodu není použitelná pro dlouhodobá stacionární měřeni. Navíc odebraný vzorek je prakticky vždy menší, než by odpovídalo "reprezentativnímu elementárnímu objemu". V důsledku toho se zde výraznou měrou uplatňuje prostorová variabilita, která může "maskovat" časové změny v průběhu vlhkosti. Z těchto důvodů se používají pro měření vlhkosti další, tzv. nepřímé metody. Měříme jinou fyzikální nebo fyzikálně-chemickou veličinu, funkčně závislou na vlhkosti. Tyto metody můžeme rozdělit do následujících skupin  metody elektrické  metody radiometrické  metody dálkového průzkumu Země.

9.5 Chemické a fyzikálně chemické vlastnosti půdy Půdní chemie studuje chemické procesy, které probíhají v půdě během půdotvorného procesu. Charakter probíhajících procesů je z větší části biochemický, probíhající procesy jsou ovšem také výrazně ovlivňovány fyzikálními vlastnostmi půdy. Proto mají tyto procesy také fyzikálně chemický charakter. Všechny dílčí procesy, které probíhají v půdě v rámci půdotvorného procesu, jsou navzájem propojeny a podmíněny. V průběhu půdotvorného procesu dochází v půdě k rozkladu původních látek, migraci a akumulaci a k tvorbě nových látek. Typické pro půdní poměry je současnost rozkladu a syntézy, podmíněna různě se měnícími podmínkami, migrace a akumulace. Navíc se v procesech spoluúčastní biologický faktor. Většinou jsou známy pouze konečné produkty uvedených procesů bez možnosti sledovat přeměny meziproduktů.

178

Jednotlivé prvky obsažené v půdě mají následující funkce Si, AI - výchozí materiál pro tvorbu jílu Fe, Mn, Ti - uplatňují se v redukčně oxidačních procesech a charakteristicky barví půdu K, Na - podporují peptizaci Ca, Mg - podporují koagulaci Prvořadý význam v pedologii má voda jako chemický (rozkladný) a transportní činitel. Kyslík na sebe váže sloučeniny Fe, Mn a Ti v povrchových vrstvách půdy. Oxidační formy těchto sloučenin jsou nerozpustné a migrují, naopak redukční formy jsou lehce pohyblivé. Obsah železa je charakteristický pro jednotlivé půdní typy. Dvojmocné železo se projevuje jako silná zásada, z roztoků blízkých neutrální reakci se snadno vysráží jako hydroxid. Okysličením nabývá odlišných vlastností, projevuje se jako slabá zásada, v kyselých roztocích se štěpí za vzniku hydroxidů. Železo může v půdě migrovat též jako síran, jako soli huminových kyselin ve formě vysoce dispergovaných roztoků. Neztrácí se z půdy v pravých roztocích Podobně jako železo se chová i mangan. Nejzastoupenějším prvkem po kyslíku je křemík. Hliník se vyskytuje hlavně v silikátech, oxidech a hydroxidech. Zvětráváním uvolněný Al se rychle hydratuje. Pro většinu rostlin je rozpustný Al toxický. Vápník je v půdách hlavním výměnným kationtem. Hraje velkou roli při vytváření ústojné a neutralizační vlastnosti půd, struktury půd, zvyšuje přístupnost živin pro rostliny, urychluje mineralizaci dusíku a snižuje aktivitu Al na netoxickou úroveň Do stejné skupiny patří také hořčík. Sodík a draslík jsou vázány hlavně v silikátech. Rozdíly v chování a vzájemné substituci či vytěsňování závisí hlavně na velikosti iontů. Proto je větší hydratovaný Na+ méně pevně adsorbován a snáze se vyluhuje než menší K+. Jde o prvky velmi dobře rozpustné a v půdách pohyblivé. Mimo základní biogenní prvky a stopové prvky (I, CU, Zn, B, Th, Mo, aj.) věnuje pedochemie velkou pozornost problematice rizikových prvků jako jsou Cr, Cd, Pb a Hg.

10. Podpovrchové vody 10.1 Výskyt a rozdělení podpovrchových vod Voda podpovrchová je voda vyskytující se pod zemským povrchem ve všech formách a skupenstvích. Je to voda půdní a podzemní. Půdní vodou míníme podpovrchové vody obsažené v půdě (bez ohledu na skupenství), které obvykle nevytváří souvislou hladinu (nenasycené prostředí). Podzemní voda je podpovrchová voda vyplňující dutiny zvodnělých hornin, vytváří zpravidla souvislou hladinu (nasycené prostředí). Na půdní vlhkosti je bezprostředně závislý život rostlin, voda podzemní je v maximální míře zásobárnou pitné vody, zdrojem vodnosti řek atd. Podpovrchová voda může být i překážkou stavebních záměrů (přímé působení, agresivita apod.).

Vznik podpovrchových vod je vysvětlován dvěmi teoriemi. 1. Infiltrační teorie vysvětluje existenci vody pod povrchem země vsakováním, infiltrací srážek. Takto vzniklým vodám, které se zúčastnily oběhu vody v přírodě, říkáme vody vadózní.

179

2. Kondenzační teorie spojuje výskyt vody v zemské kůře s kondenzací vodních par (z části z atmosféry, z části z vodních par vzniklých v hlubinách země) v dutinách a pórech hornin. Těmto vodám, které se zřejmě koloběhu vody v přírodě nezúčastnily, říkáme vody juvenilní.

10.1.1 Rozdělení podpovrchové vody podle vazebných sil V půdních pórech se nachází vždy určité množství vody, které nazýváme půdní voda. Tato voda obsahuje určitý podíl organických i anorganických sloučenin, jedná se tedy o půdní roztok. S výjimkou řešení transportu těchto rozpuštěných i nerozpuštěných látek považujeme půdní vodu při řešeni praktických problémů stavu a pohybu za chemicky čistou. Voda je v horninách vázána buď chemicky nebo mechanicky. Chemicky vázaná voda (např. krystalická) se dá uvolnit až teplotami  400C, pro hydrologii proto nemá bilanční význam. Na vodu v půdě působí soubor sil, jejichž výsledné působení je charakterizováno potenciálem půdní vody (kap.10.2.4). Nicméně v určitých rozmezích půdní vlhkosti převládá pouze jedna síla. Pro určitou vlhkostní kategorii jsou tedy charakteristické dané síly, které převládají nad ostatními. Vodu obsaženou v zeminách a horninách lze rozdělit podle fyzikálních podmínek (obr.10-1). Vodní pára zaplňuje spolu se vzduchem volné póry. Proniká do půdy z atmosféry, ale může vznikat i při výparu v půdě. Ochladí-li se půda na rosný bod, dochází ke kondenzaci těchto par v dutinách. Pohybem par tak dochází k významnému přerozdělování půdní vláhy. Hygroskopická voda se vytváří na povrchu částic půdy, kde je silně vázána molekulárními silami. Je-li půdní vzduch nasycen, vlhkost dosahuje stavu maximální hygroskopičnosti, na částicích zeminy je ve formě velmi tenké spojité blanky. Když půdní vzduch není nasycen, část hygroskopické vody může přejít v páru, tento stav vlhkosti charakterizuje neúplná hygroskopičnost půdy. Obalová voda. Jestliže vlhkost půdy po dosažení maximální hygroskopičnosti dále vzrůstá, vytvoří se na jednotlivých zrnkách půdy tlustší vrstva vody, voda obalová, která je už vázána menšími molekulárními silami, je tím pohyblivější, gravitační síla ale není sto ji ještě uvést do pohybu. Gravitační voda. Stoupá-li vlhkost půdy tak, že je vrstva obalové vody stále silnější, molekulární síly nejsou již schopny nadbytečnou vodu na zrnech zadržet, vzniká voda gravitační, která může vlivem gravitačních sil již prosakovat půdou a horninami a dosáhnout příp. hladiny podzemní vody. Po srážce gravitační půdní voda velmi rychle odtéká z půdního profilu. Gravitační půdní voda není tedy z hlediska zásobení rostlin významná, naopak, při translokaci v půdním profilu dochází k odnosu živin a jiných nerozpuštěných a rozpuštěných látek. Kapilární voda. Tato voda vyplňuje póry v půdách a pukliny v horninách, v nich je držena tzv. kapilárními silami. Nalézáme ji v zóně zavěšené kapilární vody. Její hranice se proto mění v těsné závislosti na pohybu podzemních vod. Voda v půdě může být v zimním období i ve skupenství pevném.

10.1.2 Rozdělení podpovrchové vody podle výskytu Pro hydrologii má význam třídit podpovrchové vody podle způsobu výskytu. Podpovrchová voda v zóně aerace (provzdušněné pásmo) tvoří vlhkost zeminy (půdní voda), v dutinách je i vzduch. V zóně nasycení je voda podzemní. Ty vody, které mají volnou hladinu, jsou 180

nazývány vodami freatickými, jsou-li pod účinkem hydrostatického tlaku, nazýváme je vodami artéskými, napjatými. Podzemní vody vyplňující rozpukané horniny jsou vody puklinové. Podzemní vody, které vyplňují kaverny, krasové dutiny, vytvořené dynamickou a agresivní činností ve vápencích a dolomitech, jsou vody krasové. Na stav a režim podzemních vod má výrazný vliv uložení propustných a nepropustných vrstev.

Obr.10-1 Rozdělení půdní vody (1 - částice půdy s neúplnou hygroskopicitou, 2 - částice půdy s úplnou hygroskopicitou, 3, 4 - částice s obalovou vodou, 5 - částice s gravitační vodou) Režim podzemních vod je závislý na geologických poměrech (mocnosti a hloubce zvodnělé vrstvy, propustnosti nadloží, rozlehlosti infiltračního území apod.). Reliéf terénu ovlivňuje odtok srážkových vod. Větší sklon urychluje odtok srážek a možnost vsaku, infiltrace je menší, hluboké zářezy do terénu zvodnělých vrstev umožňují jejich odvodnění a tím dotaci povrchových vod. Klimatické podmínky ovlivňují režim podzemních vod ztrátovou složkou, výparem, působením na zvětrávání vrchních vrstev hornin a požadavky na odčerpání podzemních zásob pro vegetaci. I v horninovém prostředí zásob pozemních vod dochází ke změnám zásob a tím ke kolísání jejich hladin. Toto kolísání je v závislosti na hloubce a podmínkách infiltrace a proudění vod v těsnější, nebo méně těsné souvislosti na průběhu srážek v průběhu roku. Změnu mnohdy pozorujeme se značným zpožděním (zvláště po dlouhodobých vydatných deštích). Krátkodobé, i když intenzivní, lijáky jsou pro doplnění zásob podzemních vod nepodstatné. Pokud není množství deště dostatečné k tomu, aby bylo dosaženo maximální vodní kapacity, srážková voda níže nepronikne.

181

10.1.2.1 Prameny a jejich typy Pramen je místně omezený přirozený vývěr (soustředěný nebo rozptýlený) podzemní vody na zemský povrch (obr.10-2). Vzniká tam, kde zvodnělá vrstva protíná terén, zpravidla v místech styku dvou vrstev s rozličnou propustností. Pramen může být např. vrstevný, přelivný, vzdutý, suťový, výstupný (puklinový), periodický. Jestliže zvodnělá vrstva, uzavřená nepropustnými vrstvami, obíhá šikmo do hloubky, kde příp. vykliňuje, mohou vznikat tzv. prameny artéské.

Prameny charakterizuje jejich vydatnost a stálost. Vydatnost měříme vhodným způsobem, např. čerpací zkouškou. Stálost pramenů posuzujeme podle poměru nejmenší a největší vydatnosti za období pozorování (1:1 je velmi stálý, 1:1 - 1:2 stálý, 1:2 - 1:10 nestálý, 1:10 - 1:30 velmi nestálý). Velká nevyrovnanost pramene svědčí o velké závislosti pramene na srážkách, jde o pramen povrchový, často s rozptyly teplot a kvality, s velkou pravděpodobností s bakteriologicky závadnou vodou. Režim pramene je závislý, jak bylo uvedeno, na mnoha faktorech, rovněž na atmosférickém tlaku (při jeho poklesu vydatnost pramene stoupá). Proto je nutné jejich dlouhodobé pozorování (teplota vzduchu, tlak vzduchu, srážkové úhrny, teplota vody, chemické složení atd.). Určuje se časový chod prvků, z toho usuzujeme na stálost a kvalitu zdroje a na závislosti. Nákladný, ale spolehlivý způsob zjištění zásob podzemní vody, umožňuje geologický a hydrogeologický průzkum.

Obr.10-2 Typy pramenů

182

10.2 Půdní hydrostatika 10.2.1 Adsorpce Přijde-li vysušená půda do styku se vzduchem obsahujícím vodní páry, zvětšuje svou hmotnost. Vzrůst hmotnosti je způsobován pohlcováním vodních par půdou, tedy postupným zvětšováním vlhkosti půdy, probíhajícím tak dlouho, pokud nenastane rovnovážný stav mezi tlakem par v ovzduší a vlhkostí půdy. Protože při tomto procesu dochází ke zvyšování koncentrace molekul vody na povrchu tuhé fáze půdy ve srovnání s plynnou fází, mluvíme o adsorpci vodních par. Pohlcování vodních par ze vzduchu se také nazývá hygroskopičnost a půdní voda takto vzniklá se označuje jako voda hygroskopická (kap.10.1.1). Opačný pochod než adsorpce se jmenuje desorpce. Mechanismus adsorpce vody je dosti složitý. Podílejí se na něm polární vlastnosti vody, polarizace pevné fáze, vodíkové můstky a výměnné kationty. Adsorpcí se nasycuje silové pole povrchu, snižuje se jeho energie. Molekuly vody ztrácejí při adsorpci svou pohyblivost. Tyto změny lze stanovit z adsorpčního tepla. Jestliže jsou na čistý povrch adsorbentu adsorbovány páry z ovzduší nasyceného vodními parami, uvolňuje se adsorpční teplo, které je totožné se smáčecím teplem adsorbentu, zvětšeným o výparné teplo. Množství adsorbovaných vodních par je závislé na parciálním tlaku vodních par ve vzduchu, na teplotě a na charakteru půdních částic, především na specifickém (měrném) povrchu půdy. Jestliže stanovíme závislost hmotnostní vlhkosti w na parciálním relativním tlaku vodních par p/po při teplotě T = konst., obdržíme adsorpční izotermu. Pouze adsorpce probíhá zhruba do p/po = 0,4, potom se k ní přidružuje kapilární kondenzace, která je od p/po = 0,8 dominantní. Adsorpční izoterma se nejsnadněji stanoví exsikátorovou metodou. Vzorky zeminy o hmotnosti asi 3 g se vysuší při 105 °C a zváží. Potom se umístí do exsikátoru s H2SO4, kde proběhne adsorpce. Vážením vzorku po několika dnech se zjistí vlhkost w, odpovídající určité hodnotě p/po. Koncentrace H2SO4 se postupně snižuje, a tím se zvyšuje relativní tlak vodních par. Přesnější výsledky lze získat pomocí speciálních aparatur volumometrických nebo gravimetrických.

Povrch půdních částic má schopnost poutat svými přitažlivými silami molekuly vody. Souhrn sil, které způsobuji tento jev, se označuje jako adsorpční síly, voda poutaná uvedenými silami se nazývá adsorpční půdní voda. Přijde-li suchá půda do styku se vzduchem obsahujícím vodní páry, dochází k postupnému pohlcování vodních par půdou, a tedy ke zvyšováni její vlhkosti. Tento jev probíhá tak dlouho, až nastane rovnovážný stav mezi tlakem vodních par v ovzduší a vlhkostí půdy. Pohlcování vodních par ze vzduchu se nazývá také hygroskopicita a takováto půdní voda se označuje jako hygroskopická. Adsorpční síly jsou převážně molekulární sily, které mají krátký dosah působnosti. Dále se uplatňuji elektrostatické síly, jejichž dosah je větší. Mechanismus adsorpce je poměrně složitý. Molekuly vody mají polární charakter, orientují se tedy kladným nábojem k záporně nabitému povrchu pevné fáze, přičemž dochází k další polarizaci povrchu pevné fáze. Při adsorpci se uplatňují hlavně vazby vodíkovým můstkem, van der Waalsovy síly a síly elektrostatické. Po vytvoření prvé monomolekulární vrstvy je silové pole adsorbentu do značné míry nasyceno. Další vrstvy nejsou již tedy vázány příliš pevně. Vnější molekuly polymolekulární adsorpční obálky jsou již difúzní povahy. Množství adsorbovaných vodních par je závislé na tlaku vodních par ve vzduchu, teplotě a vlastnostech půdních částic. Vzrůstá při zvyšování tlaku vodních par, vzrůstu měrného povrchu půdy a při klesající teplotě. Vztah w  f  p, p0 

(10.2.1-1)

při konstatní T představuje adsorpční izotermu, jejíž typický průběh je uveden na obr.10.3. 183

Na základě teoretického rozboru založeného na řešení rovnic adsorpčních izoterem je možno stanovit měrný povrch jako vlhkost odpovídající monomolekulární adsorpční vrstvě. Monomolekulární vrstva adsorbované vody vzniká při relativní tenzi vodních par přibližně kolem p/p0 = 0,20. Tvar izotermy je sigmoidální. Jestliže stanovíme nejprve adsorpční izotermu ve směru zvlhčování zeminy, tj. začínáme s vysušenou zeminou a s nízkou tenzí vodních par a po plném nasycení se vracíme postupným vysušováním do výchozího stavu vysušené zeminy, zjistíme, že jsme stanovili dvě větve, adsorpční a desorpční, které se spolu navzájem nekryjí. Adsorpční větev je vždy nižší, desorpční vyšší, jak je patrno z obr.10-3. Jev se nazývá hystereze adsorpce a vysvětluje se rozdílnou vlastností suchého a zvlhčeného povrchu, uzavřením částí submikroskopických párů adsorpčními filmy, které se v zaškrcených hrdlech párů spojují, změnou velikosti párů vlivem bobtnání atd.

Obr.10-3 Hystereze adsorpční izotermy Vlastnosti adsorpční půdní vody jsou odlišné od vlastností volné vody. Adsorpční půdní voda má odlišnou hustotu, nižší hodnotu dielektrické konstanty, nemá schopnost rozpouštět elektrolyty a má podstatně snížený bod mrazu.

10.2.2 Kapilarita Na styku vody s tuhým povrchem se objevuje smáčecí úhel γ . Rozeznáváme tři případy  kapalina úplně smáčí povrch tuhé fáze, γ = 0°  kapalina částečně smáčí povrch tuhé fáze, 0° < γ < 90°  kapalina nesmáčí povrch tuhé fáze, γ > 90° Tyto tři případy jsou znázorněny na obr.10-4 v chování kapky kapaliny na rovinném povrchu a při ponoření rovinné stěny do kapaliny. První dva případy reprezentují tuhý povrch, zatímco třetí případ je typický pro hydrofóbní povrch. Smáčení je tím větší, čím větší jsou adhézní síly mezi molekulami povrchu tuhé fáze a molekulami fáze kapalné. Většinou existuje rozdíl mezi smáčecím úhlem γ1, vznikajícím při postupu kapky nebo výstupu kapaliny v kapiláře, a γ2 vznikajícím při ústupu kapky nebo při poklesu kapaliny v kapiláře. V prvním případě se smáčí "suchý" povrch, ve druhém "mokrý" povrch. Platí, že γ1 > γ2, jev se nazývá hysteréze smáčecího úhlu. Na křemenném prachu je γ = 0. Největší hodnota smáčecího úhlu je na huminové kyselině a na volných oxidech Fe. Protože jílové minerály a humusové látky vytvářejí slabé povlaky na písčitých částicích, ovlivňují podstatně kapilární jevy i v lehkých půdách. Smáčitelnost půdy se mění i vypalováním porostů, obecně stoupá hydrofóbnost. Povrchové napětí vody a smáčecí úhel jsou pozměněny rozpouštěním 184

některých organických látek v půdní vodě. Zvláštním případem jsou vody obsahující saponáty, kdy γ klesá. Ponoříme-li do vody slabou vlásečnicovou trubici se stěnami z materiálu, jehož smáčecí úhel je γ < 90°, vznikne v trubici zakřivená hladina tvaru kulového vrchlíku nazývaná kapilární meniskus. Zakřivený povrch má vliv na změnu povrchového napětí. Povrchové napětí vzniká jednostranným přitahováním povrchových molekul vnitřními molekulami kapaliny, neboť přitažlivost molekulami páry je prakticky zanedbatelná. Výsledné síly působící na povrchové molekuly směřují tedy dovnitř kapaliny.

Obr.10-4 Smáčecí úhel (a - úplné smáčení γ = 0, b - neúplné smáčení 0 < γ < 90°, c - nesmáčení γ > 90°) Půdní póry jsou značně nepravidelné a proměnné jak v prostoru, tak v čase. Proto při studiu kapilarity vycházíme z určitých zjednodušujících předpokladů. Nejjednodušší je model spojitých pórů tvořených válcovitými kapilárami různého průměru. Skutečnosti se více přibližuje použití analogie s trubicemi pravidelně proměnného průřezu (tzv. růžencových kapilár). Předpokládáme-li válcovitou kapiláru ponořenou dolním koncem do volné hladiny vody, dojde v ní v důsledku vytvoření konkávního menisku s povrchovým tlakem nižším, než je normální povrchový tlak volné hladiny, k výstupu vody. Vzlínání vody v kapiláře ustává, když je rozdíl povrchových tlaků v rovnováze se sílou tíže. Podmínky rovnováhy plynou z obr. 10-5

Obr.10-5 Podmínky vzlínání v kruhové kapiláře (P0 -- normální povrchový tlak, Ph - tlak sloupce vody, Pρ - kapilární tlak, h -výška výstupu vody)

185

V rovině volné hladiny za předpokladu rovnováhy (odpovídá maximální hodnotě výstupu vody v kapiláře) platí P  Ph  P0

(10.2.2-1a)

P  P0  Ph

(10.2.2-1b)

Kapilární tlak je P  Po Pρ Pσ Ph σ ρ h

-

2 

(10.2.2-2)



normální povrchový tlak povrchový tlak menisku kapilární tlak tlak sloupce vody povrchové napětí poloměr křivosti menisku výška výstupu vody

Zanedbáme-li hustotu vodní páry, bude tlak sloupce vody Ph  h   k  g ρk

-

(10.2.2-3)

hustota kapaliny

V případě rovnováhy se Pσ = Ph , takže 2 



 h  k  g

(10.2.2-4)

z čehož plyne h

2  1  k  g 

(10.2.2-5)

Je-li meniskus kulovou plochou, vyjádří se poloměr křivosti menisku poloměrem kapiláry r



r cos 

(10.2.2-6)

Rovnice (10.2.2-5) přejde potom na tvar h

2    cos  1  k  g r

(10.2.2-7)

Makrokapiláry, tzn. kapiláry, ve kterých se již kapilární síly neuplatňují, jsou definovány dolní rozměrovou hranicí r = 10-5 cm. Povrchové napětí vody se udává hodnotu σ = 7.28.10-2 N/m (dříve 72,8 dyn/cm) při 20 °C. Shodnost v číselné i rozměrové hodnotě pro povrchovou energii a povrchové napětí vyplývá z odvození, kdy uvažujeme v prvním případě práci vynaloženou ke zvětšení povrchu kapalinového filmu, ve druhém případě sílu působící na jednotku délky ve směru povrchové blanky kapaliny. Hodnota povrchového napětí se mění s teplotou a s křivostí menisku. 186

Zakřivený povrch vyvíjí na kapalinu dodatkový kapilární tlak, který se přičítá k tlaku při rovném povrchu. U vypuklého (konvexního) povrchu je dodatkový tlak kladný, u vydutého (konkávního) záporný. Povrchový tlak na kapalinu při konvexním povrchu je vždy větší, u konkávního povrchu menší než tlak na rovném povrchu (obr.10-6), podle rovnice p  pr  p p pr pσ

-

(10.2.2-8)

povrchový tlak při zakřiveném povrchu povrchový tlak při rovném povrchu dodatkový (kapilární) tlak při zakřiveném povrchu, rozměry N/m2

Hodnota dodatkového (kapilárního) tlaku se počítá ze vzorce Laplaceova 1 1  p       R1 R2 

R1, R2

-

(10.2.2-9)

poloměry křivosti

Obr.10-6 Povrchový tlak na rovinném (pr), konkávním a konvexním povrchu a tlakové poměry v kapiláře, pp je dodatkový (kapilární) tlak Odtud vyplývá pro výpočet kapilárního kulového menisku kruhová kapilára pσ = 2σ/R a válcového menisku pσ = σ/R. Přestože póry v půdě mají nepravidelný a od místa k místu proměnlivý tvar, je vhodné pro názornost objasnit poměry v kapiláře kruhového průřezu. Obecně v každé kapiláře se smáčivostí stěn (γ > 90°) vzniká konkávní meniskus po vnoření kapiláry do vody. Protože povrchový tlak rovinného povrchu okolí kapaliny je vyšší než hodnota povrchového tlaku konkávního povrchu v kapiláře, dochází k výstupu vody v kapiláře až do okamžiku rovnováhy, kdy se dodatkový kapilární tlak rovná hydrostatickému tlaku v kapiláře na úrovni rovinné hladiny okolní kapaliny (obr.10-6). Pro válcovou kapiláru je potom σw.g.h = p0 neboli maximální výška kapilámího vzlínání h. h g σw, σG

-

2 Rg  w   G 

(10.2.2-10)

gravitační zrychlení hustota vody a její páry

187

Protože je meniskus v kruhové kapiláře kulová plocha a jeho poloměr křivosti R závisí při známém poloměru kapiláry r na smáčecím úhlu (obr10-7 vlevo) R = r/cos γ, lze při zanedbání hustoty páry rovnici převést na tvar h

2  cos  r  g  w

(10.2.2-11)

a po dosazení je pro vodu při 20 °C h ~ 0,15/r [cm] při γ = 0° (úplné smáčení).

Obr. 10-7 Hydrostatické podmínky zavěšení vody v kapiláře V půdních poměrech často dochází k nasycování shora a nikoli ke vzlínání z volné hladiny. Postupný vývoj zavěšené vody ve válcové kapiláře je ve třech fázích znázorněn na obr.10-7. Sloupec vody se udržuje v kapiláře tím, že je jeho tíha kompenzována kapilárními silami, vyplývajícími z rozdílu horního a dolního menisku. Je-li povrchový tlak p1 horního menisku o poloměru R1 a povrchový tlak p2 dolního menisku o poloměru R2 (směr působení dovnitř kapaliny), potom p2   w gh  p1

(10.2.2-12)

a po dosazení za pσ pr 

2 2  hpw g  pr  R1 R2

1 1  2     hpw g  R1 R2 

(10.2.2-13)

(10.2.2-14)

čili musí platit pro zachování existence zavěšeného sloupce vody podmínka Rl < R2. Při zvyšování sloupce vody se nemůže měnit R1, a proto se zvyšuje hodnota R2, až se dolní meniskus stane rovinnou plochou, rov.10.2.2-13 přechází na tvar rov.10.2.2-10. Zvyšuje-li se dále sloupec zavěšené vody, stává se dolní meniskus konvexní, pokud se vytvářená kapka na dolním konci kapiláry neutrhne. Dosažená výška sloupce je maximální možná. Uveďme ještě, že půdní póry zdaleka nemají tvar válcových kapilár a všechny úvahy jsou pouze modelové. 188

Se změnou povrchového napětí je spojené snížení parciálního tlaku vodních par nad meniskem. Po výstupu kapaliny do kapiláry jsou vodní molekuly nad konkávním povrchem víc poutané a snižuje se statistická pravděpodobnost, že by se mohly odpoutat do plynného prostředí. Proto nad meniskem dochází k nasycení vodními parami při tlaku p < po, kde po je nasycený tlak vodních par nad rovinným povrchem.

10.2.3 Bobtnání Jílovité a některé hlinité půdy zvětšují svůj objem při zvyšování vlhkosti, bobtnají. Při ztrátě vody zmenšují svůj objem, smršťují se. Smršťování bývá provázené vytvářením pravidelné sítě puklin, které se při bobtnání zpět uzavírají. Nejvýrazněji bobtnají jíly nasycené výměnným sodíkem, tedy při vysoké hodnotě ESP (procenta výměnného sodíku, exchangeable sodium percentage) a při nízké koncentraci půdního roztoku. Změna pórovitosti se změnou vlhkosti se definuje podle poměru čísel pórovitosti a vlhkosti de/dv, a to proto, že pouze referenční objem Vz je konstantní. Rozeznáváme čtyři oblasti změn objemu (obr.10-8)

Obr.10-8 Objemové změny půdy při změně její vlhkosti (e – pórovitost půdy, υ – vlhkost půdy) 1. Strukturální oblast, v obr.10-8, zakreslená při vysoké hodnotě e, kdy je voda při odvodnění uvolňována ze stabilních makropórů, aniž by se makroskopicky měnil objem půdy. Tedy de/dv = 0. Při odvodnění nevznikají pukliny. 2. Normální oblast, kde změna objemu půdy Vs se rovná objemu drénované vody Vw. Veškerá ztráta vody pochází z poklesu pórovitosti, tedy de/dv = 1 a e = v. Ztracená voda není nahrazena vzduchem, provzdušněnost uvnitř matrixu je stále nulová. Vznikají pukliny. Při zvlhčení půdy vzrustá objem a pórovitost a uzavírají se pukliny. 3. Reziduální oblast, kde změna objemu půdy Vs je menší než objem drénované vody Vw, a tedy 0 < de/dv < 1 a e > v, do půdního matrixu vzniká vzduch, který nahrazuje část drénované vody. Hranice mezi normální a reziduální oblastí je tvořena vstupní hodnotou vzduchu. Pokračuje vznik a rozšiřování puklin. 4. Nulová oblast, kde se objem půdy nemění při odvodnění nebo obecně při změně vlhkosti. Objem drénované vody je rovný objemu vniklého vzduchu, de/dv = 0, e = konst. a e > v.

189

10.2.4 Potenciál půdní vody Pokud by byla voda v půdě v klidu, bez pohybu, neměla by význam pro živou složku půdy. Proudění vody v půdě a z půdy do organismů je nejdůležitější vlastnost vody, nutná pro zachování života. Můžeme ji fyzikálně přirovnat k ostatním transportním procesům, jako je proudění tepla, elektřiny, difúze. Transport je vždy podmíněn přítomností hnací síly. Hnací silou proudění vody mezi dvěma body v půdě je rozdíl potenciálů v těchto bodech. Samotný potenciál půdní vody je skalární hodnota, nemá směr a pro objasnění jeho významu je výhodné studovat systém v rovnováze. Rovnovážný stav je podmíněn nulovou hodnotou hnací síly, tedy potenciály ve všech bodech systému si jsou rovny, gradient potenciálu je rovný nule. Voda v půdě neproudí vlhkost se v čase nemění. Představme si sloupec písčité půdy (obr.10-9), ponořený spodním koncem do nádoby s vodou. Voda vzlínáním částečně nasytila půdu, takže vlhkost půdy se s výškou zmenšuje. V nynějším stavu rovnováhy je voda přitahována půdou. Kdyby tomu tak nebylo, odtekla by voda dolů do hladiny, nebo by prostě do půdy nevystoupila. Toto přitahování vody půdou může být považováno za práci, kterou půda vykonala na vodu. Libovolný bod s libovo1ným "absolutním" potenciálem může být zvolen jako srovnávací (referenční) pro posouzení potenciálů v ostatních bodech. Zvolíme hladinu vody v nádobě (odpovídá hladině podzemní vody) za referenční hladinu s nulovým potenciálem. Voda v určité výšce nad touto rovinnou hladinou má záporné množství energie, protože do této vody byla vložena práce. Čím výše uvažujeme úroveň nad hladinou podzemní vody, tím větší práce musela být do jednotky této půdní vody vložena. Potenciál půdní vody je v našem sloupci závislý na úrovni nad hladinou podzemní vody. V rovnovážném stavu tedy voda vystoupila vzlínáním do půdy, nyní již neproudí, vlhkost je na každé úrovni konstantní, neexistuje výpar z povrchu půdy, hladina volné vody v nádobě je trvale na stejné úrovni.

Obr.10-9 Odvození potenciálu půdní vody. Systém je v rovnováze, vlhkost půdy klesá s výškou podle grafu vpravo

190

Potenciál ve výšce z nad hladinou volné vody označíme φw.Převedeme hmotnost vody dm z úrovně z na úroveň (z + dz). Práce vykonaná použitou silou proti poutání částečky vody dm půdou na úrovni z je φwdm. Potenciál na úrovni z + dz je φw + (δφw/δz)dz a práce vykonaná přitažlivými silami půdy při poutání částečky dm bude

     w  w dm z  

(10.2.4-1)

Celková práce W vykonaná při odtržení částečky a přitažení částečky (tedy v přitažlivém poli)

   W1   w dm    w  w dm z  

(10.2.4-2)

Protože se zároveň přemístila hmotnost dm o výšku dz, tedy proti působení gravitace, byla vykonána práce v gravitačním poli W2  g  dm  dz

(10.2.4-3)

protože při rovnováze musí platit W1  W2  0

(10.2.4-4)

 w g z

(10.2.4-5)

bude

Jednotlivé síly způsobující adsorpci, smáčení apod. neodělujememe, ale uvažujeme souhrnné působení všech sil. Energie, jakou půda poutá vodu, se musí vztahovat na jednotku vody. Podle volby této jednotky vychází rozměr potenciálu - energie na jednotkovou hmotnost – J/kg - energie na jednotkový objem – Pa = N/m2. Někdy se pro tuto jednotku potenciálu používá i termín tlak (např. sací tlak). Celkový potenciál Φ se skládá z několika složek    g  o   w   a  e -

(10.2.4-6)

vlhkostní potenciál (kapilární) φw gravitační potenciál φg pneumatický potenciál φa osmotický potenciál φo zátěžový potenciál φe

10.2.4.1 Metody měření vlhkostního potenciálu Vlhkostní potenciál nebo též sací tlak či tlakovou výšku půdní vody jsme schopni měřit, jestliže je zachována hydraulická spojitost mezi půdou a referenční (tj. srovnávací) hladinou volné vody. Hydraulické spojení zachováme i tehdy, jestliže je v určité části použito místo porézního tělesa (tj. půdy) pouhé trubky zaplněné vodou jako v obr.10-10. Půda je zde umístěna v relativně slabé vrstvičce na porézní desce, pod níž je přípoj gumou nebo jinou

191

ohebnou trubicí k volné hladině vody. Tlaková výška h působící na půdní vodu je svislá vzdálenost mezi hladinou volné vody a středem vrstvičky půdy. Z prostého názoru je zřejmé, že když se zvětšuje |h| (tj. snižuje se nádoba s volnou hladinou), zemina se stále více odvodňuje, její vlhkost se snižuje. Jestliže bude naopak po delší dobu h = 0, zaplní se všechny póry vodou a dosáhne se maximální vlhkosti. Přístroj tohoto principu se nazývá podtlakový přístroj, neboť se jím působí na půdní vodu podtlakem, jenž odpovídá tlakové výšce h. Na stejném obrázku je znázorněno, že účinek tlakové výšky je stejný u podtlakového přístroje jako u půdy v přírodě. Jestliže bychom zabránili výparu, kondenzaci a infiltraci a jestliže by hladina podzemní vody byla trvale h cm pod povrchem, bude mít povrch půdy stejnou vlhkost jako vzorek půdy z něj odebraný a položený na destičku podtlakového přístroje. Výška h odpovídá vlhkostnímu potenciálu φw. Zároveň s jejím měřením se stanoví vlhkost půdy, obvykle gravimetricky. Jestliže máme odvodnit půdu působením většího sacího tlaku, resp. negativní tlakové výšky h, narazíme na technické potíže, neboť požadované h může být větší než je světlá výška laboratoří. Provozně možnou výšku h tedy doplníme podtlakem pv, instalovaným nad volnou hladinou vody (obr.10-10). Celková hodnota působícího tlaku bude p  pv   w  g  h

(10.2.4.1-1)

a podobně celková záporná tlaková výška hT  h 

pv w  g

(10.2.4.1-2)

Běžněji se však používá v rozmezí sacích tlaků 104 Pa až 1,5.106 Pa i více přetlakový aparát, zobrazený na obr.10-10. Místo podtlaku pod porézní destičkou se používá přetlaku vzduchu nad vzorkem a nad porézní destičkou. K tomu účelu musí být uzpůsobena celá nádoba, aby byla zachována těsnost spojů a aby nádoba odolala vysokým tlakům. Přetlak vzduchu v uzavřené nádobě je na obr.10-10. znázorněn diferenčním kapalinovým manometrem a přetlak je na obrázku stejný jako u předešlého podtlaku. Diferenční kapalinový manometr se u aparatur neužívá a zde je ve schématickém obrázku nakreslen pouze pro názornost. Jestliže je v obou přístrojích na obr.10-10 stejná půda, bude tedy i účinek na její vodu stejný, stejné množství vody bude ze vzorku vytlačeno, ať již podtlakem nebo přetlakem p = ρw.g.h. Čím bude větší přetlak v přetlakovém aparátu, tím větší objem vody odteče ze zeminy, tím bude zemina sušší. Také u tohoto přístroje předpokládáme, že porézní destička vytváří perfektní hydraulické spojení, tj. že neztrácí vodu při zvyšování přetlaku a že do ní nevniká vzduch. Přetlak, při němž vniká do porézního materiálu vzduch, se nazývá vstupní hodnota vzduchu. Pro velmi vysoké hodnoty sacích tlaků by nevyhovoval ani přetlakový aparát, a proto se užívá rovnovážného vztahu mezi vlhkostí půdy a relativní vlhkostí vzduchu. Vlhkost půdy v rovnovážném stavu s relativním tlakem vodních par stanovíme exsikátorovou metodou podobně jako adsorpční izotermy. Na principu měření relativní vlhkosti půdního vzduchu jsou také konstruovány psychromatické aparáty pro stanovení sacích tlaků v řádu 104 Pa až 106 Pa. V tomto případě však již neobdržíme vlhkostní potenciál nebo jemu odpovídající ekvivalent sacího tlaku, ale součet vlhkostního a osmotického potenciálu, neboť nad roztokem se v závislosti na koncentraci (resp. osmotickém tlaku) změní i parciální tlak vodních par. V praktických případech bývá v našich přírodních podmínkách tento rozdíl zanedbatelný.

192

Obr.10-10 Schéma přetlakového a podtlakového přístroje pro měření vlhkosti půdy V terénu se měří vlhkostní potenciál tenzometrem. Obvykle se předpokládá, že jsou zanedbatelné složky pneumatická a zátěžová a že tedy měří pouze vlhkostní potenciál (sací výška nebo tlaková výška). Tenzometr (obr.10-11) se skládá z porézní potenciálové nádobky, jejíž stěny umožňují hydraulické spojení mezi půdní vodou a manometrem. Tlaky, vyskytující se v půdní vodě, jsou takto přenášeny a měřeny pomocí rtuťového manometru. Před měřením je nutné stanovit na manometru nulovou hodnotu na principu zákonů hydrostatiky: Nulová hodnota je výška rtuti h0 v manometru, jestliže hladina podzemní vody je na středu porézního čidla. Hodnota h je potom naměřená negativní tlaková výška. Jestliže zvolíme povrch půdy za začátek z souřadnice, potom celkový potenciál je H = h - z, kde za h dosazujeme záporná čísla. Pro registraci tlaků jsou tenzometry napojeny na tlakové snímače místo na manometry.

Obr.10-11 Tenzometr

193

10.2.5 Retenční čáry půdní vlhkosti Základní hydrostatickou charakteristikou půdy je tzv. retenční čára – závislost mezi vlhkostním potenciálem a objemovou vlhkostí půdy. Její průběh je závislý na zrnitostním a mineralogickém složení, obsahu humusu, fyzikálně chemických charakteristikách, struktuře a objemové hmotnosti. Její typický průběh je na obr.10-12. Vzhledem k rozsahu vlhkostního potenciálu je graf často zobrazován v semilogaritmickém měřítku. Potenciál je vyjadřován v hodnotách logaritmu sacího tlaku a označován pF. Retenční čára se proto často nazývá pF čára. Průběh retenční čáry závisí na způsobu dosažení rovnovážného stavu. Čára získaná po nasycení půdy vysoušením, tedy postupným zvyšováním vlhkostního potenciálu, není totožná s čarou získanou postupným zvlhčováním, tedy snižováním vlhkostního potenciálu. Tento jev, označovaný jako hystereze retenční čáry, je způsobený především proměnlivostí průměru pórů, rozdílnými hodnotami smáčecího úhlu zvlhčeného a suchého povrchu a vzduchem uzavřeným v pórech. Rozdílné úhly smáčení při vysušování a zvlhčování půdy způsobují různou křivost menisků vody v kapilárách, a tedy i rozdílné velikosti kapilárních sil.

Obr.10-12 Typický průběh retenční čáry Retenční čáry můžeme stanovovat v terénních, nebo častěji laboratorních podmínkách. Principem terénního stanovení je současné měření objemové vlhkosti půdy a vlhkostního potenciálu (kap.10.2.4.1). Tato metoda by byla optimální za předpokladu současného měření obou veličin v jednom bodě. Vzhledem k tomu, že je k měření nutno používat dvou odlišných zařízení, je to prakticky neuskutečnitelné a měření je proto zatíženo vlivem prostorové variability.

10.2.6. Půdní hydrolimity Půdním hydrolimitem charakterizujeme určitou půdní vlhkost dosaženou za definovaných, smluvených podmínek. Původně se jednalo o charakterizování vlhkostního stavu na rozhraní působení určitých sil. Přestože je dnes již jasné, že hydrolimity nemají přesný hydrofyzikální význam, jde pouze o přibližné hodnoty, v praxi jsou velmi často používány. Hydrolimity jsou obvykle rozdělovány do dvou skupin: na základní a podmíněné. K základním hydrolimitům patří Adsorpční vodní kapacita (Θa) která charakterizuje maximální množství vody v půdě poutané adsorpčními silami. Odpovídá přibližně pF v rozmezí 4,8 - 5,2. Přesná metoda jejího stanovení není vypracována, adsorpce vody je překrývána kapilární kondenzaci.

194

Retenční vodní kapacita (Θrk) charakterizuje největší množství vody, které může půda (při zabránění výparu) zadržet delší čas. Polní vodní kapacita(ΘPk) je retenční kapacita stanovená v polních podmínkách. Stanovuje se tak, že se urovnaná ploška půdy zalije nadbytečným množstvím vody, aby se naplnily všechny póry. Zakrytím povrchu zabráníme evapotranspiraci a případnému vsaku srážkové vody. V jednodenních intervalech měříme vlhkost půdy. Příslušný hydrolimit odpovídá hodnotě, kdy se již vlhkost výrazně nemění. Hodnota ΘPk odpovídá přibližně pF 2,0 - 2,7. Namísto pracného stanovení ΘPk často stanovujeme příslušnou hodnotu v laboratoři, která se nazývá maximální kapilární vodní kapacita ΘMkk podle Nováka, nebo absolutní vodní kapacita Θak podle Kopeckého. Tyto hodnoty jen přibližně charakterizují terénní podmínky. Plná vodní kapacita (Θs) charakterizuje vlhkost půdy při plném nasycení. Prakticky se tato hodnota rovná pórovitosti, pF 0.

K podmíněným hydrolimitům patří Monomolekulární adsorpční vodní kapacita (ΘMAk), která vyjadřuje vlhkost, při níž se na povrchu pevné fáze vytváří obal tloušťky jedné molekuly vody. Tato hodnota odpovídá pF 6,36. Běžně se stanovuje v exikátoru při relativním napětí vodních par p/p0 = 0,2, což odpovídá náplni exikátoru 58% H2SO4. Číslo hygroskopicity (Θh) udává vlhkost půdy při 96% až 98% nasycení vzduchu vodními parami (např. nad nasyceným roztokem síranu sodného Na2SO4 nebo nad 10% H2SO4 při 20 °C). Odpovídající hodnota pF 4,87. Bod vadnutí (Θv) charakterizuje vlhkost, při které již rostliny trvale vadnou. Představuje tedy dolní hranici fyziologicky účinné vody v půdě. Tato hodnota je značně proměnná, závisí i na rostlině a jejím vegetačním stádiu. Běžně se tato hodnota stanovuje z retenční čáry při pF 4,18. V praxi se často použivá přepočtu z Θh

v  m   h

(10.2.6-1)

Hodnota m je  1,5 pro lehké půdy  2,0 pro střední půdy  2,5 pro těžké půdy Bod snížení dostupnosti (Θsd) charakterizuje takovou vlhkost půdy, při které se podstatně snižuje pohyblivost půdní vody a která se již proto začne nepříznivě projevovat na růstu rostlin. Θsd odpovídá přibližně pF 3,0 - 3,3. Prakticky se uvažuje

 sd  v  0,6   Pk  v 

(10.2.6-2)

Pomocí hydrolimitů stanovíme tzv. využitelnou vodní kapacitu vvk   Pk  v

(10.2.6-3)

Tato hodnota představuje maximální množství vody, které je využitelné rostlinami. Momentální zásobu půdní vody stanovíme jako rozdil e - ev.

195

10.3. Hydrodynamika půdní vody Prostředím, ve kterém dochází v půdě k pohybu vody, jsou půdní póry. Důležitý je jejich celkový objem, tvar, velikost a vzájemné uspořádání. Jestliže jsou veškeré póry v půdě nasyceny vodou, jedná se o nasycené proudění. V případě, je-li jen část párů nasycena vodou, vlhkost je menší než pórovitost, mluvíme o proudění nenasyceném a zóna, v níž je Θ  P, se jmenuje nenasycená. O stacionárním proudění mluvíme v případě, jestliže průtok (při stálé ploše i rychlosti) je nezávislý na čase. Mění-li se průtok s časem, mluvíme o proudění nestacionárním (neustáleném), takovým je i proudění vody v půdě ve většině případů. Jeho řešení je však ve většině případů poměrně velmi komplikované, a proto používáme při jeho řešení řadu zjednodušení, většinou ho nahrazujeme stacionárním řešením. Hnací silou pohybu vody v půdě je v obou případech gradient celkového potenciálu. Pro praktická řešení většinou uvažujeme pouze vlhkostní a gravitační složku celkového potenciálu. Jeho další složky (osmotickou, termickou, pneumatickou) zanedbáváme.

10.3.1 Proudění vody v nasyceném prostředí Předpokládáme, že při h ≥ 0 proudí voda ve všech pórech prostředí. Zákonitosti, které budou dále odvozeny, platí obecně pro tzv. kapilárně pórovité prostředí, ať už přirozené nebo umělé. Kapilárně pórovitým prostředím nazýváme pórovité látky, u kterých jsou póry vzájemně propojeny a jejich rozměry jsou tak malé, že se v nich uplatňují hlavně kapilární síly. Nejběžnějším pórovitokapilárním prostředím jsou půdy nebo zeminy. Předpokládáme proto proudění v izotermních podmínkách ve stejnorodém půdním prostředí. Rychlost proudění vody průřezovou plochou A můžeme vyjádřit rovnicí v t

-

V At

(10.3.1-1)

čas, za který proteče objem vody V průřezovou plochou A.

Takto vyjádřená rychlost proudění se nazývá makroskopická, protože vychází z předpokladu, že voda proudí celou průřezovou plochou. Průměrná rychlost proudění vody v pórech vP bude tedy větší, protože plocha pórů Ap < A vP  P

-

V P

(10.3.1-2)

pórovitost

Systém rozdělení pórů v půdě je velmi složitý, póry mají různé velikosti a tvary, navzájem jsou spojovány a znovu rozdělovány. Matematický popis proudění v takovémto pórovitém prostředí není proto možný. Pro zjednodušenou charakteristiku používáme proto jistá zjednodušení. Póry nahrazujeme systémem rovnoběžných kapilár s poloměrem r. Průměrnou rychlost za předpokladu laminárního proudění můžeme vyjadřit Poiseuillovou rovnicí vP 

VP r g

-

 w  g  r 2 H  8 L

průměrná rychlost proudění v kapiláře poloměr kapiláry gravitační zrychlení 196

(10.3.1-3)

ΔH Η ρw -

rozdíl tlakových výšek v kapiláře, jejíž délka je L dynamicka viskozita vody hustota vody

Předpokládejme, že počet kapilár o jednotkovém objemu pórovitého prostředí je n a mají délku L = 1. Pórovitost potom bude P  n   r2

(10.3.1-4)

S  n  2  r

(10.3.1-5)

a měrný povrch

Pórovitost a měrný povrch můžeme stanovit, potom můžeme z těchto rovnic vyjádřit neznámý poloměr kapilár r  2P / S

(10.3.1-6)

Dosazením rovnice (10.3.1-5) do rovnice (10.3.1-3) dostáváme 1  w  g P 3 H  2 v  2  S L

(10.3.1-7)

Poměr ΔH/L = I označujeme jako hydraulický spád. Protože systém pórů je nepravidelný, zavadíme namísto numerického výrazu 1/2 obecný faktor c. Zavedeme-li do rovnice 10.3.1-7 dále namísto dynamické viskozity kinematickou viskozitu

   /  w  g 

(10.3.1-8)

dostáváme v KP

-

KP



I

(10.3.1-9)

propustnost - plocha ekvivalentního póru při proudění KP 

c  P3 S2

(10.3.1-10)

Protože jsou póry zakřivené, zavádí se do jmenovatele rovnice í tortuozita τ (součinitel zakřivení). Propustnost si můžeme představit jako plochu ekvivalentního póru při proudění, tedy πr2 z uvedeného modelu. 10.3.1.1 Darcyho zákon

Pro řešení praktických případů proudění vody v nasycené zóně je vhodné použit "makroskopický" přistup. Budeme studovat proudění vody přes definovaný homogenní objem půdy nasycený vodou, geometrické charakteristiky pórovitého prostředí nezohledňujeme. Předpokládáme horizontální sloupec půdy, kterým proudí voda, přičemž hladiny vody jsou nakonstantní úrovni (obr. 10-13).

197

Obr.10-13 Odvození Darcyho zákona (převzato : http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_základy_hydro/10_základy_hydrgeologie.htm,2008)

Ze zkušenosti víme, že rychlost proudění vf (filtrační rychlost) se zvětšuje při růstu ΔH a snižuje se při zvětšení délky sloupce L ve směru proudění. Darcy prokázal lineární závislost a proto se jím odvozená transportní rovnice nazývá Darcyho zákon v f  Ks  I

(10.3.1.1-1)

H L

(10.3.1.1-2)

I

nasycená hydraulická vodivost, která charakterizuje, jaká je schopnost porézního Ks prostředí umožnit proudění vody

Vztah mezi hydraulickou vodivostí a propustností je K P  K s 

(10.3.1.1-3)

Rychlost vf není skutečná rychlost vody v křivolakých průlinách značně proměnlivého průřezu, ale pomyslná hodnota rychlosti, kterou by daný průtok Q proudil, kdyby nebylo zrn zeminy a kdyby tedy celý průřez zvodnělé vrstvy byl vyplněn jen rovnoměrně proudící vodou. Pak je průtok dán výrazem Q  S  v f  S  Ks  I S

-

(10.3.1.1-4)

plocha celého zvodnělého příčného profilu bez ohledu na zrna zeminy

Skutečná rychlost proudění v průlinách vS je značně vyšší než pomyslná filtrační rychlost vf. Je-li plocha účinných otvorů v jednotce plochy příčného průřezu zeminou p, platí vs  p  v f  1 vs 

(10.3.1.1-5a)

vf

(10.3.1.1-5b)

p

protože platí vs 

L T

(10.3.1.1-6)

198

v f  p  vs  p

L T

(10.3.1.1-7)

podle Darcyho zákona v f  Ks  I  Ks

H L

(10.3.1.1-8)

součinitel Ks lze vypočítat z výrazu Ks  v f ΔH L -

L L L L2 p p H T H T  H

(10.3.1.1-9)

výškový rozdíl hladin např. v mezích I a II vzdálenost sond

Poněvadž v rovnici 10.3.1.1-1 je I číslo bezrozměrné, má součinitel Ks rozměr rychlosti (m/den nebo m/s). Pro hrubou orientaci lze uvažovat hodnoty hydraulické vodivosti Ks podle tabulky 10-1. Stanovení hodnoty Ks je snadné u vzorků v laboratoři. Výsledky však nebývají spolehlivé, neboť při odběru vzorku zeminy se poruší přirozené uložení zrn. V polních podmínkách se však setkáváme s četnými problémy, z nichž nejzávažnější je nestejnorodost hornin (kap.10.3.3). Tabulka 10-1 Hodnoty nasycené hydraulické vodivosti Ks Zemina

Ks (m/den)

Hrubozrnný písek

100 - 200

Písek středního zrna

20 - 100

Jemný písek, písčitá hlína

1 - 10

Hlinitý písek

0,1 - 2

Hlína ulehlá

0,01 - 0,1

Jíl

0,0000001 - 0,001

Hlína písčitá ulehlá

0,1 - 0,5

10.3.1.2 Stanovení nasycené hydraulické vodivosti

Hydraulická vodivost je základní hydrofyzikální charakteristikou půd. Metody stanovení můžeme rozdělit do dvou skupin  přímé metody  nepřímé metody. Přímé metody dělíme na laboratorní a terénní. Pro praktické aplikace dáváme vždy přednost stanovení v terénu. Laboratorní stanovení na neporušených půdních vzorcích slouží pouze pro hrubou orientaci. Laboratorní metody dělíme opět do dvou skupin

 metoda s konstantním hydraulickým spádem  metoda s proměnným hydraulickým spádem 199

Přístroje s konstantním hydraulickým spádem jsou založeny na přímé aplikaci Darcyho rovnice. Konstantní úroveň hladin může být docílena pomocí přepadu nebo jednoduchého hydraulického zařízení, tzv. Mariottovy lahve. V případě větší hydraulické vodivosti je možno průtok měřit pomocí odměrných kalibrovaných nádob, u nízké hodnoty Ks pomocí kapiláry. Přístroj s proměnným hydraulickým spádem je uveden na obr.10-14. Změna objemu vody při poklesu hladiny o dH odpovídá průtoku  A1  dH  A2  v  dt

(10.3.1.2-1)

po dosazení rovnice 10.3.1.1-1 a úpravě dostáváme 

A1  dH  L  K s  dt A2  H

(10.3.1.2-2)

Po integraci v rozmezí H0 - H1 (pro změnu znaménka měníme na H1 - H0 a 0 - t) dostáváme po úpravě Ks 

A1 A2 L H0,H1 -

A1  L H 0 ln A2  t H1

(10.3.1.2-3)

průřezová plocha trubice nad vzorkem průřezová plocha vzorku výška vzorku rozdíly horní a spodní hladiny v čase 0 a t

Obr.10-14 Schéma zařízení na měření hydraulické vodivosti přístrojem s proměnným hydraulickým spádem Nedostatečná reprezentativnost laboratorního stanovení je způsobena hlavně nedostatečnou velikostí neporušeného půdního vzorku (běžně se používají tzv. Kopeckého válečky o objemu 100 cm3 umístěné do tempských cel). Ani zvětšení objemu vzorku nepřináší odpovídající efekt. Výsledné hodnoty dvou paralelně odebíraných vzorků ze stejné půdy a horizontu se často podstatně liší. Proto je vhodnější paralelní odběr většího počtu vzorků nebo, jak již bylo uvedeno, terénní stanovení. 200

Terénní metody můžeme rozdělit opět do dvou skupin

 metody, u nichž je v měřeném horizontu přítomna hladina podzemní vody  měření bez hladiny podzemní vody Za základní metodu v případě přítomnosti hladiny podzemní vody je považována metoda čerpacího pokusu (kap.10.4.1). Tato metoda je však používána hlavně v hydrogeologii. Pro měření nasycené hydraulické vodivosti půdního profilu se v terénu nejčastěji používá jednosondová metoda. Nasycenou hydraulickou vodivost stanovujeme výpočtem z naměřených hodnot rychlosti zaplňování nezapažené sondy filtračním přítokem stěnami a dnem po předchozím odčerpání určitého objemu vody ze sondy. Měření se provádí v nezapažené vrtané sondě. Vliv vyhlazení stěn vrtákem odstraníme několikanásobným odčerpáním vody před vlastním měřením. Naměřená hodnota charakterizuje hlavně proudění v horizontálním směru. V případě heterogenního půdního prostředí můžeme zjistit vertikální složku hydraulické vodivosti po zapažení sondy (zabráníme přítoku vody stěnami sondy). Schéma měření je uvedeno na obr.10-15. Po vyvrtání sondy (hloubka H vody v sondě má být minimálně 40 cm, optimální průměr sondy je 8 cm až 12 cm) zaznamenáme ustálenou výšku hladiny vody H, poté se odčerpáním kalovým čerpadlem sníží hladina vody v sondě (minimálně na výšku 0,25H). Rychlost výstupu hladiny vody v sondě, která je způsobena filtračním přítokem boky a dnem sondy, se zaznamenává plovákem a stává se základním údajem pro výpočet hydraulické vodivosti. Při odvození se předpokládá, že hladina vody kolem sondy zůstává konstantní, měření se proto nemůže opakovat krátce za sebou.

Obr. 10-15 Schéma jednosondové metody Nejjednodušší odvození předložil Hooghoudt (1936). Do sondy přitéká množství vody q

r 2  dz

(10.3.1.2-4)

dt

průsak stěnami je qs  2r  H  K s 

y M

(10.3.1.2-5)

a průsak dnem qd  r 2  K s

y M

(10.3.1.2-6) 201

protože je q  qs  qd , dostáváme dy K y   s  2 H  r  dt rM

(10.3.1.2-7)

Po separaci proměnných integraci v mezích (0, t) a (y1, y2) dostáváme Ks 

2,3  r  M y log 1 2 H  r t y2

(10.3.1.2-8)

M  0,19  r  H opravný faktor t čas, potřebný pro výstup z úrovně y1 do úrovně y2 pro vyhodnocení Ks z měření jednosondovou metodou je možno psát Ks  C C

-

dz dt

(10.3.1.2-9)

tvarový součinitel

Pro dno sondy v úrovni nepropustného podloží platí

C

3600  r H  y  10     2    y r   H 

(10.3.1.2-10)

Je-li nepropustné podloží v hloubce větší než H/2 C

4000  r H  y   20     2    y r   H 

(10.3.1.2-11)

Uvedené vzorce platí pro 3 cm  r  7 cm, 20 cm H  200 cm, y > 0,2 H. Není-li v měřeném profilu hladina podzemní vody, stanovuje se hydraulická vodivost nejčastěji infiltračním pokusem (kap.10.3.2) nebo tzv. metodou guelpského permeametru (obr.10-16). Uvedenou metodou měříme ustálenou hodnotu výtoku Q pro konstantní výšku H v nezapaženém válcovém otvoru o poloměru a. Nasycená hydraulická vodivost Ks je počítána metodou založenou na řešení ustáleného proudění vody ze studny do nenasycené půdy. Guelpský permeametr je v principu Mariottova lahev určená pro měření ve válcové sondě. Vnitřní zavzdušňovací trubička je určena pro přívod vzduchu do permeametru, vnější slouží jako zásobník vody a spodní část je určena pro výtok kapaliny. Velikost přetlaku H je možno nastavit posunutím zavzdušňovací trubky.

202

Obr.10-16 Guelpský permeametr 1 - zavzdušňovací trubička, 2 - těsnící objímka, 3 - vyjímatelná zátka s ventilem (19), 4 - těsnící kroužky, 5 - hladina vody v zásobní nádržce, 6 - odečet hladiny vody v nádržce, 7 - zásobní nádržka, 8 - výtoková část permeametru, 9 - fixovací trojnožka, 10 - vrtaná sonda o poloměru a, 11 - ustálená hladina vody v sondě H, 12 - perforovaná výtoková část, 13 - čidlo permeametru, 20 - kalibrační značky pro nastavení hladiny vody v sondě

Ustálený výtok z válcového vrtu může být popsán 2    H 2  K s  C    a 2  K s  2    H  m  C  Q φm C

-

(10.3.1.2-12)

základní proudový potenciál bezrozměrný součinitel úměrnosti, který je ovlivněn hlavně texturou půdy a závisí na poměru H/a

První člen rovnice vyjadřuje hydrostatický tlak kapaliny ve vrtu, druhý člen potom vliv gravitace a třetí vliv kapilárních sil v půdě. Zanedbáme-li nenasycené proudění, dostáváme rovnici Ks 

C Q 2    H 2  C    a2

(10.3.1.2-13)

10.3.2 Infiltrace vody do půdy Infiltrací rozumíme vsak vody do půdy z deště, závlahou, případně z tajícího sněhu, břehovou infiltrací z vodních toků včetně vsaku dnem. S infiltrací souvisí tvorba povrchového odtoku a s ním související vodní eroze. Základními charakteristikami infiltrace je rychlost infiltrace v, což je množství vsakující vody do půdy jednotkové plochy za jednotku času a kumulativní infiltrace i, což je množství vsáklé vody za dobu t od začátku

203

vsaku (uvažujeme opět jednotkovou plochu) a je vyjadřována v délkových jednotkách. Pro jejich vzajemný přepočet platí t

i   v  dt

(10.3.2-1a)

di dt

(10.3.2-1b)

0

v

Průběh infiltrace závisí na způsobu a množství dodávky vody do půdy (srážky, závlaha) a na fyzikálních vlastnostech půdy a počáteční vlhkosti před započetím infiltrace. Hydrologicky nejvýznamnější je infiltrace z deště. Předpokládáme-li déšt o konstantní intenzitě menši než vsakovací schopnost půdy, bude veškerá voda infiltrovat rychlostí rovnou intenzitě deště. Jestliže intenzita deště bude vyšší než ustálená vsakovací rychlost, bude zpočátku intenzita deště rovna rychlosti infiltrace. Po určité době tp, kterou označujeme jako čas výtopy, dojde k nasycení, na povrchu se začnou tvořit kaluže a rychlost infiltrace se začne snižovat. Jestliže je doba trvání deště dostatečně dlouhá, rychlost infiltrace se vyrovná, její hodnota se potom blíží hydraulické vodivosti. Zvlaštním připadem je infiltrace z výtopy, kdy je na povrchu půdy trvale vrstva vody. Jedna se o zatopené plochy, infiltraci z přívalových srážek, při závlaze výtopou apod. Vzhledem k tomu, že běžně prováděné terénní infiltrační testy jsou výtopové, je nutno při jejich interpretaci brát ohled na odlišné poměry. Uvažujeme-li infiltraci do homogenní půdy, vlhkostní profily mají typický průběh (obr.10-17).

Obr.10-17 Vlhkostní profil během infiltrace Rozhraní mezi postupujícím vlhkostním profilem a půdou s původní vlhkostí se nazývá čelo vlhčení. Nad ním má půda přibližně konstantní vlhkost, tato oblast se nazývá zóna přenosu. Část půdního profilu v blízkosti povrchu, zcela nasycené vodou, se nazývá zóna sycení.

10.3.3 Proudění v nenasyceném prostředí Pro proudění vody v půdě, která není plně vodou nasycena, platí v zásadě stejné zákony jako u nasyceného proudění, avšak při odvozování musíme mít stále na mysli, že část pórů je vyplněna vzduchem a že se při proudění může půda buď dosycovat vodou, nebo odvodňovat. Začneme jednoduchým příkladem, obdobou Darcyho zákona, podle obr.10-18. Půda je ve válečku, jehož plášť je opatřen několika zatím uzavřenými otvory a polopropustná membrána odděluje na obou základnách půdu od volné vody v malých nádobách, 204

připojených gumovou hadičkou. Na levé straně snížíme nádobu na úroveň hl, na pravé straně na úroveň h2. Jakmile otevřeme otvory na plášti válce, začne se půda odvodňovat podobně jako v podtlakovém přístroji. Na levé straně se odvodní méně, na pravé straně více, rozložení vlhkosti ve válci bude mít tvar určité křivky a pouze přibližně můžeme předpokládat, že se vlhkost Θ mění lineárně s x. Zároveň zjišťujeme, že dochází k proudění vody podobně jako v násosce, pouze rychlost je značně zpomalena přítomností půdy. Udržujeme-li hladiny v nádobách na konstantní úrovni, zjišťujeme po určitém čase, že protéká stejné množství a že se půdní vlhkost v čase nemění, že se ustálila. Dosáhli jsme stacionárního proudění a pro jeho rychlost platí opět rovnice 10.3.1-1. Rychlost se zvětšuje se vzrůstem Δh a snižuje při zvětšení délky sloupce půdy L, tedy vK

h L

(10.3.3-1)

kde K je opět součinitel, kterým se charakterizuje, v jaké míře půda umožňuje proudění. Nazývá se nenasycená hydraulická vodivost a je závislá na stupni odvodnění půdy, v našem případě je funkcí 1/2 (hl + h2) nebo taky Θ. Podobně jako při nasyceném proudění u Darcyho rovnice, zavádíme celkový potenciál vztažený k tíze, tedy vyjádřený v jednotkách hydraulické výšky. Při běžných úlohách můžeme zanedbávat ostatní složky celkového potenciálu kromě vlhkostního a gravitačního, takže Φ = φw + φg, a platí v  K 

d dz

(10.3.3-2)

nebo v dvojrozměrných a trojrozměrných úlohách: v   K  grad

(10.3.3-3)

Protože Buckhingham takto popsal nenasycená proudění jako první, nazývá se tato rovnice také rovnice Darcy-Buckhinghamova.

Obr.10-18 Schéma pokusu s nenasyceným prouděním vody v půdě 205

Řešení nenasyceného proudění

Budeme uvažovat kvádrový element půdy nasycené vodou (obr.10-19) Hrany elementu mají délky Δx, Δy, Δz. Do elementu vtéká voda rychlostí v a vytéká rychlostí v1. Změna rychlosti je plynulá. Uvažujeme nejprve poměry ve směru osy x.

Obr.10-19 Půdní element – řešení nenasyceného proudění půdou rychlost na vtoku vx rychlost na výtoku v1x v1x  vx  x vteklý objem Vp

vx x

(10.3.3-4)

V p  vx yzt

(10.3.3-5)

v   v1x   vx  x x   yzt x  

(10.3.3-6)

vyteklý objem Vo

v  v  V p  Vo  vx yzt   vx  x x   yzt   x  xyzt x  x 

(10.3.3-7)

Podobné vztahy platí i pro osu y a z. Součet rozdílů ve všech směrech dává změnu obsahu vody v elementu. Jestliže Θ(t) má spojitou derivaci pro t >0, potom platí pro čas Δt  v v v     x  y  z   xyzt   xyzt t  x y z 

(10.3.3-8)

Limitně pro Δx→0, Δy→0, Δz→0, Δt→0 obdržíme rovnici kontinuity  v v v     x  y  z    x y z  t 206

(10.3.3-9)

Dosadíme-li z rovnice 10.3.3-3 a vyjádříme tedy složky rychlosti Darcy-Buckinghamovou rovnicí, dostaneme Richardsovu rovnici

              K  w     K  w     K  w    x  x  y  y  z  x  t

(10.3.3-10)

Proudění vody v nasycené půdě a v půdě nenasycené má společný fyzikální základ a řeší se zásadně stejným způsobem, i když vlastní matematické postupy se potom různí.

10.4. Průtok podzemní vody Základním požadavkem je sledování hladin (sondy, existující studny). Zjistíme odlehlost hladiny od hrany výpažnice vrtu, příp. od nivelovaného bodu, stanovíme nadmořské výšky hladin. Měření se provádí pomocí zdrsněné ocelové tyče (zdrsnění je k snadnějšímu odečtu), nebo tzv. Rangovou (frankfurtskou) píšťalou. Po jejich zakreslení do mapy či situace území za předpokladu lineární interpolace lze vykreslit čáry, spojující místa se stejnou nadmořskou výškou hladiny podzemní vody, hydroizohypsy (obr.10-20). Hladina podzemní vody tvoří zborcenou plochu, z mapy můžeme určit směr hlavního proudu, který je vždy kolmý na hydroizohypsy, i velikost sklonu ve směru tohoto proudění. Tam, kde zřizujeme několik sond pozorovacích a studnu čerpací, řadíme sondy do dvou vzájemně kolmých směrů (ve směru sklonu nesnížené hladiny podzemní vody a ve směru hydroizohyps), do tzv. hydrologického kříže. Bližší sondy jsou asi ve vzdálenosti 1,5 výšky zvodnělé vrstvy, vzdálenější sondy asi ve vzdálenosti 50 m od bližších sond (obr.10-21).

Obr.10-20 Hydroizohypsy

207

Obr.10-21 Hydrologický kříž Pokud jsme sondáží zjistili existenci podzemní vody a chceme určit průtok, postupujeme takto: Z měření a pozorování v sondách zjistíme mocnost zvodnělé vrstvy a její plošnou rozlohu. Z mapy pomocí hydroizohyps určíme hlavní směr proudění podzemní vody. Ze známé (příp. jednotkové) hodnoty průtočného průřezu S určíme vydatnost z výrazu Q  p  S  vs p S vs

-

(10.4-1)

účinná pórovitost (předpokládáme, že plošná je rovna objemové) je průtočný průřez je skutečná rychlost proudění vody

Neznámou rychlost vs lze určit měřením v terénu, např. pomocí barviva. Určíme tři sondy ve směru hlavního proudu. Na počátku měření vpravíme do sondy 0 roztok barviva, v profilech I a II se odebírají v krátkých intervalech vzorky tak dlouho (vzorky se uchovávají v samostatných nádobách), dokud neproteče obarvená podzemní voda známou vzdálenost L mezi profily I a II (obr.10-22a). Po skončení měření se vykreslí výsledky koncentrací jednotlivých vzorků v závislosti na čase (obr.10-22b).

Obr.10-22 Stanovení rychlosti proudění podzemní vody pomocí stopovače a) uspořádání měření, b) vyhodnocení měření 208

Maxima dvou vln koncentrací charakterizují dobu průtoku T. vs 

L T

(10.4-2)

10.4.1 Čerpací zkouška V terénu se hodnota nasycené hydraulické vodivosti Ks určuje tzv. čerpací zkouškou (obr.10-23). Doporučuje se provádět ji na podzim, v období, kdy zásoby podzemních vod vykazují v hydrologickém cyklu minimální výkyvy. Do hydrologického kříže, v jehož středu je čerpací studna, umístíme pozorovací sondy. Čerpání konstantního množství vody ze studny probíhá nepřetržitě po celé pokusné období, měří se čerpané množství vody. Úroveň hladin ve studni a v pozorovacích sondách odečítáme minimálně jedenkrát denně. Při nepřerušeném čerpání konstantního množství se po jisté době poměry ustálí, rovněž hladiny, čerpané množství je rovno přítoku vody ze zvodnělé oblasti do studny.

Obr.10-23 Čerpací pokus u studny s volnou hladinou (převzato : http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/10_základy_hydro/10_základy_hydrgeologie.htm,2008)

Vždy ve dvou sondách, vzdálených x1 (asi 20 m), x2 (asi 70 m) od středu čerpací studny, odečteme odpovídající hodnoty převýšení hladiny nad nepropustným podložím, h1 a h2. Do vrtu (čerpací studně) přitéká množství vody Q  v f  S  Ks

dy dy 2  x  y  2  x  y dx dx

(10.4.1-1)

integrací rovnice v mezích x2 - x1 a h2 - h1 dostaneme po úpravě log K s  0,73 Q

2

x2 x1

h2  h1

2

(10.4.1-2)

Čerpání se provádí nejčastěji pro tři různá snížení hladiny ve studni (pro tři různá čerpaná konstantní Q). Při uvedených měřeních ve třech sníženích dostaneme 12 hodnot Ks.

209

Vyhodnotí se, ne vždy se však uvažuje průměrná hodnota (hodnoty vlivem podloží, případně hodnota proti směru proudu vody, se mohou podstatně lišit, a tyto se zpravidla vyloučí). Z empirických vzorců lze uvést např. výraz Slichterův Ks  d10 m



-

88,3



m  d10

2

(10.4.1-3)

náhradní průměr zrna, který odpovídá 10 % váhy vzorku v křivce zrnitosti součinitel závislý na pórovitosti, udáván v tabulkách kinematická viskozita vody

Darcyho zákon platí s uspokojivou přesností pro běžné materiály až do skutečných rychlostí vs ≈ 1000 m/den nebo Re ≤ 5, při větších rychlostech (v krasových územích, suťových úlomcích, průměrech zrn d > 5 cm), tj. při turbulentním pohybu vody, se udává např. výraz pro součinitel Ks 14  d   K s   20    p    d  I  

1/ 2

(10.4.1-4)

10.4.2 Dosah účinnosti studny, vydatnost studny Čerpá-li se voda ze studny, poklesne v ní i v přilehlém území hladina, takže se kolem studny vytváří depresní plocha. Při stejnorodé zemině bude depresní plocha plochou rotační, tzv. depresní kužel. Ve vzdálenosti R od studny je snížení již těžko pozorovatelné. Vzdálenost R označujeme jako dosah účinnosti studny. Pro výpočet vydatnosti studny musíme uvažovat filtraci v celém rozsahu účinnosti studny (r až R), kde r je poloměr studny. Hodnota R pro hrubé písky bývá 700 m - 1000 m, u středně hrubých písků bývá 250 m - 500 m. Určit se dá pomocí různých empirických vzorců, např. Sichardt R  3000  s  K s

1/ 2

(10.4.2-1)

Kusakin R  575  s  s H  K s 

1/ 2

s Ks H

-

(10.4.2-2)

snížení hladiny ve studni nasycená hydraulická vodivost výška zvodnělé vrstvy.

Základní hydrologickou idealizací je tzv. úplná studna, která svojí konstrukcí prochází zvodnělou vrstvou až na nepropustné podloží (tzv. neúplná studna svojí konstrukcí neprochází až k nepropustnému podloží). Zvodnělá vrstva o mocnosti y je stejnorodá, odebírané množství je konstantní, jev je středově souměrný vzhledem ke svislé ose studny. Ve vzdálenosti x vedeme svislou válcovou filtrační plochu Sf = 2.π.x.y, kde sklon hladiny je I

dy dy , v f  Ks dx dx

210

(10.4.2-3a,b)

Přítok do studny je dán rovnicí Q  S f  v f  2   x  y  Ks

dy dx

(10.4.2-4)

odtud y dy 

Q dx 2   Ks x

(10.4.2-5)

Integrací válců (za předpokladu ustáleného pohybu) v mezích y0 - y a r - x 2

y 2  y0 

Q x ln   Ks r

(10.4.2-6)

Převedeme-li ln na log a 2,3/π = 0,73, potom dostáváme rovnici depresní křivky 2

y 2  y0 

0,73 Q x log Ks r

(10.4.2-7)

Pro výpočet vydatnosti studny musíme uvažovat filtraci, přítok v celém dosahu účinnosti studny, x = R, y = H H 2  h2 

0,73 Q Ks

log

R r

(10.4.2-8)

a z tohoto výrazu vydatnost studny bude K s  H 2  h 2  Q  1,365 R log r

(10.4.2-9)

Když budeme počítat se snížením hladiny s místo hloubky h, dosazujeme za H - h = s a za h=H-s Q  1,365

K s  H  h H  h  K  s  2 H  s   1,365 s R R log log r r

(10.4.2-10)

Odčerpáváme-li ze studny velký průtok, přitéká do ní voda z okolí velkou rychlostí, strhuje jemné částice zeminy a ucpává jimi filtr na obvodu studny. Vydatnost takové studny postupem času klesá, dochází k tzv. stárnutí studny. Maximální provozní snížení proto nemá přestoupit 1/3 zvodnělé vrstvy H.

211

Použitá a doporučená literatura a odkazy 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16.

Burroughs W.J. et al.: Počasí. Svojtka&Co.,1999. Čížek P., Herel F., Koníčer Z.: Stokování a čištění odpadních vod. SNTL, Praha 1970. Dub O.: Hydrológia, hydrografia, hydrometria. SVTL, Bratislava 1963. Haloun R.: Modelování odtoku z intravilánu. Skripta ČVUT, Praha1993. Kemel M.: Klimatologie, meteorologie, hydrologie. Skripta ČVUT, Praha 2000. Krejčí V.: Odvodnění urbanizovaného území – koncepční přístup. NOEL 2000. Kutílek M.: Vodohospodářská pedologie. SNTL, Praha 1978. Kutílek M., Kuráž V., Císlerová M.: Hydropedologie. Skripta ČVUT, Praha 2000. Parmley R O.: Hydraulics Field Manual. Handbook, New York 1992. Pergler, J.: Městské odvodnění. Informace o odvodnění Prahy. Přednáška v rámci KCV Technologie vody na VŠCHT. ČVUT – LERMO. Praha 2004 Sýkora V., Schejbal P.: Ochrana čistoty vod. Skripta VŠCHT Praha, 1996. Valentová O.: Hydraulika podzemní vody. Skripta ČVUT, Praha 2001. Vysoudil M.: Meteorologie a klimatologie.Skripta Univerzity Palackého v Olomouci, 2006. Ward A.D., Trimble S.W.: Environmental Hydrology. Lewis Publishers 2004. http://heis.vuv.cz http://www.chmu.cz/

212