Martin Možný PROBLEMATIKA MĚŘENÍ EVAPOTRANSPIRACE V ČHMÚ 7. Štěpán Buchtela VÝPAROMĚRNÁ STANICE HLASIVO 11

Obsah sborníku Martin Možný PROBLEMATIKA MĚŘENÍ EVAPOTRANSPIRACE V ČHMÚ

7

Štěpán Buchtela VÝPAROMĚRNÁ STANICE HLASIVO

11

Jan Čermák, Naděžda Naděždina MĚŘENÍ TRANSPIRACE PROSTŘEDNICTVÍM TRANSPIRAČNÍHO PROUDU A ZJIŠŤOVÁNÍ OPERAČNÍCH STRUKTUR DŘEVIN VÝZNAMNÝCH PRO JEJICH HOSPODAŘENÍ S VODOU

15

Martin Možný, Daniel Bareš OVĚŘOVÁNÍ NĚMECKÉHO SYSTÉMU AMBER V ČESKU

23

Mojmír Kohut REFERENČNÍ EVAPOTRANSPIRACE

25

František Matejka, Taťjana Hurtalová VZŤAH MEDZI POTENCIÁLNOU A REFERENČNOU EVAPOTRANSPIRÁCIOU

39

Tomáš Litschmann, Eva Klementová SROVNÁNÍ VÝPOČETNÍCH METOD POTENCIÁLNÍ EVAPOTRANSPIRACE

47

Renata Duffková, Jiří Kučera METODIKA ANALÝZY VODNÍHO STRESU TRAVNÍHO POROSTU

59

Radek Pokorný, Zdeňka Klimánková, Otmar Urban, Lenka Krupicová, Zuzana Zvěřinová TRANSPIRACE A EVAPOTRANSPIRACE V EKOFYZIOLOGII LESNÍCH DŘEVIN

67

Katarína Střelcová, Jiří Kučera STANOVENIE EVAPOTRANSPIRÁCIE SMREKOVÉHO PORASTU METÓDOU S DENDROMETRICKÝM PRÍSTUPOM

73

Bernard Šiška, František Špánik, Dušan Igaz VÝVOJ EVAPOTRANSPIÁCIE POČAS VEĽKÉHO VEGETAČNÉHO OBDOBIA VO VÝŠKOVOM PROFILE SLOVENSKA Z POHĽADU MOŽNÉHO VÝVOJA KLÍMY

81

Tomlain Ján K ROZLOŽENIU EVAPOTRANSPIRÁCIE NA ÚZEMÍ SLOVENSKA ZA OBDOBIE 1951-2000

87

ÚVOD Podnětem ke konání tohoto semináře s názvem „Evaporace a evapotranspirace“ je skutečnost, že na jedné straně je výpar (evaporace) jedním ze tří základních prvků hydrologické bilance v krajině, tedy je velmi významným meteorologickým prvkem, na straně druhé jsou rozdíly mezi jeho naměřenými a vypočítanými hodnotami. Díky rozdílným

vstupům do rovnic

vláhové bilance logicky dochází k jejím rozdílným výsledkům, jak pro krajinu, tak pro vodní hladinu či porosty. Při několika diskusích k tomuto problému došlo k dohodě, že bude dobře, aby se sešli všichni, co se „pohybujeme kolem výparu“, seznámili navzájem s používanými metodami měření a výpočtů a také využitím získaných hodnot výparu. Ukázalo se, že mnohdy rozdílné postupy jsou dány potřebou uživatelů, tedy, že jiné metody bude nutné používat pro hodnocení výparu v krajině, výparu z vodní plochy nebo evapotranspirace různých porostů. Výsledky studií též ukazují, že stanovení potenciální evaporace a evapotranspirace pomocí výpočetních postupů je méně problematické než stanovení hodnot aktuálních. Dále se prokázalo, že neplatí představa, že nejvhodnější metodou k určení aktuálního výparu je přímé měření. Dokladem jsou analýzy časových řad měření výparoměrem Wildovým, Rónovým či současné používaným výparoměrem GGI 3000. U všech se ukazuje, že způsob měření či uložení přístrojů hodnoty ovlivňuje. Nadějí jsou automatické evaporimetry EWM instalované v posledních letech v síti ČHMÚ. V současné době se ani v rámci grantových projektů nedaří uspět s návrhem na zřízení výzkumných stanic s evapotranspirometry, lyzimetry nebo většími evaporimetry. Ve srovnání s měřeními na klimatologických stanicích zaznamenala měření v porostech v posledních letech významný technický pokrok. Právě s ohledem na zpřesnění

hodnot

vláhové bilance bude potřebné podrobné srovnání mezi těmito výsledky navzájem. Jistě, že se tímto jediným seminářem nepodařilo tuto myšlenku zcela naplnit, ale doufám, že všichni účastníci a následně čtenáři tohoto sborníku se mnou budou souhlasit, že jako první krok byl seminář úspěšný. Vydání sborníku je dílem obětavých nadšenců, kteří si zaslouží poděkování, protože sborník představuje mnoho nových poznatků.

Brno 25. dubna 2005

Jaroslav Rožnovský

PROBLEMATIKA MĚŘENÍ EVAPOTRANSPIRACE V ČHMÚ Martin Možný Summary Questions of evapotranspiration measurements in CHMI Study of evapotranspiration measurements is wrongly left out. Soil moisture regime data is most available, evapotranspiration regime data is worse available. As soil moisture measurement was and still is relatively simple and cost-effective, measurement of evapotranspiration have been expanding during last years. Electronic system implementations allows to eliminate in a way relatively rare network of evapotranspiration measuring with quality of measured data. Measurement of evapotranspiration is determinig by lysimeter, where the amount of natural and manual added water is registered as well as amount of water passed through container. Because of small availability of lysimeter measurements, high-quality electronic evaporation measurements from a small water level will be used (evaporimeter EWM). Soil moisture measurement have been determined by gravimetric method (soil moisture determined by measuring the wet weight of soil, compared to the oven dried weight of the same soil sample). It is stepwise going to be replaced by more accuracy electronic measuring system TDT with VIRRIB sensors (a technique by which the one way travel time of an electrical pulse or signal is measured as it travel from point to point along a transmission line buried in soil).

1. Úvod Měření evaporace a transpirace porostu má význam pro studium toků vody a energie v přirozených rostlinných společenstvech a na zemědělských plochách. K měření se používá celá řada metod, v praxi se nejčastěji využívá tzv. lyzimetrů, nádob naplněných půdou, kde se pěstují zkoumané plodiny, v ekofyziologii jsou to aerodynamické metody, založené na měření profilu koncentrací vodní páry v sérii různých výšek nad porostem [1] . V rámci EU existuje cca 180 lyzimetrických stanic s 3 000 lyzimetry, nejvíce se jich nachází v SRN. Nejčastěji se používá měření pod travnatým povrchem, a to u 41 % všech lyzimetrů, naopak nejméně pod lesním porostem, pouze u 1 %. Podle velikosti výparoměrné plochy se lyzimetry dělí na malé (< 0,5 m2), standardní (0,5 – 1 m2) a velké (> 1 m2). Převládají lyzimetry malé, nejméně je naopak velkých [2]. K nejrozšířenějším patří tzv. gravitační lyzimetry, kde se stanovuje evapotranspirace, jako rozdíl množství přirozeně i uměle dodané vody a odteklé vody z nádoby [3]. Podle Böhma [4] ideální konstrukce lyzimetru neexistuje, proto je třeba počítat s nevýhodami a limity jednotlivých zařízení. K nejperspektivnějším, ale zároveň k nejdražším patří velké lyzimetry, které jsou založené na změně hmotnosti celého bloku půdy s vegetací během výparu. V ČR provozuje odbor agrochemie ÚKZÚZ

16 gravitačních lyzimetrických stanic s téměř dvacetiletou řadou pozorování, bohužel se nejedná o monolitické nádoby, takže dochází ke zkreslením vlivem pronikání vody z boku do misek umístěných ve hloubkách 40, 60 a 80 cm. Měření navíc probíhají jen po větších srážkách, v ostatním období se neprovádějí. 2. Přehled měřících metod používaných v ČHMÚ Pobočka ČHMÚ v Brně provádí ve spolupráci s Mendelovou zemědělskou a lesnickou univerzitou mikroklimatická měření v porostech vybraných zemědělských kultur v Žabčicích. K určení evapotranspirace používají metodu vodní bilance [5] z výsledků měření srážek a vlhkostí půdy, metodu Bowenova poměru [1] z výsledků aerodynamických měření, metodu podle Matejky [6] z výsledků aerodynamických měření, hydrofyzikálních parametrů půdy a biometrických charakteristik a metodu využívající měření výparu z automatického výparoměru EWM. V observatoři ČHMÚ v Doksanech (OBS) se k určení evapotranspirace využívá lyzimetrická metoda, využívající gravitační monolitický lyzimetr, metoda využívající výparoměrná měření (dva automatické výparoměry EWM a jeden Class-A-Pan), metoda vodní bilance a aerodynamických měření nad standardním travnatým povrchem a ve vybraných zeměděl-

7

ských plodinách. Mimo výše uvedené dvě stanice, ČHMÚ může využít metodu využívající měření výparu (12 stanic s automatickým výparoměrem EWM) a metodu vodní bilance (32 stanic se souběžným měřením vlhkosti půdy a srážek). 3. Měření potenciální evapotranspirace v ČHMÚ Nejpřesnější měření potenciální evapotranspirace se provádí v rámci ČHMÚ ve velkém gravitačním lyzimetru v OBS. Měření bylo zahájeno již v r. 1991 a postupně se stále zdokonaluje. Schéma lyzimetru je znázorněno na

obr. 1. Jedná se o monolitický typ lyzimetru o výparoměrné ploše 2 m2. Měření se provádí na střední půdě pod standardním trávníkem (pravidelně sečeném). Regulace vlhkosti půdy v nádobě se dosahuje prostřednictvím periodických závlah. Měření probíhá ve vegetačním období (duben až říjen), každý den v 7 h SEČ se změří množství přirozeně i uměle dodané vody a množství odteklé vody z půdy. Vlhkost půdy v nádobě se monitoruje kontinuálně, s registrací po 10 minutách. Na obr. 2 je zobrazena kalibrace lyzimetru v OBS. Lyzimetr je ze tří stran zapuštěn do terénu, vpředu je umístěna šachta pro jeho údržbu a kalibrace.

Lyzimetr trávník

zemina

štěrk filtr sběrná nádoba

Základna Obr. 1 Schéma lyzimetru v observatoři Doksany Kromě OBS ČHMÚ dalšími lyzimetry nedisponuje, proto se jeví jako perspektivní metoda, stanovující potenciální evapotranspiraci z výsledků měření výparu z volné vodní hladiny. Toto měření se navíc podařilo v rámci ČHMÚ zautomatizovat a provádí se zatím na 12 stanicích ve výparoměru EWM o ploše 0,3 m2, který se skládá z nerezové výparoměrné nádoby, stejných rozměrů a umístění jako u výparoměru GGI 3000, přístrojů na měření povrchové teploty vody a hladiny vody, která je měřena pre-

8

cisním digitálním optickým snímačem [7].. V OBS se automatizované měření výparu provádí i ve výparoměru Class-A-Pan o ploše 1,15 m2. Automatizované měření je přesnější, podstatně méně zatížené náhodnými a systematickými chybami a je kontinuální, proto lze získat představu i o denním chodu výparu, nezbytnou podmínkou je ale dodržení technologického postupu údržby zařízení a při využití člunkového srážkoměru nezapomenout na korekci srážek při jejich silné intenzitě. Na základě zkuše-

ností z OBS je pro stanovení evapotranspirace výhodnější měření z výparoměru EWM (korelační koeficient r = 0,892), než z Class-A-Pan, kde je nutné provést složité korekce na rychlost větru. Pro představu za vegetační období (du-

ben až září) 2004 byl celkový úhrn výparu z výparoměru EWM v OBS 520,8 mm, z výparoměru Class-A-Pan 795,7 mm a z lyzimetru 624,3 mm.

Obr. 2 Fotografie lyzimetru v observatoři Doksany 4. Měření aktuální evapotranspirace v ČHMÚ V roce 2002 byl v OBS zpracován projekt lyzimetru, měřícího velmi přesně aktuální evapotranspiraci na základě změn váhy lyzimetrické nádoby s půdou a pěstovanou plodinou, bohužel se jeho výrobu zatím nepodařilo v rámci ČHMÚ prosadit. ČHMÚ proto disponuje pouze mikrolimatickými měřeními (aerodynamická měření, měření vlhkosti půdy a srážek) v porostech zemědělských plodin v Žabčicích a Doksanech. ČHMÚ disponuje rozsáhlou sítí 32 stanic (http://www.chmi.cz/meteo/ok/dpp.html) s měřením půdní vlhkosti pod standardním travnatým povrchem (pravidelně sečeném) a se současným měřením srážek. Měření vlhkosti půdy se zde provádí snímači VIRRIB měřícími objemovou vlhkost v 5 cm a ve vrstvách 10 - 40 cm a 50 - 90 cm. Měření se provádí celoročně v kontinuálním režimu, data jsou ukládány po 15 minutách. Metodou vodní bilance lze pro

tyto stanice počítat aktuální evapotranspiraci. 5. Závěr ČHMÚ využívá pro měření potenciální evapotranspirace gravitační lyzimetr umístěný v OBS Doksany a 14 stanic s výparoměrem EWM. Pro měření aktuální evapotranspirace využívá mikroklimatických měření v porostech vybraných zemědělských plodin v Žabčicích a OBS Doksany a 32 stanic s měřením vlhkosti půdy pod standardním travnatým povrchem. I přes viditelné úspěchy, jako je vybudování sítě stanic s automatizovaným měřením vlhkostí půdy a výparu, se zatím nepodařilo vybudovat nové lyzimetry. Jejich provoz totiž nelze zcela automatizovat a proto vyžaduje posílení stávající personální kapacity vyčleněné pro tato měření. Pro ČHMÚ se proto může stát vzorem Německá povětrnostní služba (DWD), které se to díky vnitřní reorganizaci měření již podařilo.

Literatura: [1] Šantrůček, J.: Vodní režim rostlin. In.: Fyziologie rostlin. Academia, Praha, 2003, s.52-88. [2] Lanthaler, Ch. : Lysimeter Stations and Soil Hydrology Measuring Sites in Europe – Purpose,

9

Equipment, Research Results, Future Developments. Diploma thesis, Graz, 2004, 147 p. [3] Muller, J.C.: Un point sur … trente ans de lysimétrié en France (1960 – 1990). Une technique, on outil pour l´étude de l´énvironnement. INRA, Comifer, Paris, 1996, 390 p. [4] Böhm, K.E. et al.: Lysimeter – Anforderungen, Erfahrungen, technische Konzepte/Lysimeter – Demands, Experiences, Technical Concepts. Beiträge zur Hydrogeologie, 53, Graz, 2002, pp.115-232. [5] Novák, V.: Vyparovanie vody v prírode a metódy jeho určovania. VEDA, Bratislava, 1995, 260 s. [6] Matejka, F. a kol.: Evapotranspirace porostu kukurice pri vysokých evaporačných požiadavkách ovzdušia. In.: Climate change – weather extremes organisms and ecosystems. International Bioclimatological Workshop, Viničky, SR, 2004. [7] Možný, M.: Automatizace měření výparu z volné vodní hladiny. Meteorol.Zpr., 56, 5, 2003, s.150-155.

10

VÝPAROMĚRNÁ STANICE HLASIVO Štěpán Buchtela

Úvod Výzkumná stanice Hlasivo u Tábora byla vybudována v roce 1957, kdy se ve Výzkumném ústavu vodohospodářském v Praze začíná se systematickým sledováním výparu jako složky hydrologické bilance. Na stanici Hlasivo byly postupně instalovány tyto přístroje: srovnávací výparoměr (Ø 5 m), výparoměr Rónův, výparoměr Wildův, dva výparoměry GGI 3000, dva výparoměry 500 cm2, výparoměr 1m2, výparoměr Class-A a

výparoměr 3m2. V současné době je výpar měřen na výparoměru srovnávacím, GGI 3000 a Class-A (viz obr. 1 a 2). Tato stanice je jedinou nezrušenou základní výparoměrnou stanicí v ČR a řada pozorování od roku 1957 umožňuje posoudit tendence změn výparu v dlouhodobém měřítku, ale poskytuje i dostatečně rozsáhlý datový soubor pro rozbor vlivu meteorologických veličin na výpar z vody. Současně s pozorovaným výparem trvá standardní způsob pozorování základních meteorologických veličin.

Obr. 1 Srovnávací výparoměr

11

Obr. 2 Výparoměry Class-A, GGI 3000, v pozadí srovnávací výparoměr a meteorologické přístroje Automatické měření

•

Automatická měřící stanice se systémovým programovým vybavením a s přenosem na počítač od firmy Meteoservis v.o.s. Vodňany byla na stanici Hlasivo instalována koncem roku 1998.

•

Systém je vybaven následujícími snímači: • snímač pro měření teploty a relativní vlhkosti vzduchu ve výšce 2 m nad povrchem země • snímač pro měření teploty hladiny výparoměru • snímač pro měření teploty půdy v hloubce 5 cm pod povrchem

12

• • • • • •

snímač pro měření teploty půdy v hloubce 10 cm pod povrchem snímač pro měření teploty půdy v hloubce 20 cm pod povrchem snímač pro měření teploty půdy v hloubce 50 cm pod povrchem snímač pro měření teploty půdy v hloubce 100 cm pod povrchem snímače pro měření rychlosti a směru větru 10 m nad povrchem země snímač pro měření množství srážek snímač pro měření globální sluneční radiace snímač pro měření výšky hladiny ve výparoměru

Obr. 3 Přístroj pro automatické měření výšky hladiny ve srovnávacím výparoměru

Vyhodnocování meteorologických veličin měřených na výzkumné stanici Hlasivo a jejich další využití při odvozování mnohonásobného regresního vztahu pro výpočet výparu z vodní hladiny Ze stanice Hlasivo se každoročně zpracovávají a vyhodnocují tyto meteorologické veličiny: teplota vzduchu ve výšce 2 m nad povrchem země, relativní vlhkost vzduchu ve výšce 2 m nad povrchem země, teplota hladiny srovnávacího výparoměru, teplota půdy v hloubce 5, 10, 20, 50 a 100 cm pod povrchem, rychlost a směr větru 10 m nad povrchem země, úhrn srážek, globální sluneční radiace, změna výšky hladiny ve srovnávacím výparoměru (výpar). Data jsou převedena ze čtvrthodinových hodnot zaznamenaných automatickou stanicí na hodnoty denní. Pro teploty a pro relativní vlhkost vzduchu jsou stanoveny průměrné denní hodnoty. Pro veličiny globální sluneční radiace a atmosférické srážky jsou stanoveny denní hodnoty jako sumy naměřených čtvrthodinových hodnot. Denní hodnota výparu je stanovena jako rozdíl počátečního stavu výšky

hladiny vody ve výparoměru H1 s připočtením výšky srážek za den S a konečného stavu výšky hladiny vody H2 (E = H1 + S – H2). Takto připravené soubory se stanovenými denními hodnotami měřených meteorologických veličin jsou dále zpracovány při odvozování mnohonásobných regresních vztahů pro výpočet výparu z vodní hladiny. V roce 2004 byla pro odvození vztahů využita data z období let 2001-2004 a pro výpočet koeficientů do rovnice se zvolenými nezávislými proměnnými byla použita nelineární regrese. Jako nezávislé proměnné hledaného vztahu byly v různém zastoupení a v různé kombinaci podle zvolené závislosti (lineární, mocninná, exponenciální a logaritmická) použity tyto meteorologické veličiny: teplota vzduchu (2 m nad povrchem země), teplota vody - na hladině srovnávacího výparoměru, relativní vlhkost vzduchu, globální sluneční radiace a rychlost větru. Při hledání vhodného vztahu byly nejprve do rovnice zahrnuty vždy pouze dvě nezávislé proměnné, postupně byla rovnice dále doplňována o další proměnné. Tímto postupem se ukázalo, že korelace vztahu s naměřenými daty se zvyšuje při kaž-

13

dém přidání další nezávislé proměnné a je nejtěsnější při zastoupení všech výše jmenovaných meteorologických veličin. Přesto se koeficienty determinace u všech nejlépe korelujících vztahů pohybují okolo hodnoty 0,5. Nicméně jak ukazuje obrázek č. 4, odchylky pozorovaných a vypočtených denních výšek výparu z vodní hladiny se podstatně redukují již při vyrovnání klouzavými průměry o velikosti intervalu 10 dní.

Vezme-li se v úvahu, že při řešení praktických úloh je potřeba téměř vždy stanovit velikost výparu za období jednoho měsíce nebo ještě za delší období, jeví se tímto postupem získané vztahy jako dostatečné pro další využití v praxi. Odvozování vztahu pro výpočet výparu z vodní hladiny bude ovšem i nadále předmětem dalšího výzkumu.

Obr. 4 Porovnání pozorovaného a podle odvozeného regresního vztahu vypočteného výparu (podle teploty vody na hladině výparoměru, vlhkosti vzduchu, sl. radiace a rychlosti větru)

Závěr Vztahy pro výpočet výšky výparu jsou využity např. při stanovení celkové hydrologické bilance jezer vznikajících umělým zaplavováním zbytkových jam v rámci rekultivace oblasti severních Čech. Kromě již vznikajícího jezera Chabařovice zde budou v blízké době zaplavovány také další zbytkové jámy (např. jáma Most). Sledování změn velikosti výparu z vodní hladiny bude také nabývat na významu v souvislosti s globálními klimatickými změnami na Zemi.

14

MĚŘENÍ TRANSPIRACE PROSTŘEDNICTVÍM TRANSPIRAČNÍHO PROUDU A ZJIŠŤOVÁNÍ OPERAČNÍCH STRUKTUR DŘEVIN VÝZNAMNÝCH PRO JEJICH HOSPODAŘENÍ S VODOU Jan Čermák, Naděžda Naděždina Ústav ekologie lesa, Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, Zemědělská 3, 61300 Brno, [email protected] Úvod Na semináři zaměřeným na problematiku evaporace a evapotranspirace jistě není třeba připomínat význam těchto fenoménů. Jejich znalost je významná nejen pro klimatologii či hydrologii, ale také jako objektivní informace použitelná při hodnocení funkčního stavu lesních dřevin a jejich porostů i pro lesnictví a ekologii stejně jako pro ochranu krajiny. Přírodní abiotické faktory (např. voda, teplota) a k nim se družící anthropogenní faktory (např. imise) modifikují stressovou odolnost k sekundárnímu poškození biotickými škodlivými činiteli (např. houbami a hmyzem) a tím působí jako významné predispoziční faktory. Ty často přímo a opakovaně podmiňují vznik rozsáhlých kalamit, které se pak mohou zdánlivě nečekaně odrazit ve změnách hydrologie krajiny. Voda slouží u živých organizmů jako medium všech fyziologických procesů, ale u rostlin především k termoregulaci asimilačního aparátu, který může optimálně pracovat jen v poměrně úzkém rozmezí teplot. Strom mýtního věku spotřebuje ke svému růstu kilogramy minerálních látek, tuny uhlíku, ale tisíce tun vody. Největší podíl biomasy lesních porostů tvoří dřevo, tedy vodo-vodivý systém stromů. Voda patří k nejčastějším přírodním limitujícím faktorům růstu, avšak kvantitativní údaje o dynamice spotřeby vody, využití jejich zdrojů, stresovém působení nedostatku nebo nadbytku vody a hospodaření s vodou z hlediska růstu u různých druhů dřevin jsou dosud k dispozici jen v omezeném množství. Proto problematika evaporace a evapotranspirace z biologickéo hlediska ať již v souvislosti s globálním oteplením nebo z obecnějších důvodů jistě zasluhují větší pozornost. Instrumentální studie toků vody a struktur v lesních porostech S rozvojem moderní přístrojové techniky v

současné době se ukazuje významná možnost doplnit existující údaje o stavu lesních porostů a možnosti jejich ovlivnění na větších souborech vybraných pokusných lokalit pomocí citlivých kvantitativních měření fyziologických procesů. Na Ústavu ekologie lesa Mendelovy zemědělské a lesnické univerzity v Brně a spolupracujících pracovištích bylo vyvinuto (a patentováno) několik nových měřících metod. Ve spolupráci s dalšími fyzikálními institucemi (např. Geofyzika Brno, Vysoké Učení Technické v Praze aj.) byly pak aplikovány další novodobé postupy při studiu celých stromů. Jde např. o dva z celkem pěti ve světě používaných a komerčně dostupných systémů pro měření toku vody (transpiračního proudu). Ty jsou založené na měření tepelné bilance kmene (Čermák a Deml 1972/74, Čermák et al. 1973, 1982, Kučera et al.1976, Kučera 1977, Čermák a Kučera 1981, Deml et al. 1993) nebo měření deformace tepelného pole (Naděždina et al. 1998, 2000, Naděždina a Čermák 1998). Posledně jmenovaná metoda dík multibodovým čidlům umožňuje zpřesnění výsledků a zejména otevírá možnosti směrového hodnocení toků při studiu architektury dřevin (Čermák a Nadeždina 2000, Nadeždina et al. 2000). Přehledy různých autorů uvádějí i některé další metody (Campbell 1991, Cohen a Standhill 1994, Swanson 1994, Smith a Allen 1996, Kostner et al. 1998). Transpirační proud je měřen automaticky u souborů stromových vzorníků jak krátkodobě, tak i po dlouhá období (např. vegetační sezónu po dobu několika let) nezávisle na počasí a v jakýchkoli terénních podmínkách, nevyžaduje žádné pomocné stavby (jako věže, skleníky apod.) a umožňuje současné zachycení většího počtu pokusných ploch, tedy aplikaci i v rámci např. povodí, větších lesních majetků ap. Nejnovější verze citovaných metod umožňují stanovení i velmi nízkých resaturačních toků

15

(indikátorů stresu) a určení vektorů toku (tj. určení podzemních zdrojů a míst spotřeby vody v koruně), což je pod hranicí citlivosti, resp. mimo dosah jiných metod. Ve spolupráci se zainteresovanými zahraničními institucemi se proto Mendelova univerzita účastní širšího zavádění takovýchto "celostromových" metod v rámci Evropy a USA (Tab.1). Našimi i zahraničními výzkumnými kolektivy bylo nezávisle potvrzeno, že zmíněné metody měření toku jsou kvantitativní a to jak na úrovni jednotlivých stromů (Penka et al.1979, Schulze et

al.1985, Lundblat et al. 2001), tak lesních porostů (Meiresonne et al.1999, Gurtz a Zappa 2000, Oltchev 2000). Příklad naměřeného sezónního průběhu transpirace lesního porostu ukazuje obr.1. Aplikace těchto metod byla rozšířena i na menší objekty než stromy, tedy na výhony, semenáčky apod. Je tedy možno podobným způsobem sledovat i nízké rostlinné porosty (Rychnovská et al. 1980, Lindroth et al. 1995). Od počátku studií před téměř třiceti lety se tyto metody osvědčily pro stanovení základních parametrů transpiračního proudu u lesních i ovocných druhů dřevin (Čermák et al. 1973, 1976, 1982, 1984, 1986, 1992, 1994, Kučera a Čermák 1989, Penka et al. 1976, 1983, Martin et al. 1995, Bauerle et al. 1999, Cienciala et al. 2000), shrnutých v několika souborných přehledech (Čermák 1986, 1994a, 1994b, 1996, Čermák a Kučera 1989, 1994, Pallardy et al. 1995). Zvláštní práce byly věnovány způsobům přepočtu dat transpirace ze stromových vzorníků na lesní porosty (Čermák et al. 1982, 1996, Čermák a Michálek 1991, Čermák a Kučera 1990, Čermák et al. 2004), při kterých bylo za účelem přepočtu ze stromů a pokusných ploch na větší měřítko použito lesních taxačních dat (Čermák a Kučera 1987), kombinace s metodami dálkového průzkumu (Balek et al. 1986, Čermák

16

a Kučera 1990) nebo hydrologických modelů (Gurtz a Zappa 2000, Oltchev 2000). Řada studií se týkala stanovení denní a sezonní dynamiky transpirace lesních porostů v temperátní zoně Evropy a USA (Čermák et al. 1982, 1983, 1987, 1991, 1995, 1998, Penka et al. 1983, Heimann et al. 1991, Balek et al. 1983, 1985, 1986, Cienciala et al. 1992, 1994, 1995, Hinckley et al.1993, Martin et al. 1997, Meiresonne et al. 2000 aj.). Podobné postupy se osvědčily v mediteranních lesích (Jimenez et al. 1996, 1999) i v tropických oblastech (Cienciala et al. 2000). Výsledky posloužily jako podklad výpočtů vodní bilance lesních porostů (viz příklad schematického znázornění toků vody v kontinuu půda-stromatmosféra v lužním lese na Břeclavsku na obr.2), posuzování chování různých druhů dřevin v porostech a regionálních hydrologických studiích, aj. Analýza absolutních hodnot transpirace i dynamiky transpiračního proudu se osvědčila

při diagnostice zdravotního stavu stromů s rozlišením korun a kořenových systémů (Čermák a Kučera 1990a, 1990b, 1990c, 1990d, Naděžhdina a Čermák 1999). V kombinaci s pedologickými metodami byly podobné údaje použity při intaktních studiích vztahů funkce a struktury vzrostlých stromů, např. hloubky a šířky zakořenění (Čermák et al. 1980, Čermák a Kučera 1990), efektivních rozměrů a tvarů korun (Čermák et al. 1982, Čermák a Kučera 1990d) extrémním změnám toku (Čermák a Kučera 1991), specifickým

parametrům vodivého systému kmene (Čermák a Kučera 1990, Čermák et al. 1992, Naděždina a Čermák 1998a, 1998b, Naděždina et al. 2000, Morales et al. 2000, Jimenez et al. 2000). To vše jsou nezbytné parametry pro aplikaci podrobnějších hydrologických modelů. Specifickou otázkou je např. možnost optimální regulace závlah v sadech na základě měření transpiračního proudu v kmenech stromů (Nadezhdina 1998a, 1998b, 2000). U některých druhů dřevin bylo sledováno hospodaření s vodou a souvislosti transpirace s růstem (Čermák et al. 1987, Krejzar et al. 1998, Tatarinov a Čermák 1999). Některé studie byly věnovány srovnání listnatých a jehličnatých porostů a chování různých druhů a sociálních skupin stromů za podmínek kontrastního zásobování vodou (Čermák 1986, Čermák a Kučera 1991, Čermák a Naděždina 2000). Analýza transpiračního proudu a struktury stromů byla prakticky aplikována v lesnictví při hodnocení stability a vitality porostů. Tak např. byly vysvětleny důvody náhlého odumírání vyspělých buků v proředěných porostech (Matyssek et al. 1991, Čermák et al. 1993a, 1993b), středně starých smrků ve smíšených porostech (Čermák et al. 1984, 1985) a vzrostlých dubů v lužních lesích po melioračních úpravách krajiny (Čermák a Prax 2001, Čermák et al.1991). Zhodnocení efektivity listoví je jedním ze zakladních předpokladů optimalizace struktury porostů (Čermák 1998) s tím, ze ještě dokonalejší informace poskytují studie zahrnující kořenové systemy (Čermák a Naděždina 2000). Z tohoto hlediska se ukázalo významným i posouzení kompetice plevelných podrostních listnatých druhů a lesnicky významných druhu porostu (Nadezhdina et al. 2000). Analýza transpiračního proudu, růstu a struktury byla podobně použita i při posuzování stability systému strom-budovy ve městech (Čermák et al. 1980, 1981, 1986, Prax a Čermák 2003).

bývalo možné studovat jen geometricky. Příklad stanovení distribuce jehličí ve smrkovém porostu je uveden na obr. 3. Mezi nově použité fyzikální metody pro studium kořenových systémů přímo aplikovatelné na úrovni stromů a porostů a to bez nutnosti obtížné extrapolace z jednotlivých málo rozměrných orgánů na celé stromy, patří např. podzemní, resp. geofyzikální radar (Hruška et al. 1999, Čermák et al. 1997, 2000, Šustek et al. 1999a, 1999b). Studie kořenových systémů umožňují i další metody, např. téměř bezeškodná exkavační technika supersonického proudu vzduchu – obr. 4 kde je uveden příklad aplikace u smrkového porostu (Čermák et al. 1998b, Stokes et al. 2001, Naděždina a Čermák 2003). Kvantifikaci absorpčních povrchů kořenových systémů celých stromů umožňuje modifikovaná metoda měření elektrické impedance půdy a stromů (Staněk 1997, Aubrecht et al. 2003). Distribuci absorpčních kořenů v půdě lze nepřímo odvodit prostřednictvím zjištění radiálního profilu transpiračního proudu v bělové části dřeva kmene spojující různé části stromu (Nadezhdina a Čermák 2000). Kombinace takovýchto údajů s celkovými hodnotami transpiračního proudu umožňuje posouzení efektivity vodivého systému různých druhů dřevin (Čermák et al. 1989, 2000, Krejzar a Kravka 1998), energeticky podmíněné růstové limity stromů (Čermák et al. 1998) a zjištění řady dalších ekologicky i hydrologicky významných parametrů lesních dřevin, které jsou obtížně získatelné jinými metodami.

V rámci komplexních studií lesních dřevin byla studována i jejich struktura, jmenovitě distribuce listoví (Čermák et al. 1989, 1998a, 1998b, Morales et al. 1996a 1996b, Nadezhdina et al. 1997, Tatarinov et al. 1997). Index listové plochy a nověji také distribuci listoví v korunách porostů umožňují různé optické techniky (např. Licor či nová konstrukce ČSAV) včetně objektivu "rybí oko". Některé z nich jsou schopné stanovit distribuci i u jednotlivých stromů, kterou

17

Závěr V současné době je na Ústavu ekologie lesa Mendelovy zemědělské a lesnické univerzity v Brně používán komplex moderních měřících a vyhodnocovacích systémů schopných zjišťovat parametry vodního provozu, architektury a růstu na úrovni celých stromů a lesních porostů. Komplex byl ověřován doma i v zahraničí přibližně na padesáti lokalitách a dlouhodobě se osvědčuje ve velmi rozdílných prostředích. Transpirace a další charakteristiky stromů jsou získávané v jakýchkoli terénních podmínkách a jsou na zakladě mnohaletých zkušeností podle potřeby interpretovány jak z klimatologického či hydrologického, tak z ekologického či lesnického hlediska. Je tak stanovována dynamika spotřeby vody lesními porosty, plantážemi nebo ovocnými sady jako jedna z rozhodujících položek vodní bilance. Jsou identifikovány faktory limitující transpiraci ať již jde o nedostatek vody v půdě nebo její nadbytek spojený s nedostatkem vzduchu, zdravotní stav porostů apod. Na evapotranspiraci rostlinných porostů mají význam nejen terénní a půdní parametry lokality a nadzemní charakteristiky vodivého systému stromů ale také méně dostupné parametry podzemní. Je tedy třeba dobře je znát, chybějící znalosti doplňovat dnes již dostupným přístrojovým měřením a počítat s nimi i v příslušných modelch povodí či krajiny. Výsledky jsou použitelné pro optimalizaci porostní struktury, zhodnocení vitality a funkční stability porostů, jako podklad pro návrhy opatření směřujících ke zlepšení současného stavu apod. To platí jak v místním, tak po zahrnutí většího počtu přímo sledovaných lokalit i v širším měřítku. Literatura Aubrecht L. Čermák J. Koller J. and Staněk Z. 2000. “Electrical methods for sapwood measurements” (in Czech). In: Proc."Elektřina a lesní stromy", Faculty of Nat.History & Pedagog.Faculty, Ostrava Univ., Ostrava, Czech Rep. 14-21 pp., October 11, 2000. Aubrecht L. Čermák J. Koller J. Plocek J. and Staněk Z. 2000. “Temperature, voltage and frequency dependence of live woody tissue resistivity” (in Czech). In: Proc."Elektřina a lesní stromy", Faculty of Nat.History & Pedagog.Faculty, Ostrava Univ., Ostrava, Czech Rep. 22-28 pp., October 11, 2000. Balek J. Čermák J. Kučera J. 1983. A direct method for forest transpiration measurement. J.of Hydrology 66: 123-131. Balek J. Čermák J. Kučera J. Palouš M. Prax A. 1985. "The possibilities to estimate transpiration by remote sensing" (in Czech.). Vodohospodarský časopis 33(5): 497-505. Balek J. Čermák J. Kučera J. Prax A. Palouš M. 1986. Regional transpiration assessment by remote sensing. In: Proc. Cocoa Beech Workshop, "Hydrological application of space technology" Florida, August 1985. IAHS Publ. No.160: 141-148. Bauerle WL. Hinckley TM. Čermák J. Kučera J. Bible K. 1999. The canopy water relations of old-growth Douglas-fir trees. Trees 13: 211-217. Čermák J. Deml M. Penka M. 1973. A new method of sap flow rate determination in trees. Biologia Plantarum (Praha) 15(3): 171-178. Čermák J. Deml M. 1974. "Method of water transport measurements in woody species, especially in adult trees" (in Czech). Patent (Certification of authorship) CSFR, No.155622 (P.V.5997-1972). Čermák J. Palát M. Penka M. 1976. Transpiration flow rate in fully-grown tree Prunus avium L. by heat balance method estimated, in connection with some meteorological factors. Biologia Plantarum (Praha) 18(2): 111-118. Čermák J. Kučera J. Penka M. 1976. Improvement of the method of sap flow rate determination in adult trees based on heat balance with direct electric heating of xylem. Biologia Plantarum (Praha) 18(2): 105-110. Čermák J. Huzulák J. Penka M. 1980. Water potential and sap flow rate in adult trees with moist and dry soil as used for the assessment of the root system depth. Biologia Plantarum (Praha) 22: 34-41. Čermák J. Kučera J. 1981. The compensation of natural temperature gradient in the measuring point during the sap flow rate determination in trees. Biologia Plantarum (Praha) 23(6): 469-471. Čermák J. Úlehla J. Kučera J. Penka M. (1982. Sap flow rate and transpiration dynamics in the full-grown oak (Quercus robur L.) in floodplain forest exposed to seasonal floods as related to potential evapotranspiration and tree dimensions. Biologia Plantarum (Praha) 24(6): 446-460. Čermák J. Kučera J. Simon J. Dušek V. 1983. The electric conductance of seedlings stems and the water content of spruce and pine on course of desiccation. Biologia Plantarum (Praha) 25(6): 468-471. Čermák J. Jeník J. Kučera J. Židek V. 1984. Xylem water flow in a crack willow tree (Salix fragilis L.) in relation to diurnal changes of environment. Oecologia (Berlin) 64: 145-151. Čermák J. Prax A. Kučera J. 1986. "Ecological conditions of permanent coexistence of fully grown trees and constructions in housing developments" (in Czech). In: Proc."Zakladani (staveb) na objemově nestálých zeminách se zohledněnim vlivu vegetace" (p.31-78), Dům techniky ČSVTS Brno. Čermák J. Kučera J. Prax A. Balek J. 1986. "Transpiration and water regime of the pine stand in the sand-rock region of poor pine forests" (in Czech). In: Proc.Symp.VSZ v Brně "Funkce lesů v životním prostředi" (p.67-73), Brno. Čermák J. 1986. Short- and long-term response of transpiration flow rate in full-grown trees to water stress. In: Proc. l8th IUFRO World Congress, Whole-Plant Physiology Working Party (S 2.01-15) 7-21.Sept 1986, Ljubljana, Yugoslavia, Yugoslav IUFRO World Congress Organiz. Committee (ed.), Plesko Ljubljana pp.187-193. Čermák J. Kučera J. Štěpánková M. 1987. "Water consumption of fully grown oak in floodplain forest during transient period after cessation of floods" (in Czech). Acta Univ.Agric. (Brno), Ser.C, 56(1-4): 5-25. Čermák J.and Kučera J. 1987. Transpiration of fully grown trees and stands of spruce (Picea abies (L.) Karst.) estimated by the tree-trunk heat balance method. In: Proc.Forest Hydrology and Watershed Measurements, Vancouver,Canada Aug.1987, Swanson RH. Bernier PY. and Wood ward PD. (eds.). Publ.No.167, IAHS-AISH, Wallingford, UK, 311-317pp. Čermák J. 1989. "A practical functional parameter of assimilating organs of trees and forest stands - solar equivalent leaf area" (in Czech). Lesnictvi-Forestry 35(8): 695-707.

Čermák J. 1989. Solar equivalent leaf area as the efficient biometric parameter of individual leaves, trees and stands. Tree Physiology 5: 269-289. Čermák J. Kučera J. 1990. Water uptake in healthy and ill trees under drought and hypoxia and non-invasive assessment of the effective size of root systems. (p. 185-195) In: Proc. COST 612 Workshop "Above and belowground interactions in forest trees in acidified soils" Persson H. (ed.), Simlangsdalen, May 21-23.1990, Sweden. Čermák J. Kučera J. 1990. Scaling up transpiration data between trees, stands and watersheds. Silva Carelica 15:101-20. Čermák J. Kučera J. 1990. Changes in transpiration of healthy mature trees due to environmental conditions and of those with damaged water conductive system. In: Proc. Cs.MAB Natl.Comm./IUFRO Internat. Workshop "Verification of hypotheses and possibilities of recovery of forest ecosystems", Klimo E. Materna J. (eds.), p.275-286, Beskydy Mt., Czechoslovakia, Sep.4-8, 1989. Agr.Univ.Brno. Čermák J. Kučera J. 1991. Extremely fast changes of xylem water flow rate in mature trees, caused by atmospheric, soil and mechanical factors. 181-190pp. In: Proc.CEC Int.Workshop "Methodologies to assess the impacts of climatic changes on vegetation: Analysis of water transport in plants and cavitation of xylem transport in plants and cavitation of xylem conduits". Raschi A.Borghetti M.(eds.),May 29-31.1991.Firenze, Italy. Čermák J. 1991. "Transpiration of trees and its significance in forest ecology" (in Czech). Habilitation Thesis, Agr.Univ.Brno 95p. Čermák J. Michálek J. 1991. "Selection of sample trees in forest stands using the "quantils of total" (in Czech). Lesnictvi (Forestry) 37(1): 49-60. Čermák J. Kučera J. Štěpánková M. 1991. Water consumption of full-grown oak (Quercus robur L.) in a floodplain forest after the cessation of flooding. In: "Floodplain forest ecosystem II", Penka M. Vyskot M. Klimo E. Vašíček F. (eds.), p.397-417, Elsevier (Developments in Agricult.& Managed Forest Ecology 15B), Amsterdam-Oxford-N.York-Tokyo. Čermák J. Cienciala E. Kučera J. Lindroth A. Hallgren J-E. 1992. Radial velocity profiles of water flow in stems of spruce and oak and response of spruce tree to severing. Tree Physiology 10: 367-380. Čermák J. Kučera J. Janíček R. 1992. The "Roof" project in Rajec. In: Proc. Experimental manipulations of Ecosystems: Symposium in Copenhagen, May 18-20,1992. (7 p.). Čermák J. Matyssek R. Kučera J. 1993. Rapid response of large, drought stressed beech trees to irrigation. Tree Physiology, 12: 281-290. Čermák J. Matyssek R. Kučera J. 1993. "The causes of beech decline on heavy soils after sudden reduction of stand density" (in Czech). Lesnictví-Forestry 39(5): 175-183. Čermák J. Cienciala E. Kučera J. Lindroth A. Bednářová E. 1995. Individual variation of sap flow rate in large pine and spruce trees and stand transpiration: A pilot study at the central NOPEX site. J.of Hydrol.168:17-27. Čermák J. 1998. Leaf distribution in large trees and stands of the floodplain forests in southern Moravia. Tree Physiol. 18:727-737. Čermák J. and Nadezhdina N. 1998. Sapwood as the scaling parameter - defining according to xylem water content or radial pattern of sap flow? Ann.Sci.For.55: 509-521. Čermák J. Riguzzi F. and Ceulemns R. 1998. Scaling up from the individual trees to the stand level in Scots pine: 1. Needle distribution, overall crown and root geometry. Ann.Sci.For.55: 63-88. Čermák J. and Nadezhdina N. 1998. Brief review of present techniques used for sap flow measurements in intact plants. Proc. 4th. International Workshop on Measuring Sap Flow in Intact Plants. Židlochovice, Czech Republic, Oct.3-5,1998. 4-11 pp. IUFRO Publications. Publishing house of Mendel Univ.Brno. Čermák J. Nadezhdina N. Raschi A. Tognetti R. 1998. Sap flow in Quercus pubescens and Q.cerris stands in Italy. Proc. 4th. International Workshop on Measuring Sap Flow in Intact Plants. Židlochovice, Czech Republic, Oct.3-5, 1998. 134-141 pp. IUFRO Publications. Publishing house of Mendel Univ.Brno. Čermák J. and Nadezhdina N. 1998. Radial profile of sap flow and scaling from the measuring point to the whole tree level. Proc. 4th. International Workshop on Measuring Sap Flow in Intact Plants. Židlochovice, Czech Republic, Oct.3-5, 1998. Abstr.142 p. IUFRO Publications. Publishing house of Mendel Univ.Brno. Čermák J. 1999. Vertical distribution of foliage in Moravian floodplain forests. Ekologia (Bratisl.),Sup.1999,Vol.18:15-24. Čermák J. Hruška J. Martinková M. Prax A. 2000. Urban tree root systems and their survival near houses analyzed using ground penetrating radar and sap flow techniques. Plant and Soil 219(1-2): 103-115. Čermák J. and Nadezhdina N. 2000. Some new methods for studies of root structure and physiology in large trees (in Czech). In: Proc."Elektřina a lesní stromy", Faculty of Nat.History & Pedagog.Faculty, Ostrava Univ., Ostrava, Czech Rep. 5-13 pp., October 11, 2000. Čermák J. and Nadezhdina N. 2000. Water relations in mixed versus pure stand. In: Proc. of the International Conference, H.Hasenauer (ed.): Forest Ecosystem Restoration (Ecological and Economical Impacts of Restoration Processes in Secondary Conferous Forests), pp.70-76, Vienna, Austria, 10-12. April, 2000. Čermák J. and Prax A. 2001. Water balance of the floodplain forests in southern Moravia considering rooted and root-free compartments under contrasting water supply and its ecological consequences. Ann.Sci.For. 58: 1-12. Čermák,J. Kučera,J. Prax A. Bednářová E. Tatarinov F. Nadyezhdin V. 2001: Long-term course of transpiration in a floodplain forest in southern Moravia associated with changes of underground water table. Ekologia (Bratisl.) Vol.20, Suppl.1: 92-115. (195) Čermák J. Jimenez MS. Gonzales-Rodriguez AM. Morales D. 2002: Laurel forests in Tenerife, Canary Islands: Efficiency of water conducting system in Laurus azorica trees. Trees 16: 538-546. Čermák J., Kučera J. and Nadezhdina N. 2004. Sap flow measurements with two thermodynamic methods, flow integration within trees and scaling up from sample trees to entire forest stands. Trees, Structure and Function 18: 529-546. Chiesi M. Maselli F. Bindi M. Fibbi L. Bonora L. Raschi A. Čermák J. Nadezhdina N. 2001: Calibration and application of forest-BCG in a Mediterraen area by the use of conventional and remote sensing data. Ecological Modeling 154:251-262. Cienciala E. Lindroth A. Čermák J. Hallgren J-E. Kučera J. 1992. Assessment of transpiration estimates for Picea abies trees during a growing season. Trees 6: 121-127. Cienciala E. Lindroth A. Čermák J. Hallgren J-E. and Kučera J. 1994. The effect of water availability on transpiration, water potential and growth of Picea abies during a growing season. J.of Hydrology 155: 57-71. Cienciala E. Kučera J. Lindroth A. Čermák J. Grelle A. Halldin S. 1997. Canopy transpiration from a boreal forest in Sweden during a dry year. Agricultural and Forest Meteorology 86: 157-167. Cienciala,E., Kučera,J., Malmer,A. 2000: Tree sap flow and stand transpiration of two Acacia mangium plantations in Sabah, Borneo. J.of Hydrology 236:109-120. Edwards WRN. Becker P. and Čermák J. 1996. A unified nomenclature for sap flow measurements. Tree Physiol.17: 65-67. (136) Gartner,K., Leitgeb,E., Nadezhdina,N., English,M. and Čermák,J. 2003: Soil moisture and diurnal variation of sap flow in birch and Norway spruce. Effects of the summer drought 2003. In: Conference on water and society. Needs, Challenges and Restrictions, BOKU Vienna,

19

Nov.19-21,2003. p.59 Gurtz,A. a Zappa,B. 2000: Partner final report. In: The response of water flows of the boreal forest region at the Volga's source area to climatic and land use changes. Research report IC15-CT98-0120, Oct.2000.Hinckley,T.M., Brooks,J.R., Heimann J. Čermák J. Kučera J. Gruber F. 1991. "Measurements of the sap flow rate in spruce in Langen Bramke, Harz (in German). (p.196-200). In: Berichte des Forschungszentrums Waldekosysteme, Reihe B, Bd.22. Beitrage zur Tagung der Okosystem Forschungszentren in Gottingen vom 24.-26.10.1990. Hinckley TM. Brooks JR. Čermák J. Ceulemans R. Kučera J. Meinzer FC. and Roberts DA. 1993. Water flux in a hybrid poplar stand. Tree Physiology 14: 1005-1018. Hruška J. Čermák J. Šustek S. 1999. Mapping of tree root systems by means of the ground penetrating radar. Tree Physiology 19: 125-130. Huzulák,J., Štěpánková,M. 1984: Water potential and saturation deficit of one-year shoots of Norway spruce. In: Vašíček,F. (ed.): "Ecophysiological and ecomorphological studies of individual trees in the spruce ecosystems of the Drahanska vrchovina uplands (Czechoslovakia)".p.64-70. Folia Univ.Agric.Fac.Silv.A,Brno. Jimenez,M.S., Nadezhdina,N., Čermák,J., Morales,D. (2000): Radial variation in sap flow rate in five laurel forest tree species in Tenerife, Canary Islands. Tree physiology 20(17): 1149-1156. Janssens IA. Sampson DA. Čermák J. Meiresonne L. Riguzzi F. Overloop S. Ceulemans R. 1999. Above- and belowground phytomass and carbon storage in a Belgian Scots pine stand. Ann.For.Sci. 56:81-90. Jimenez MS. Morales D. Kučera J. and Čermák J. 1999. The annual course of transpiration in a laurel forest of Tenerife. Estimation with Myrica faya. Phyton 39(4): 85-90. Jimenez,M.S., Nadezhdina,N., Čermák,J., Morales,D. (2000): Radial variation in sap flow rate in five laurel forest tree species in Tenerife, Canary Islands. Tree physiology 20(17): 1149-1156. Janssens IA. Sampson DA. Čermák J. Meiresonne L. Riguzzi F. Overloop S. Ceulemans R. 1999. Above- and belowground phytomass and carbon storage in a Belgian Scots pine stand. Ann.For.Sci. 56:81-90. Jimenez MS. Čermák J. Kučera J. Morales D. 1996. Laurel forests in Tenerife, Canary Islands: The annual course of sap flow in Laurus trees and stand. J.of Hydrology 183(3-4): 305-319. Jimenez MS. Morales D. Kučera J. and Čermák J. 1999. The annual course of transpiration in a laurel forest of Tenerife. Estimation with Myrica faya. Phyton 39(4): 85-90. Jimenez,M.S., Nadezhdina,N., Čermák,J., Morales,D. (2000): Radial variation in sap flow rate in five laurel forest tree species in Tenerife, Canary Islands. Tree physiology 20(17): 1149-1156. Kostner,B., Falge,E., Alsheimer,M., Geyer,R. & Tenhunen,J.D. 1998: Estimating tree canopy water use via xylem sapflow in an old Norway spruce forest and a comparison with simulation-based canopy transpiration estimates. Ann.Sci.For. 55:125-139. Kostner B. Granier A. Čermák J. 1998. Sap flow measurements in forest stands-methods and uncertainties. Ann. Sci. For. 55:13-27. Kravka M. Krejzar T. and Čermák J. 1999. Water content in stem wood of large pine and spruce trees in natural forests in central Sweden. Agricultural and Forest Meteorology 98-99: 555-562. Krejzar.T. and Kravka,M. 1998: Sap flow and vessel distribution in annual rings and petiols of large oaks. Lesnictvi-Forestry 44(5):193-201. Kučera J. 1977. "A system for water flux measurements in plants" (in Czech). Patent (Cert.of authorship) CSFR No.185039 (P.V. 2651-1976). Kučera J. Čermák J. Penka M. 1977. Improved thermal method of continual recording the transpiration flow rate dynamics. Biologia Plantarum (Praha) 19(6): 413-420. Leitgeb,E., Gartner,K., Nadezdina,N., English,M., Čermák,J. 2002: Ecological effects of pioneer species on soil moisture regimee in an early successional stage, following wind-throw in a spruce stand. Proceedings of the IUFRO Conference on Restoration of Boreal and Temperate Forests. Vejle, Denmark, May 2002. Gardiner,E.S., Breland,L.J. [Comp.] Reports / Skov & Landskab, (11): 193-194. Lindroth A. Čermák J. Kučera J. Cienciala E. Eckersten H. 1995. Sap flow by heat balance method applied to small size Salix-trees in a shortrotation forest. Biomass and Bioenergy, Elsevier Sci.,Ltd. Vol.8,No.1:7-15. Martin TA. Brown K. Čermák J. Ceulemans R. Kučera J. Meinzer R. Rombolt J. Sprugel D. and Hinckley TM. 1997. Crown conductance and tree and stand transpiration in a second-growth Abies amabilis forest. Can.J.For.Res. 27(6): 797-808. Meiresonne L. Nadezhdina N. Čermák J. Van Slycken J. Ceulemans R. 1999. Transpiration of a monoclonal poplar stand in Flanders (Belgium). Agricultural and Forest Meteorology 96: 165-179. Meiresonne L, D.A. Sampson, A.S. Kowalski, I.A. Janssens, N. Nadezhdina, J. Čermák, J. Van Slycken and R. Ceulemans. 2003. Water flux estimates from a Belgian scots pine stand: a comparison of different approaches. J.of Hydrology, 270(3-4): 230-252. Morales D. Gonzalez-Rodriguez AM. Čermák J. & Jimenez MS. 1996. Laurel forests in Tenerife, Canary Islands: The vertical profiles of leaf characteristics. Phyton (Horn, Austria) 36(2):1-13. Morales D. Jimenez MS. Gonzalez-Rodriguez AM. and Čermák J. 1996. Laurel forests in Tenerife, Canary Islands: I.The site stand structure and leaf distribution. Trees 11: 34-40. Morales D. Jimenez MS. Gonzalez-Rodriguez AM. and Čermák J. (1996. Laurel forests in Tenerife, Canary Islands: II. Leaf distribution patterns in individual trees. Trees 11: 41-46. Morales D. Jimenez MS. Gonzalez-Rodriguez AM. Čermák J. 2002: Laurel forests in Tenerife, Canary Islands: Vessel distribution in stems and in petioles of Laurus azorica trees. Trees 16: 529-537. Nadezhdina N. Čermák J. 1997. Automatic control unit for irrigation systems based on sensing the plant water status. An.Inst.Sup.Agronom., 46: 149-157. Nadezhdina N. Čermák J. Nadezhdin V. 1998. Heat field deformation method for sap flow measurements. Proc. 4th. International Workshop on Measuring Sap Flow in Intact Plants. Židlochovice, Czech Republic, Oct.3-5, 1998. 72-92 pp. IUFRO Publ. Publ. house of Mendel Univ.Brno. Nadezhdina N. Čermák J. 1998. Response of sap flow rate along tree stem and coarse root radii to changes of water supply. (p.81) In: Proc.Internat.Symp. "The supporting roots - structure and function" (A.Stokes, ed.), Bordeaux, France, 20-24 July 1998. Nadezhdina N. and Čermák J. 1998. "The technique and instrumentation for estimation the sap flow rate in plants". Patent No.286438 (PV-158798). Nadezhdina N. 1999. Sap flow index as an indicator of plant water status. Tree Physiology 19: 885-891. Nadezhdina N. and Čermák J. 1999. Responses of sap flow rate along tree stem and coarse root radii to changes of water supply. Plant and Soil 12:1-12. (In: Proc. The Supporting Roots of Trees and Woody Plants: Form, Function and Physiology, A.Stokes, ed., pp.227-238, Klouwen

20

Acad.Publ., Dordrecht-Boston-London, 430 p.). Nadezhdina N. 1999. Woody plant behavior and stress assessment based on sap flow measurement. Application in forestry and horticulture. Assoc.Prof.Thesis at the Mendel University of Agric.and Forestry in Brno, Czech Rep., 118p. Nadezhdina N. Jimenez MS. Čermák J. Morales D. 2000. Changes in sap flow rate along radius in laurel forest trees of different social positions in Tenerife, Canary Islands. Ann.Sci.For. (submitted). Nadezhdina N. and Čermák J. 2000. Changes in sap flow rate in tree trunks and roots after mechanical damage. pp.167-175. In: Proc.Int.Conf., Spruce Monocultures in Central Europe - Problems and Prospects. (Klimo,E., Hager,H. and Kulhavý,J. (eds.). 22-25 June, 1998. EFI Proceedings No.33: 167-175, 2000. Nadezhdina N. Čermák J. Tributsch H. 2000. Heat field around the linear heater used for sap flow measurement by the HFD-method as observed by the infra-red camera. 155-161pp. In: 5th International Workshop on Measuring Sap Flow in Intact Plants. Tognetti,R. and Raschi A. (eds.), Firenze, Italy, 9-10 Nov.2000. Fondazione per la Meteorologie Applicata, 2003. Nadezhdina N. Čermák J. Ceulemans R. 2002: Radial pattern of sap flow in woody stems related to positioning of sensors and scaling errors in dominant and understorey species. Tree Physiology 22:907-918. Nadezhdina, N. and Čermák, J. 2003: Instrumental methods for studies of structure and funcion of root systems in large trees. J.of Experimental Botany 54 (387): 1511-1521. Nadezhdina N, Čermák J, Neruda J, Prax A, Ulrich R, Nadezhdin V, Gašpárek J, Pokorný E. 2004: Roots under the load of heavy machinery in spruce trees. European J.For.Res. (in press) Nadezhdina N. Tatarinov F. Ceulemans R. 2004. Leaf area and biomass of Rhododendron understorey in a stand of Scots pine. Forest Ecology and Management 187: 235-246. Nadezhdina N., J.Čermák, H. Tributsch. 2004. Infra-red images of sap flow in stems of lime trees under natural and experimental conditions. Ann.Sci.For.61: 203-213. Nadezdina N, Ferreira M.I, Silva R, Pacheco C.A, Meiresonne L, Minnaert M, Gartner K. 2004: Variable function of tree root systems depicted through long-term sap flow observations in roots and different stem xylem layers. In: COST E38 Proc. Woody Root Processes under a Changing Environment, Radoglou P. (ed.), p.31, Thessaloniki-Greece, 27-20.October 2004. Nadezhdina,N., Čermák,J., Nadyezhdin,V., Gašpárek,J., Ulrich,R., Neruda,J. 2004: Roots under the load of heavy machinery in spruce trees. II. Responses of sap flow in stems and roots. European J.of Forest Research (submitted). Oltchev,A. 2000: Partner final report. In: The response of water flows of the boreal forest region at the Volga's source area to climatic and land use changes. Research report IC15-CT98-0120, Oct.2000. Oltchev,A., Čermák,J., Nadezhdina,N., Tatarinov,F., Tischenko,A. , Ibrom,A. and Gravenhorst,G. 2002: Transpiration of a mixed forest stand: field measurements and simulation using SVAT models. Boreal Environ.Research, 7(4):389-397. Oltchev,A., Čermák,J., Gurtz,J., Tischenko,A., Kiely,G., Nadezhdina,N., Zappa,M., Lebedeva,N., Vitvar,T., Albertson, J.D., Tatarinov,F., Tischenko,D., Nadezhdin,V., Kozlov,B., Ibrom,A., Vygodskaya,N., Gravenhorst,G. 2002: The response of the water fluxes of the boreal forest region at the Volga's source area to climatic and land-use changes. Physics and Chemistry of the Earth 27: 675-690. Pallardy SG. Čermák J. Ewers FW. Kaufmann MR. Parker WC. and Sperry JS. 1995. Water transport dynamics in trees and stands. In: Smith PG. and Hinckley TM. (eds.): Resource Physiology of Conifers - Acquisition, Allocation and Utilization, p.301-389. Acad.Press. San Diego, N.York, Boston, London, Sydney, Tokyo, Toronto. Penka M. Štěpánek V. Čermák J. (1972. A study of the water regime in oak (Quercus robur L.). Acta Univ.Agric. (Brno), Ser.C, 42: 121-137. Penka M. Čermák J. Deml M. 1973. Water transport estimates in adult trees based on measurement of heat transfer by mass flow. Acta Univ.Agric.,(Brno), Ser.C, 42: 3-23. Penka M. Čermák J. Palát M. 1976. Behavior of the transpiration flow rate and its variations due to weather conditions observed in full-grown tree of Prunus avium L. Acta Univ.Agric. (Brno), Ser.C, 45(3-4): 123-147. Penka M. Čermák J. Štěpánek V. Palát M. 1979. Diurnal courses of transpiration rate and transpiration flow rate as determined by the gravimetric and thermometric methods in a full-grown oak tree (Quercus robur L). Acta Univ.Agric. Brno,Ser C,48(1-4):3-30. Penka M. Čermák J. Prax A. Úlehla J. Židek V. 1983. "Water consumption of oak (Quercus robur L.) in the alluvium of the Dyje river in non-limiting moisture conditions" (in Czech). Lesnictvi-Forestry 29(6): 481-496. Phillips,N.G., Ryan,M.G., Bond,B.J., McDowell,N.G., Hinckley,T.M. and Čermák,J. 2003. Reliance on stored water with tree size in three species in the Pacific Northwest. Tree Physiology 23: 237-245. Pietsch S. Hasenauer H. Kučera J. and Čermák J. 2003: Modelling the effects of hydrological changes on the carbon and nitrogen balance of oak in floodplains. Tree Physiology 23: 735-746. Prax,P. and Čermák,J. 2003: Urban tree root systems and tree survival near sewers and another constructions. 1-10pp. In: Proc. NATO ARW Enhancing Urban Environment: Environmental Upgrading of Municipal Pollution Control Facilities and Restoration of Urban Waters. Rome, Italy, Nov.5-8, 2003. Rychnovská M. Čermák J. Šmíd P. 1980. Water output in a stand of Phragmites communis Trin. A comparison of three methods. Acta Scientia Naturalis (Brno) 14(2): 1-27. Schulze E-D. Čermák J. Matyssek R. Penka M. Zimermann R. Vašíček F. Gries W. Kučera J. 1985. Canopy transpiration and flow rate fluxes in the xylem of the trunk of Larix and Picea trees-a comparison of xylem flow, porometer and cuvette measurements. Oecologia(Berlin)66:475-483 Smith,D.M., Allen,S.J. 1996: Measurement of sap flow in plant stems. J.Exp.Bot. 47(305): 1833-1844. Stokes A. Fourcaud T. Hruška J. Čermák J. Nadyezhdina N. Nadyezhdin V. Praus L. 2002: An evaluation of different methods to investigate root system architecture of urban trees in situ. I. Ground penetrating radar. Journal of Arboriculture 28-1:1-9. Šustek S. Druckmuller F. 1999. "Application of image analysis for selection of planting material in forestry" (in Czech). Lesnictví-Forestry 45(1): 48-50. Šustek S. Hruška J. Druckmuller M. Michalek T. 1999. "Root surfaces in the large oak tree estimated by image analysis of the map obtained by the ground penetrating radar" (in Czech). Lesnictvi-Forestry 45(3): 139-143. Swanson,R.H. 1994: Significant historical development in thermal methods for measuring sap flow in trees. Agricultural and Forest Meteorology, 72:113-132. Tatarinov F. Čermák J. 1999. Daily and seasonal variation of stem radius in oak. Ann.Sci.For. 56: 579-590. Tatarinov F. Čermák J. Kučera.J. Prax,A. 2000. Transpiration of spruce in a mature plantation in Drahanska Vrchovina uplands, Moravia. I. Variation between individual trees. Ekologia (Bratislava), Vol.19, Suppl. 1: 48-62.

21

Tab. 1 Studie vodního provozu a architektury stromů a lesních porostů prováděné Ústavem ekologie lesa Mendelovy zemědělské a lesnické univerzity v Brně v České republice a v zahraničí (významnější lokality). ___________________________________________________________________________________ Lokality Druhy Roky ___________________________________________________________________________________ Česko - Soběšice Quercus petraea, Betula alba 1973-1977 -“Pseudotsuga, Quercus, Pinus sylv., Tilia cor., Acer pseud. 2000-2004 - Lednice Quercus robur, Fraxinus excelsior, Tilia cordata 1972-1998 - Lanžhot Quercus robur, Fraxinus excelsior 1998-2000 - Rajec Picea abies 1978-1999 - Liběchovka Pinus sylvestris, Betula alba 1979-1980 - Hodonín Quercus robur 1980-1981 - Hartvíkov Picea abies 1977 - Želízy Pinus sylvestris 1978 - ŠLP Křtiny Picea abies, Fagus sylvatica 2001-2004 - Trnávka Picea abies 1978 - Nedamov Picea abies, Quercus robur 1981-1985 - Světlá n/S. Picea abies 1985-1986 - Křivoklátsko Quercus petraea, Picea abies 1988-1990 - Litovelsko Quercus robur, Tilia cordata 1998-1999 Německo - Bayerwald: Larix europaea, Picea abies 1983 - Hartz: Picea abies 1988-1992 - Gottingen: Quercus petraea, Fagus sylvatica 2000 - HarzPicea abies 1988 - HarzPicea abies, Fagus sylvatica 2003 - Ulm Picea abies, Fagus sylvatica 2004 Švédsko - Skogaby: Picea abies 1992 - Uppsala: Salix alba 1993 - Uppsala: Picea abies, Pinus sylvestris 1994-1998 - Simlangsdalen Picea abies, Fagus sylvatica, Quercus petraea 2002 Holandsko - Kotveik: Pseudotsuga taxifolia 1992 Španělsko - Tenerife-Garcia Laurus azorica, Persea indica, Myrica faya, 1992-1998 -“Ilex perado, Erica arborea, - Tenerife-Naran Vitis vinifera, five species of fruit trees 1999 - Pyreneas Quercus pubescens 2004 Švýcarsko - Hegiwald: Fagus sylvatica 1989 Itálie - Radicondoli: Quercus pubescens, Q.cerris, Pinus pinea, Cupressus, 1997-1999 - San Vito Picea abies 1995 - Andria Olea europea 2002-2003 Belgie - Brasschaat Pinus sylvestris, Prunus, Rhododendron, 1995-2000 - Balegem Populus interamericana 1997 - Wilrijk Populus tremula, Quercus robur 2000,2004 Rusko - prameny Volhy: Picea abies, Populus trem., Betula al., Alnus inc, Sorbus au., 1999-2000 USA - Harvard Forest: Quercus rubra, Betula sp., Acer sp. 1991-1992 - Cedar river WA: Abies amabilis 1994 - Wind river WA: Pseudotsuga taxifolia 1996 - Olympia WA: Picea mariana 1999 Rakousko - Kreisbach: Picea abies, Fagus sylvatica 2000 - Furstenfed. Betula alba, Picea abies, Populus tremula 2001-2004 Portugalsko - Atalaia Prunus persica, Vitis vinifera 2001

22

OVĚŘOVÁNÍ NĚMECKÉHO SYSTÉMU AMBER V ČESKU Martin Možný, Daniel Bareš Summary AMBER system verification in Czech republic Presented paper is aimed to an objective verification of the operationally forecasted by the Amber system for the Czech republic. The paper deals with comparison Amber system of measurements in Doksany observatory. System inclusive of the actualy weather, weather forecast for 5 days, specifications for spreading, fertilizer applications, agronomical practices, irrigations, specifications about pest gradations and individual informations for farmers (hop and wine growers). Numerical soil moisture forecats are significat data to the improving the quality of forecasts.

1.Úvod V posledních letech poskytuje Český hydrometeorologický ústav (ČHMÚ) pro zájemce ze zemědělského sektoru operativní informace pouze ve formě obecně upravených meteorologických informací. Tento stav je podle [1] dlouhodobě neúnosný, a proto i ze strany zemědělců méně žádaný. Ve vyspělých zemích mají tyto systémy komplexní charakter, neboť vycházejí nejenom z meteorologických údajů, ale i ze znalostí vztahů mezi zemědělskou výrobou a počasím. Německá povětrnostní služba (DWD) provozuje rozsáhlý agrometeorologický poradní systém s názvem AMBER. Díky pochopení centrálního agrometeorologického pracoviště DWD v Braunschweigu (AF) jsme se rozhodli ověřit tento systém v Česku. Celý proces ověřování jsme rozdělili do několika fází. Vzhledem k omezenému rozsahu tohoto příspěvku jsme se zaměřili na seznámením s celým systémem a technologií jeho vytváření a na analýzu aktuálních denních výstupů v zimním období. 2. Seznámení se systémem a technologií jeho vytváření Informační výstupy tohoto systému, počítané z parametrů aktuálního počasí, jednak z předpovědi počasí, jsou zasílány uživatelům (faxem, e-mailem) každý den do 10. hodiny. V zimním období je distribuována stručnější verze o jedné straně, ve vegetačním období má až třicet stran textu. Do výpočtu vstupují nejenom údaje ze synoptických a fenologických stanic SRN, ale jsou využívána synoptická měření Českého hydrometeorologického ústavu (ČHMÚ) ze západních a jižních Čech,

neboť ČHMÚ poskytuje DWD online veškerá synoptická data. Vlastní výpočet, zpracování a odeslání výstupů probíhá v zcela automatizovaném režimu z AF pro celé SRN během několika málo minut, pouze jeden pracovník zajišťuje případné reklamace, když se k uživateli zpráva nedostane. Výstupy jsou odesílány buď přímo, nebo prostřednictvím podřízených agrometeorologických pracovišť, umístěných v jednotlivých spolkových zemích, kteří mohou výstupy (ve formátu Microsoft Word) upravit, případně doplnit. Denní výstupy zahrnují vedle zhodnocení aktuálního stavu i jejich předpověď na 5 dnů dopředu. Jedná se detailní prognózu počasí, fytopatologických a agrotechnických podmínek, doporučení pro závlahy a hnojení apod. Předpovědní numerický model DWD pracuje s dostatečně jemným rozlišením, navíc má implementován velmi kvalitní půdní model, jehož možnosti dále rozšiřují dílčí modely AF. Celý systém AMBER je velmi rozsáhlý, skládá se několika desítek hlavních modelů a několika set pomocných submodelů. Značnou část modelů převzalo AF ze zahraničí, před jejich začleněním do systému došlo k jejich důkladnému odzkoušení a adaptaci na německé podmínky, neboť AF disponuje velmi kvalitními mikroklimatickými měřeními, které umožňují komplexní validaci modelů. Navíc pracovník, který je pověřen konkrétní validací, se může soustředit pouze na toto řešení a není na rozdíl od běžné praxe například v ČHMÚ pověřován dalšími úkoly. Jeden z modelů s názvem AMBAV [2] zajišťuje výpočet potenciální a reálné evapotranspirace pro 14 zemědělských kultur, včetně vlhkosti

23

půdy a je počítán s ohledem na různé typy půd. Pro výpočet evapotranspirace se využívá metoda Penman-Monteith v úpravě DWD. 3. Analýza aktuálních denních výstupů v zimním období Od prosince 2004 jsou v denním kroku zasílány z AF do Doksan přes e-mail výstupy systému vypočtené přímo pro observatoř ČHMÚ v Doksanech. Denní výstupy zahrnují vedle zhodnocení aktuálního stavu (-2 dny zpět) i jejich předpověď na 5 dnů dopředu. Výstupy obsahují: teplotu vzduchu ve 2 m (minimum a maximum, trend), průměrnou denní vlhkost vzduchu, srážky (denní úhrn v mm, výška sněhové pokrývky, pravděpodobnost srážek > 0 a > 5 mm, výskyt srážek v noci, dopoledne, odpoledne a večer), nebezpečí náledí (začátek, konec), měsíční svit (počet hod), rychlost větru (maximální nad 12 m/s, rychlost a směr větru v 7, 13 a 19 hod UTC), půdní stav (index promrznutí, stav půdy v 5 mm a 3 cm, zpracovatelnost půdy lehké a těžké), hloubku promrznutí (bez a s porostem, rozmrzlá vrstva), minimální teplotu nad povrchem (bez porostu, nad trávníkem), půdní teplotu v 5 cm (minimum, písčitá a jílovitá půda, bez a s porostem), vlhkost půdy v % VVK (ozim, písčitá a jílovitá půda), výpar (písčitá půda, ozim) a průsak vody (v hloubce 60 cm). V tab.1 je uveden originální výstup modelu AMBER spočítaný v AF pro Doksany ze dne 24.2.2005. Pro hodnocení jsme využili celé zimní období (prosinec až únor) 2004/2005, výpočet za roky 1995-2004 nebyl v době psaní příspěvku ještě k dispozici. Zaměřili jsme se na analýzu rozptylu chyb předpovídaných hodnot s cílem detekovat jejich případnou systematickou chybu. S výjimkou výparu, srážek a vlhkosti půdy nebyla tato chyba detekována. Na obr.1 je znázorněn chod skutečně změřené (slabá modrá čára) a předpovídané (silná červená čára) vlhkosti písčité půdy v hloubce 5 cm pod ozimou pšenicí v období od 4.1. do 14.2.2005 v Doksanech. Z obrázku je patrná větší dynamika chodu skutečné vlhkosti oproti předpovídané. V přízemní vrstvě písčité půdy totiž dochází k velkému kolísání vlhkosti

půdy, které lze jen velmi obtížně postihnout pomocí modelů počítaných ze standardních meteorologických dat. I proto vybudoval ČHMÚ rozsáhlou síť stanic s měřením vlhkosti půdy (31 stanic k 31.12.2004), zatímco DWD disponuje měřením vlhkosti půdy pouze na 5 stanicích. Navíc ve zprávě synop, ze které pocházejí vstupní data do modelu, nejsou údaje o vlhkosti půdy obsaženy, proto nelze provést korekci předpovědi. Na obr. 2 je znázorněna histogramem četnost rozdílů mezi předpovídanými a skutečně změřenými denními úhrny srážek za období od 4.1. do 14.2.2005 v Doksanech. Z obrázku je patrné časté nadhodnocování srážek modelem DWD. Na obr. 3 je znázorněna histogramem četnost rozdílů mezi předpovídaným a skutečně změřeným denním úhrnem výparu z písčité půdy s ozimou pšenicí za období od 4.1. do 14.2.2005 v Doksanech. Z obrázku je patrné časté podhodnocování výparu modelem DWD. Nadhodnocování srážek a naopak podhodnocování výparu do určité míry vysvětluje výše zmiňované nezachycení dynamiky skutečné vlhkosti písčité půdy. Chyba předpovědi se logicky s přibývající délkou zvyšuje. Předpověď je konzistentní, neboť pokud je předpověď na 24 hodin zatížena chybou, pak předpověď na 48 hodin je u většiny případů ještě o něco horší, popřípadě stejná. Nejlepších výsledků bylo dosaženo u předpovědi na 24 h dopředu, kde průměrná úspěšnost předpovědi byla 92 %. Z hlediska zemědělského uživatele velmi příjemně překvapila vysoká úspěšnost předpovědi rychlosti větru v 7, 13 a 19 hod UTC a výskyt srážek během dne. Průměrná chyba předpovědi minimální a maximální teploty nepřekročila ± 2 oC. 4. Závěr DWD disponuje po organizační stránce skvěle propracovanou agrometeorologickou službou, která je schopna operativně řešit aktuální problémy a celý systém AMBER průběžně doplňovat dle požadavků uživatelů. ČHMÚ by po dohodě s DWD mohl převzít jejich know-how a připravit systém, který by šel úspěšně provozovat v podmínkách ČR.

Literatura: [1] Rožnovský, J.: Úvodní slovo. In.: Climate change – weather extremes organisms and ecosystems. International Bioclimatological Workshop, Viničky, SR, 2004. [2] Löpmeier, F.J.: Berechnung der Bodenfeuchte und Verdunstung mittels agrarmeteorologischer Modelle. Z.f.Bewässerungswirtsch. 29, 2, 1994, 157-167.

24

REFERENČNÍ EVAPOTRANSPIRACE Mojmír Kohut Abstract: REFERENTIAL EVAPOTRANSPIRATION The presented contribution analyses in detail the algorithm for the calculation of referential evapotranspiration of a hypothetical surface, by the universally recommended and world-wideregarded FAO method, which is based on the Penman-Monteith approach. Besides all formulae, which are absolutely necessary for the solution of this problem, the contribution quotes the derivation of the basic relationship for the calculation of referential evapotranspiration from the original Penman-Monteith combination equation for the calculation of potential evapotranspiration. Emphasis is put on the determination, or simplification of the aerodynamic and surface resistance, including other characteristics. The contribution further points to certain peculiarities, which are a reason for a small modification of this method when it is used in our conditions, mainly with respect to the availability of climatic data when making everyday calculations. The referential evapotranspiration of a hypothetical surface which is very close to grass stand is one of the possible ways of evaluation of evaporation, evaporation being a basic balance element in the countryside. Key words: referential evapotranspiration, Penman-Monteith, evaporation.

1.

FAO

method,

potential

evapotranspiration,

Úvod

Předkládaný příspěvek popisuje jeden z možných způsobů výpočtu evapotranspirace hypotetického povrchu všeobecně doporučovanou a metodikou FAO, založenou na Penman-Monteithově přístupu. Neklade si za všechny způsoby výpočtů zmíněnou metodikou, avšak soustřeďuje se vyhodnocení referenční evapotranspirace v denním intervalu.

referenční uznávanou cíl srovnat pouze na

V české a slovenské odborné literatuře je řada publikací, věnovaných problematice potenciální a aktuální evapotranspirace včetně analýz různých metod výpočtů. Naopak počet prací, které se zabývají pouze výpočtem referenční evapotranspirace hypotetického povrchu podle metodiky FAO, je podstatně nižší. Výpočet a určení referenční evapotranspirace hypotetického povrchu podle metodiky FAO je obecných přístupem k řešení problematiky výparu (evaporace, evapotranspirace). Referenční evapotranspirací se v tomto smyslu rozumí evapotranspirace z hypotetického povrchu velmi podobnému standardnímu travnímu porostu, který se vyznačuje během celého kalendářního roku konstantní výškou (0,12 m), konstantním albedem (0,23), konstantním povrchovým odporem (70 s.m-1), plným (maximálním) zápojem a optimálním zásobováním srážkovou vodou. Jinými slovy, výpočet proběhne pro den nebo jinou časovou jednotku (metodika FAO uvádí též zpracování pro časové intervaly hodina, 10 dní a měsíc) na základě vstupu základních meteorologických údajů (teplota vzduchu, vlhkost vzduchu, rychlost větru a trvání slunečního svitu), přičemž všechny ostatní parametry jsou nastaveny na konstantní hladinu. Tímto způsobem lze tedy relativně snadně porovnávat jednotlivé navzájem odlišné oblasti.

25

Je nutno podotknout, že ve všech dále uváděných vztazích byla pro jednoduchost a srozumitelnost ponecháno původní značení proměnných, které může být poněkud odlišné od našich zvyklostí. 2.

Referenční evapotranspirace – odvození základní rovnice

Základní rovnice pro výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu ET0 metodikou FAO vychází z originální Penman-Monteithovy kombinační rovnice pro výpočet potenciální evapotranspirace ve tvaru: e −e Ä ∗ (R n − G ) + ña ∗ c p ∗ s a ra ë∗ ET =  r  Ä + ã∗ 1 + s   ra  kde: ET λ ∆ Rn G ρa cp es ea ra rs γ

(1)

= intenzita evapotranspirace [kg.m-2.s-1], = skupenské (latentní) teplo vypařování neboli měrné teplo vypařování, λ = 2,45 MJ.kg-1, = derivace tlaku nasycené vodní páry podle teploty vzduchu [kPa. oC-1], = radiační bilance na povrch [kJ.m-2.s-1], = tok tepla v půdě [kJ.m-2.s-1], = hustota vzduchu při dané teplotě vzduchu a atmosférickém tlaku [kg.m-3], = specifické (měrné) teplo vzduchu [kJ.kg-1.oC-1], = tlak nasycené vodní páry při teplotě vzduchu [kPa], = aktuální tlak vodní páry [kPa], Rozdíl es – ea je sytostní doplněk. = aerodynamický odpor (rezistence) [s.m-1], = povrchový odpor (rezistence) plodiny [s.m-1], = psychrometrická konstanta [kPa.oC-1], γ = 0,66 pro teplotu vzduchu ve oC a tlak vodní páry v mb nebo hPa.

Dle rovnice (1) byl odvozen základní vzorec pro výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu metodikou FAO:

ET0 = kde: ET0 ∆ Rn G γ T u2 es

26

= = = = = = = =

900 ∗ u 2 ∗ (e s − e a ) T + 273,16 ∆ + γ ∗ (1 + 0,34 ∗ u 2 )

0,408 ∗ ∆ ∗ (R n − G ) + γ ∗

(2)

referenční evapotranspirace hypotetického povrchu [mm.den-1], derivace tlaku nasycené vodní páry podle teploty vzduchu [kPa.oC-1], radiační bilance na povrch plodiny [MJ.m-2.den-1], tok tepla v půdě [MJ.m-2.den-1], psychrometrická konstanta [kPa.oC-1], průměrná denní teplota vzduchu ve 2 m nad povrchem [oC], průměrná denní rychlost větru ve 2 m nad povrchem [m.s-1], průměrný denní tlak nasycení vodní páry při teplotě vzduchu ve 2 m nad povrchem [kPa],

ea

= průměrný denní aktuální tlak vodní páry vypočítaný podle teploty vzduchu ve 2 m nad povrchem [kPa], Rozdíl es – ea je sytostní doplněk [kPa].

K odvození vztahu (2) pro výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu z původní Penman-Monteithovy kombinační rovnice (1) jsou nutné následující úpravy. 2.1. Úprava aerodynamického odporu (rezistence) ra Přenos tepla a vodní páry z vypařujícího povrchu do vrstvy bezprostředně přiléhající k povrchu plodiny je určen aerodynamickou rezistencí podle vztahu: z − d  zh − d  ln  m  ∗ ln   z 0m  z 0h    ra = ê2 ∗ u z kde: ra zm zh d z0m z0h κ uz

= = = = = = = =

(3)

aerodynamický odpor (rezistence) [s.m-1], výška měření rychlosti větru [m], výška měření vlhkosti vzduchu [m], efektivní výška porostu [m], parametr (součinitel) dynamické drsnosti [m], parametr (součinitel) dynamické drsnosti pro přenos tepla a vodní páry [m], Kármánova konstanta, κ = 0,41 [-], rychlost větru ve výšce měření z [m.s-1].

Přijmeme-li základní předpoklady, že výška travního porostu je po celý rok konstantní (h = 0,12 m) a měření meteorologických veličin probíhá ve standardní výšce 2 m nad povrchem (zm = zh = 2 m pro teplotu vzduchu a vlhkost vzduchu, rychlost větru je nutno na tuto hladinu přepočítat) a použijeme-li základní zjednodušující vztahy (d = 2/3 * h, z0m = 0,123 * h, z0h = 0,1 * z0m), potom rovnici (3) pro výpočet aerodynamického odporu lze přepsat do zjednodušeného tvaru, který se používá k výpočtu referenční evapotranspirace hypotetického povrchu:  2 − (2/3 ∗ 0,12 )   2 − (2/3 ∗ 0,12 )  ∗ ln  ln     0,123 ∗ 0,12   0,1* (0,123 ∗ 0,12 )  = 207,664 ≈ 208 ra = u2 u2 0,412 ∗ u 2

(4)

2.2. Úprava povrchového odporu (rezistence) rs Pro výpočet se používá jednoduchý vzorec: rs = kde: rs

r1 LAIact

(5)

= povrchový odpor (rezistence) [s.m-1], 27

r1 = stomatální odpor (rezistence) optimálně osvětleného listu, r1 = 100 s.m-1, LAIact= aktivní index plochy listové [m2 (plocha listoví).m-2 (plocha povrchu půdy)], pro který v případě travního porostu platí základní vztah: LAIact = 0,5 ∗ 24 ∗ h

(6)

kde: h = výška standardního travního porostu [m], h = 0,12 m. Dosazením do rovnice (5) dostaneme závěrečnou hodnotu povrchového odporu rs, která se používá v metodice FAO k výpočtu referenční evapotranspirace travního porostu: 100 = 69,444 ≈ 70 0,5 ∗ 24 ∗ 0,12

rs =

(7)

Správně definovaný povrchový odpor je všeobecně rozhodující pro dosažení uspokojivých výsledků evapotranspirace. Je výrazně variabilní, a to v závislosti na typu a stáří plodiny a na takových vnějších faktorech jako je např. stav půdní vlhkosti. 2.3. Dokončení úpravy základního vztahu (1) V základní rovnici (1) lze upravit a zjednodušit výraz (ρa * cp) / ra na pravé straně čitatele, a to pomocí vztahů: cp ∗ P

γ=

γ∗ε∗λ P

(8)

P 1,01 ∗ (T + 273,16) ∗ R

(9)

ε∗λ

ρa =

⇒ cp =

S použitím vztahu (4) výsledkem bude rovnice: cp ∗ ρa ra kde: cp 1 ], ρa ra γ ε 0,622, λ u2 R T P

28

=

u γ∗ε∗λ ∗ 2 1,01 ∗ (T + 273,16) ∗ R 208

(10)

= specifické (měrné) teplo při konstantním atmosférickém tlaku [MJ.kg-1.°C= = = =

průměrná hustota vzduchu při konstantním atmosférickém tlaku [kg.m-3], aerodynamická rezistence [s.m-1], psychrometrická konstanta [kPa.°C-1], poměr molekulárních hmotností vodní páry a suchého vzduchu [-], ε =

= = = = =

latentní teplo výparu [MJ.kg-1], průměrná denní rychlost větru na hladině 2 m nad povrchem [m.s-1], specifická plynová konstanta [kJ.kg-1.K-1], R = 0,287 kJ.kg-1.K-1, průměrná denní teplota vzduchu [°C], atmosférický tlak [kPa].

Rovnice (10) je vyjádřena v jednotkách MJ.m-2.°C-1.s-1. Po přenásobení počtem sekund dne dostaneme závěrečný tvar rovnice (10) v jednotkách MJ.m-2.°C-1.den-1: cp ∗ ρa ra

= 86400 ∗

0,622 ∗ γ ∗ λ ∗u2 1,01 ∗ (T + 273,16) ∗ 0,287 ∗ 208

(11)

nebo (po vydělení λ = 2,45): cp ∗ ρa ra

= γ∗

891,328 900 ∗u2 ≈ γ ∗ ∗u2 T + 273,16 T + 273,16

(12)

Základní Penman-Monteithova rovnice pro výpočet potenciální evapotranspirace travního porostu (1) se úpravami 2.1, 2.2 a 2.3 modifikovala na zjednodušenou PenmanMonteithovu rovnici pro výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu (2) podle metodiky FAO. Výraz 0,408 ve vztahu (2) je reciprokou hodnotou specifického (měrného) tepla vypařování λ. 3.

Referenční evapotranspirace hypotetického povrchu – podrobná analýza výpočetních algoritmů

Metodika FAO Penman-Monteith umožňuje výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu ET0 pro různé časové intervaly (měsíc, 10 dní, den, hodina apod.). Standardní výpočty, prováděné v rámci ČHMÚ, se vztahují na zpracování referenční evapotranspirace pro jednotlivé dny. Předmětem následující podrobné analýzy je právě tento způsob výpočtů, který např. je v současné době aplikován při řešení problematiky evaporace a evapotranspirace v Atlasu podnebí ČR. Originální metodika FAO doporučuje následující vstupní meteorologická data: • průměrná denní teplota vzduchu [oC], počítaná z maximální a minimální teploty vzduchu jako jejich součet dělený dvěma (pro dílčí výpočty jsou nutné extrémní denní teplotní údaje). • průměrná denní relativní vlhkost vzduchu [kPa], počítaná z maximální a minimální relativní vlhkosti vzduchu (pro dílčí výpočty jsou nutné extrémní denní údaje o vlhkosti vzduchu). • denní trvání slunečního svitu [hod]. • průměrná denní rychlost větru, počítaná ze tří termínů 07, 14, 21 hod. [m.s-1]. Vedle výše uvedených meteorologických dat je nutno znát geografické souřadnice výpočetního místa (klimatologické stanice), a to jeho nadmořskou výšku a zeměpisnou šířku. Výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu podle vztahu (2) je vhodné rozdělit do několika dílčích etap. Zde je nutno upozornit na skutečnost, že k vyčíslení určitých charakteristik se mohou používat poněkud rozdílné vzorce, které se mohou odlišovat v hodnotách konstant. Vedle originálního označení proměnných jsou taktéž zachovány všechny vzorce, které jsou doporučovány metodikou FAO. Stejně tak 29

byly ponechány všechny jednotky, i když v některých případech se v naší praxi používají jednotky poněkud jiné (např. tlak vodní páry u nás většinou v hPa, metodika FAO v kPa). Vzhledem k našim specifickým podmínkám a zvláště dostupnosti některých dat z dlouhodobého pohledu některé algoritmy musí být poněkud modifikovány. 3.1. Pomocné výpočty, vyhodnocení vybraných parametrů A1.

Přepočet průměrné denní rychlosti větru z hladiny měření na standardní hladinu 2 m nad povrchem: u2 = uz ∗ kde: u2 uz z

4,87 ln (67,8 ∗ z − 5,42 )

(13)

= průměrná denní rychlost větru na hladině 2 m nad povrchem [m.s-1], = průměrná denní rychlost větru měřená na hladině z metrů nad povrchem [m.s-1], = výška měření nad povrchem.

Rychlost větru se obvykle měří na hladině 10 m nad povrchem. Z tohoto důvodu je nutný přepočet s ohledem na logaritmický profil rychlosti větru. A2.

Přepočet atmosférického tlaku v závislosti na nadmořské výšce výpočetního místa (stanice):  293,16 − 0,0065 ∗ z  P = 101,3 ∗   293,16   kde: P z

A3.

5,26

= atmosférický tlak [kPa], = nadmořská výška výpočetního místa (stanice) [m n. m.].

Výpočet průměrné denní teploty vzduchu: Tmean =

Tmax + Tmin 2

kde: Tmean = průměrná denní teplota vzduchu [°C], Tmax = maximální denní teplota vzduchu [°C], Tmin = minimální denní teplota vzduchu [°C]. A4.

30

(14)

Sklon křivky napětí vodních par při dané průměrné denní teplotě vzduchu:

(15)

  17,27 ∗ Tmean   4098 ∗ 0,6108 ∗ exp  Tmean + 237,3   ∆= (Tmean + 237,3)2 kde: ∆ Tmean A5.

(16)

= sklon křivky napětí vodních par při dané průměrné denní teplotě vzduchu [kPa.°C-1], = průměrná denní teplota vzduchu [°C].

Výpočet psychrometrické konstanty: ã= kde: γ cp P ε λ

cp ∗ P å∗ ë

= 0,665 ∗ 10 −3 ∗ P

(17)

psychrometrická konstanta [kPa.°C-1], specifické teplo při konstantním tlaku, cp = 1,013.10-3 [MJ.kg-1.°C-1], atmosférický tlak [kPa], poměr molekulárních hmotností vodní páry a suchého vzduchu [-], ε = 0,622, = latentní teplo výparné, λ = 2,45 [MJ. kg-1].

= = = =

3.2. Vlhkostní charakteristiky, určení sytostního doplňku B1.

Výpočet tlaku nasycené vodní páry pro denní maximální a denní minimální teplotu vzduchu. Obecně je možno použít následující vzorec:  17,27 ∗ T  e 0 (T ) = 0,6108 ∗ exp   T + 237,3 

(18)

kde: e0(T) = tlak nasycené vodní páry při teplotě T [kPa], T = obecně jakákoliv teplota vzduchu [°C]. Výpočet podle vzorce (18) je nutno provést pro denní maximální a denní minimální teplotu vzduchu. Průměrný denní tlak nasycené vodní páry potom dostaneme pomocí vztahu: e 0 (Tmax ) + e 0 (Tmin ) es = 2

(19)

kde: es = průměrný denní tlak nasycené vodní páry [kPa], e0(Tmax) = tlak nasycené vodní páry pro denní maximální teplotu vzduchu [kPa], e0(Tmin) = tlak nasycené vodní páry pro denní minimální teplotu vzduchu [kPa].

31

B2.

Výpočet průměrného denního aktuálního tlaku vodní páry pomocí maximální denní a minimální denní relativní vlhkosti vzduchu:

ea = kde: ea e0(Tmin) [kPa], e0(Tmax) [kPa], RHmax RHmin

e 0 (Tmin ) ∗

RH max RH min + e 0 (Tmax ) ∗ 100 100 2

(20)

= průměrný denní aktuální tlak vodní páry [kPa], = tlak nasycené vodní páry pro denní minimální teplotu vzduchu = tlak nasycené vodní páry pro denní maximální teplotu vzduchu = denní maximum relativní vlhkosti vzduchu [%], = denní minimum relativní vlhkosti vzduchu [%].

Výpočet e0(Tmin) a e0(Tmax) proběhne podle vztahu (18). Při aplikaci rovnice (20) v našich podmínkách nastávají jisté problémy. Budeme-li zpracovávat dlouhodobé řady referenční evapotranspirace travního porostu, v denním kroku, nebudeme mít k dispozici extrémní údaje o relativní vlhkosti vzduchu v intervalu jednotlivých dní. Přesný postup podle metodiky FAO bychom tedy mohli zachovat pouze v případě, že bychom zpracování prováděli pouze za období automatických měření v síti klimatologických stanic ČHMÚ, tj. přibližně za období od druhé poloviny 90. let minulého století, kdy u vybraných stanic máme k dispozici řady 15ti minutových dat, z nichž lze již vybrat maximální a minimální hodnotu relativní vlhkosti vzduchu. Metodika FAO však nabízí i náhradní řešení pro případy absence vlhkostních extrémů vzduchu. Doporučuje se následující vztah: ea =

RH mean e 0 (Tmax ) + e 0 (Tmin ) ∗ 100 2

(21)

kde RHmean je podle metodiky FAO průměrná relativní vlhkost vzduchu, definovaná jako průměr mezi RHmax a RHmin. Zde je v metodice nesrovnalost, neboť extrémy relativní vlhkosti vzduchu nám nejsou známy. Tento problém lze v praxi alespoň přibližně řešit tím, že do rovnice (21) dosadíme průměrnou denní relativní vlhkost, vypočítanou obvyklým způsobem. Rovnice (21) je méně průkazná než rovnice (20).

B3.

Průměrný denní sytostní doplněk určíme jako rozdíl průměrného denního tlaku nasycené vodní páry a průměrného denního aktuálního tlaku vodní páry, tj. es - ea. Výsledek bude v kPa.

3.3. Pomocné výpočty, využité k řešení radiačních členů C1. Určení juliánského dne v roce:

32

M   JD = int  275 ∗ − 30 + D  + const 9  

(22)

kde: JD

= juliánský den, tj. pořadové číslo dne v nepřestupném nebo přestupném roce [-], M = pořadové číslo měsíce v roce [-], D = pořadové číslo dne v měsíci [-], const = konstanta, jejíž hodnota přímo závisí na měsíci a celkovém počtu dní v roce: - pro leden a únor nepřestupného a přestupného roku platí: const = 0, - pro březen až prosinec nepřestupného roku platí: const = -2, - pro březen až prosinec přestupného roku platí: const = -1.

C2. Převod zeměpisné šířky ze stupňů a minut na stupně a desetiny stupně: SSo MM´ = SSo +

MM´ 60

(23)

kde: SS° = stupně zeměpisné šířky [-], MM´ = minuty zeměpisné šířky [-]. Převedený údaj je pro severní polokouli kladný, pro jižní záporný. C3. Převod zeměpisné šířky ze stupňů a desetin stupňů na radiány:

[rad] =

ð ∗ [stupně, desetiny] 180

(24)

3.4. Jednotlivé složky radiace D1. Extraterestrická radiace na horní hranici atmosféry: Globální (extraterestrická) radiace představuje záření, dopadající na jednotku horizontální plochy na vnější hranici atmosféry. Pro místa s obdobnou zeměpisnou šířkou je přibližně stejné, mění se pouze v průběhu roku. Nad zemskou atmosférou neexistuje vliv oblačnosti, zákalu ani znečištění ovzduší, a proto dávka sluneční energie je zde v libovolném časovém okamžiku nejvyšší. Vedle solární konstanty se musí brát v úvahu též úhel dopadu slunečních paprsků v daném místě na horní hranici atmosféry. Výpočet se provede podle vzorce: Ra = kde: Ra Gsc dr

24 ∗ 60 ∗ G sc ∗ d r ∗ (ù s ∗ sinϕ ∗ sinä + cosϕ ∗ cosä ∗ sinù s ) (25) ð

= extraterestrická radiace na horní hranici atmosféry [MJ.m-2.den-1], = solární konstanta [MJ.m-2.min-1], Gsc = 0,0820 MJ.m-2.min-1, = inverzní relativní vzdálenost Země-Slunce [-]: 33

 2∗ð  d r = 1 + 0,033 ∗ cos ∗ JD   365  ωs

(26)

= hodinový úhel východu Slunce [rad]: ù s = arccos(− tanϕ ∗ tanä)

(27)

nebo (za předpokladu absence funkce arccos) ùs = kde:

ð  − tanϕ ∗ tanä  − arctan  2 X 0,5   X = 1 − (tanϕ ) ∗ (tanä) 2

φ δ

2

(28)

(X = 0,00001, jestliže X≤0) (29)

= zeměpisná šířka [rad] vyjádřená podle rovnice (24), = solární deklinace [rad]:  2∗ð  ä = 0,409 ∗ sin  ∗ JD − 1,39   365 

(30)

D2. Maximální trvání slunečního svitu: N= kde: ωs

24 ∗ùs ð

(31)

= hodinový úhel východu Slunce [rad], viz vztah (27),

Poměr měřeného slunečního svitu k maximálně možnému je relativní sluneční svit. Tato charakteristika vstupuje do dalších výpočtů. D3. Solární krátkovlnná radiace: n  R s = R a ∗  a s + bs ∗  N  kde: Rs

(32)

= solární krátkovlnná radiace nad povrchem, opravená o vliv oblačnosti [MJ.m-2.den-1], Ra = extraterestrická radiace na horní hranici atmosféry [MJ.m-2.den-1], as, bs = Angstrőmovy koeficienty [-]. Jejich hodnoty se liší v závislosti na zeměpisné šířce a podle ročních období. Pokud pro dané výpočetní místo (stanici) nejsou tyto koeficienty nakalibrovány, což při komplexním zpracování bývá v naprosté většině případů, metodika FAO používá hodnoty as = 0,25 a bs = 0,50.

34

n N

= měřený sluneční svit [hod], = maximální trvání slunečního svitu [hod], viz vztah (27).

Angstrőmův vzorec (32) se používá ze předpokladu, že nejsou k dispozici měření globální radiace. Pro případy, kdy nejsou k dispozici kalibrované Angstrőmovy koeficienty, metodika FAO dále doporučuje zavést opravu v podobě výrazu Rs/Rso (tzv. relativní krátkovlnná radiace), kde

(

R so = R a ∗ 0,75 + 2 ∗ 10 −5 ∗ z kde: Rso Ra z

)

(33)

= solární krátkovlnná radiace za předpokladu bezoblačné oblohy [MJ.m-2.den-1], = extraterestrická radiace na horní hranici atmosféry [MJ.m-2.den-1], = nadmořská výška výpočetního místa (stanice) [m n. m.].

D4. Radiační bilance krátkovlnného záření: R ns = (1 − á) ∗ R s kde: Rns α Rs

(34)

= radiační bilance krátkovlnného záření [MJ.m-2.den-1], = albedo (odrazivost) povrchu, metodika FAO pro travní porost používá α = 0,23 [-], = krátkovlnná radiace nad povrchem [MJ.m-2.den-1],

D5. Radiační bilance dlouhovlnného záření:  (Tmax + 273,16 )4 + (Tmin + 273,16 )4    Rs R nl = ó ∗  − 0,35   ∗ 0,34 − 0,14 ∗ e a ∗ 1,35 ∗ 2 R so    

(

)

(35) radiační bilance dlouhovlnného záření [MJ.m-2.den-1], Stefan-Boltzmannova konstanta [4,903.10-9 MJ.K-4.m-2.den-1], denní maximální teplota vzduchu [°C], denní minimální teplota vzduchu [°C], průměrný denní aktuální tlak vodní páry [kPa], relativní krátkovlnná radiace (podmínka: Rs / Rso ≤ 1) [-], solární krátkovlnná radiace [MJ.m-2.den-1], viz vztah (32). solární krátkovlnná radiace za předpokladu bezoblačné oblohy, kdy platí n = N, = měřený sluneční svit [hod],

kde: Rnl = σ = Tmax = Tmin = ea = Rs/Rso= Rs = Rso = n

D6. Celková radiační bilance: R n = R ns − R nl

(36)

35

kde: Rn Rns Rnl

= celková radiační bilance [MJ.m-2.den-1], = radiační bilance krátkovlnného záření [MJ.m-2.den-1], viz vztah (34), = radiační bilance dlouhovlnného záření [MJ.m-2.den-1], viz vztah (35).

Poznámka k toku tepla v půdě (G): Metodika FAO pro denní periodu výpočtu nepředpokládá s tokem tepla v půdě, G ≈ 0. Určením radiační bilance máme k dispozici všechny dílčí rovnice pro výpočet referenční evapotranspirace hypotetického povrchu podle metodiky FAO PenmanMonteith.

4.

Závěr

Příspěvek kompletně analyzuje algoritmus výpočtu referenční evapotranspirace hypotetického povrchu doporučenou metodikou FAO Penman-Monteith za předpokladu výpočtů v denním kroku. Poukazuje na některé zvláštnosti, které jsou důvodem drobné modifikace této metody při jejím využití v našich podmínkách. Vedle popisu jednotlivých výpočetních postupů uvádí též způsob odvození základního vzorce této metody hodnocení evapotranspirace travního porostu ze standardního vztahu potenciální evapotranspirace metodou Penman-Monteith. Referenční evapotranspirace hypotetického povrchu je jedním ze způsobů hodnocení výparu jako základního bilančního prvku v krajině. Poděkování: Předkládaný příspěvek vznikl s využitím výsledků, získaných pomocí projektu NAZV QF3100 „Posouzení nárůstu klimatického sucha v zemědělství a zmírňování jeho důsledků závlahami“. 5.

Literatura

1.

Allen R.G., Jensen M.E., Wright J.L., Burman R.D.: Operational estimates of evapotranspiration. Agronomy Journal, 81(4), pp. 650-662, 1989.

2.

Allen R.G., Pereira L.S., Raes D., Smith M.: Crop evapotranspiration. Guidelines for computing crop water requirements. Food and Agriculture Organization, FAO Irrigation and Drainage Papers No. 56, pp. 301, Rome 1998.

3.

Allen R.G., Pruitt W.O.: FAO-24 reference evapotransipration coefficients. Journal Irrig. And Drainage Engineering, ASCE 117(5), pp. 758-773, 1991.

4.

Allen R.G., Smith M., Perrier A., Pereira L.S.: An update for the definition of reference evapotranspiration. ICID Bulletin, 43(2), pp. 1-34, 1994a.

5.

Allen R.G., Smith M., Pereira L.S., Perrier A.: An update for the calculation of reference evapotranspiration. ICID Bulletin, 43(2), pp. 35-92, 1994b.

6.

Bos M.G., Vos J., Feddes R.A.: CRIWAR 2.0. A simulation model on Crop Irrigation Water Requirements. ILRI publication 46, pp. 117, Wageningen 1996.

36

7.

Brutsaert W.: Evaporation into the Atmosphere. D.Reidel Publishing Co., pp. 299, Dordrecht 1982.

8.

Burman R., Pochop L.O.: Evaporation, Evapotranspiration and Climatic Data. Elsevier Science B.V., pp. 275, Amsterodam 1994.

9.

Cain J.D.: Modelling evaporation from plant canopies. Institute of Hydrology Wallingford, Report No. 132, pp. 42, Wallingford 1998.

10. Doorenbos J., Pruitt W.O.: Guidelines for Predicing Crop Water Reqiurements. FAO Irrigation and Drainage Paper 24, 2nd ed. FAO, pp. 156, Rome 1977. 11. Feddes R.A., Lenselink K.J.: Evapotranspiration. In: Drainage Principles and Applications, H.P. Ritzema (ed.), ILRI, pp. 1125, Wageningen 1994. 12. Gardner C.M.K. (ed.): The MORECS Discussion Meeting, April 1981. Institute of Hydrology, Report No. 78, pp. 57, Wallingford 1981. 13. Gardner C.M.K., Field M.: An evaluation of the succes of MORECS, a meteorological model, in estimating soil moisture deficits. Agricultural Meteorology, 29, pp. 269284, Elsevier, Amsterodam 1983. 14. Hough M.N., Jones R.J.A.: The United Kingdom Meteorological Office rainfall and evaporation calculation systém: MORECS version 2.0 – an overview. Hydrology and Earth Systém Sciences, 1(2), pp. 227-239, 1997. 15. Hough M., Palmer S., Weir A., Lee M., Barrie I.: The Meteorological Office Rainfall and Evaporation Calculation Ssystém MORECS version 2.0 (1995). An update to Hydrological Memorandum No. 45, pp. 80, Meteorological Office, Bracknell, Meteorological Office, Wolverhampton, 1997. 16. Jensen M.E., Burman R.D., Allen R.G. (eds.): Evapotranspiration and Irrigation Water Requirements. ASCE Manuals and Reports on Engineering Practices No. 70, ASCE, pp. 360, New York 1990. 17. Monteith J.L., Unsworth M.H.: Principles of Environmental Physics, Edward Arnold, 2nd ed., pp. 291, London 1990. 18. Novák V.: Vyparovanie vody v prírode a metódy jeho určovania. SAV, Bratislava 1995, 260 str. 19. Penman H.L.: Natural evaporation from open water, bare soil and grass. Proc. R. Soc. A, 193, pp. 120-145, 1948. 20. Smith M., Allen R.G., Monteith J.L., Perrier A., Pereira L.S., Segeren A.: Report of the Expert Consultation on Revision of FAO Methodologies for Crop Water Requirements. Food and Agriculture Organization, FAO Report, pp. 60, Rome 1992. 21. Thompson N., Barrie I.A., Ayles M.: The Meteorological Office Rainfall and Evaporation Calculation System: MORECS (July 1981). Met 08 (Hydrometeorological Services, Hydrological Memorandum No. 45, pp. 72, Bracknell 1981. 22. Verhoef A., Feddes R.A.: Preliminary Review of Revised FAO Radiation and Temperature Methods. Food and Agricultural Organization, Land and Water Development Division, pp. 116, Rome 1991.

37

38

VZŤAH MEDZI POTENCIÁLNOU A REFERENČNOU EVAPOTRANSPIRÁCIOU František Matejka, Taťjana Hurtalová

Summary The contribution aims to analyze relationships between the potential and reference evapotranspiration rates taking into account distinctions in their concepts. A close linear relationship was found between the reference and potential evapotranspiration calculated by Penman. The conditions are specified in which the daily totals of reference evapotranspiration can exceed corresponding values of the potential evapotranspiration. Using a mathematical model of the water exchange between plant stands and the atmosphere, the reference crop is better characterized and influence of its characteristics on evapotranspiration is quantitatively expressed. In conclusions, the different interpretations of the potential and reference evapotranspiration results are discussed from the point of view of possible applications in irrigation scheduling. Key words: evaporative surface, vegetation, microclimate, reference crop, stomatal resistance.

Úvod Sumárny výpar vody z listov rastlín a z povrchu pôdy pod nimi, nazývaný evapotranspirácia, má veľký význam pre rozvoj poznania vo viacerých vedných disciplínách, akými sú napr. hydrológia, ekológia, meteorológia ale tiež z hľadiska praktického využitia pri riadení závlah alebo v oblasti ochrany a tvorby životného prostredia. Okrem aktuálnej evapotranspirácie, alebo niekedy súčasne s ňou, sa však často používajú aj pojmy potenciálnej evapotranspirácie a referenčnej evapotranspirácie. Spoločným motívom pre vznik koncepcie potenciálnej evapotranspirácie alebo referenčnej evapotranspirácie, bola požiadavka vylúčiť vplyv zmien charakteristík porastu na intenzitu evapotranspirácie. Definícia potenciálnej evapotranspirácie bola formulovaná tak, aby umožnila stanoviť intenzitu evapotranspirácie hypotetického porastu s bližšie neurčenými, ale stálymi, biometrickými a aerodynamickými charakteristikami (Irmak a Haman, 2003), čo umožnilo použiť výsledky stanovenia potenciálnej evapotranspirácie na kvantifikáciu evaporačných požiadaviek ovzdušia. Naproti tomu, v koncepcii referenčnej evapotranspirácie, vhodnejšej pre aplikácie v oblasti riadenia závlah, je porast špecifikovaný parametrami rozhrania medzi

vyparujúcim povrchom a atmosférou (Allen a kol., 1998). Hodnoty potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie sa niekedy pokladajú za rovnocenné charakteristiky evaporačných požiadaviek atmosféry (Jensen a kol., 1990). V skutočnosti však môžu byť, v závislosti od metodiky stanovenia týchto veličín a merania vstupných dát, medzi ich korešpondujúcimi hodnotami značné rozdiely. Cieľom predloženého príspevku je analyzovať tieto rozdiely, identifikovať ich príčiny a posúdiť možnosti interpretácie a aplikácie výsledkov stanovenia potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie. Potenciálna evapotranspirácia Pojem potenciálnej evapotranspirácie použili pravdepodobne ako prví Penman (1948) pri analýze výparu z pôdy nasýtenej vodou a Thornthwaite (1948) v súvise s problematikou klimatickej rajonizácie. V tejto koncepcii sa pod potenciálnou evapotranspiráciou rozumie "the evapotranspiration rate of a short green crop, completely shading the ground, of uniform height and never short of water" (Penman, 1948). V priebehu času sa ukázalo, že táto definícia nie je celkom jednoznačná a môže viesť k rôznym nedorozumeniam. Problémy spô-

39

sobuje v prvom rade to, že vyparujúci povrch nie je dosť presne špecifikovaný. Viacerí autori vzťahujú túto definíciu k pravidelne kosenému nízkemu trávnemu porastu, ktorý je štandardným povrchom pre sieť klimatologických staníc. Z tohto predpokladu vychádzal už Penman (1948), ktorý vo svojom vzťahu, navrhnutom pre výpočet potenciálnej evapotranspirácie, stanovil funkciu, popisujúcu závislosť intenzity výparu od rýchlosti prúdenia vzduchu pre hustý, kosený trávny porast. Takto stanovené denné sumy potenciálnej evapotranspirácie sú vo veľmi dobrej zhode so zodpovedajúcimi výsledkami meraní evapotranspirácie zo zavlažovaného hustého, krátko strihaného trávnika. Existuje však viacero druhov porastov, ktoré možno charakterizovať ako „short green crop“. Pritom sa denné sumy evapotranspirácie týchto porastov môžu navzájom líšiť o 10 až 30 percent (Irmak a Haman, 2003). Ďalším faktorom, ktorý môže spôsobovať rozdiely v hodnotách potenciálnej evapotranspirácie je výber metodiky jej stanovenia. Keďže Penman-Monteithova metóda (Monteith, 1965) je pomerne náročná z hľadiska získavania potrebných vstupných dát, je celkom pochopiteľná snaha zjednodušiť si situáciu pomocou empirických vzťahov, pre ktoré stačí mať k dispozícii výsledky meraní len jedeného alebo dvoch základných meteorologických prvkov. Typickým príkladom takéhoto prístupu môže byť výpočet potenciálnej evapotranspirácie metódami, ktoré navrhli Thornthweit (1948), Blaney a Criddle (1950), Budyko (1956), Jensen a Haise (1963), Hargreaves (1974), Jensen a kol. (1990). Vzhľadom na to, že žiadna z týchto metód neberie do úvahy celý komplex meteorologických faktorov, ktoré ovplyvňujú potenciálnu evapotranspiráciu, výsledky získané týmito metódami sa môžu navzájom značne líšiť (McKenney a Rosenberg, 1993). Nemožno však vylúčiť ani rozdiely vo výsledkoch stanovenia potenciálnej evapotranspirácie spôsobené nie celkom presným definovaním podmienok, za ktorých majú byť získané vstupné údaje pre výpočet potenciálnej evapotranspirácie. Podstata problému spočíva v tom, že často potrebujeme stanoviť potenciálnu evapotranspiráciu za dlhší časový interval, prípadne aj počas celého roku, a to nielen v obdobiach, kedy je porast

40

dostatočne zásobený pôdnou vodou, ale často aj v podmienkach pôdneho sucha. Pritom je známe, že hodnoty teploty vzduchu a sýtostného doplnku nad porastom trpiacim vodným stresom sú obvykle nezanedbateľne vyššie v porovnaní so situáciou nad zavlaženým porastom (Havlík a Možný, 1990). Keďže výsledky stanovenie potenciálnej evapotranspirácie významným spôsobom určuje teplota a vlhkosť vzduchu nad vyparujúcim povrchom, získavame v takýchto prípadoch hodnoty potenciálnej evapotranspirácie, ktoré v zmysle svojej definície vlastne ani za potenciálnu evapotranspiráciu nemôžu byť pokladané. V súvise s definíciou a interpretáciou pojmu potenciálnej evapotranspirácie zostáva teda dosť nejasností a otvorených otázok. Toto bolo tiež jedným z dôvodov, prečo sa začiatkom sedemdesiatych rokov minulého storočia objavili pokusy hľadať k pojmu „potenciálna evapotranspirácia“ vhodnejšiu a jednoznačne definovanú alternatívu. Jedným z výsledkov takýchto snáh je koncepcia referenčnej evapotranspirácie. Referenčná evapotranspirácia Potenciálna evapotranspirácia, slúžiaca ako štandardná charakteristika evaporačných požiadaviek ovzdušia, často používaná v klimatológii, nie je dosť dobre prakticky aplikovateľná pri optimalizácii vodného režimu porastov poľných plodín, pretože sa podľa svojej definície nevzťahuje k presne špecifikovanému porastu. Preto sa už od polovice minulého storočia hľadala k potenciálnej evapotranspirácii vhodná alternatíva pre vyjadrenie evapotranspirácie konkrétneho referenčného porastu, dostatočne zásobeného pôdnou vodou, takže intenzita jeho evapotranspirácie nie je limitovaná obsahom vody v pôde. V tejto súvislosti sa koncepcia referenčnej evapotranspirácie po prvý raz objavila v polovici sedemdesiatych rokov minulého storočia (Doorenbos a Pruitt, 1975). Tento pojem bol neskôr oficiálne znovu zadefinovaný panelom expertov FAO a za referenčnú evapotranspiráciu sa odvtedy všeobecne pokladá „the rate of evapotranspiration from a hypothetical reference crop with an assumed crop height of 0.12 m., a fixed surface resistance of 70 s/m and an albedo equal to 0.23, closely resembling an extensive surface of green

grass” (Smith a kol., 1991). V nadväznosti na tento dokument bola neskôr pre stanovenie takto definovanej referenčnej evapotranspirácie odporúčaná PenmanMonteithova metóda (Monteith, J.L., 1965), úspešne adaptovaná k definovanému referenčnému povrchu (Allen a kol., 1998). Posledne menovaná publikácia obsahuje aj presné požiadavky kladené na postup pri získavaní experimentálnych dát a návrh metodiky pre posúdenie ich homogenity a doplnenie prípadných chýbajúcich údajov. Pri takto jednoznačne definovanej referenčnej evapotranspirácii jej hodnoty nezávisia od vlastností pôdy, druhu porastu ani jeho vývojového štádia a sú určované výlučne meteorologickými faktormi. Referenčná evapotranspirácia teda charakterizuje evaporačné požiadavky ovzdušia v uvažovanom období pre danú lokalitu a súčasne môže slúžiť ako základ pre stanovenie konkrétnych hodnôt aktuálnej evapotranspirácie rôznych porastov pomocou plodinových koeficientov. Rozdiely medzi hodnotami potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie Z hľadiska porovnania hodnôt potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie je v prvom rade dôležitý fakt, že pre stanovenie referenčnej evapotranspirácie je všeobecne akceptovaná jednotná metodika (Allen a kol., 1998). Naproti tomu, pre výpočet potenciálnej evapotranspirácie sa používa celý rad metód, ktoré sa líšia vo východiskových predpokladoch, vo vstupných údajoch i v časovom kroku. Následkom toho sa výrazne líšia aj samotné hodnoty potenciálnej evapotranspirácie stanovené rôznymi metódami. McKenney a Rosenberg (1993) zistili, že v ročných sumách potenciálnej evapotranspirácie môžu, v závislosti od použitej metódy, v niektorých prípadoch vzniknúť rozdiely presahujúce 100 % (obr. 1). Už len z tohto dôvodu je vzájomné porovnanie potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie principiálne nemožné. I v prípade výpočtu potenciálnej evapotranspirácie Penmanovou metódou, z ktorej vychádza aj stanovenie referenčnej evapotranspirácie, môže byť variabilita získaných výsledkov značne veľká. V literatúre totiž existujú rôzne vyjadrenia funkčnej závislosti Penmanovej potenciálnej evapotranspirácie od

rýchlosti vetra. Napriek tomu sa však dá odôvodnene predpokladať, že denné sumy referenčnej evapotranspirácie budú blízke k zodpovedajúcim denným sumám potenciálnej evapotranspirácie stanovenej Penmanovou metódou, keďže z tohto postupu vychádza aj štandardná metodika stanovenia referenčnej evapotranspirácie. Platnosť tohto predpokladu bola overená pomocou experimentálnych podkladov pozostávajúcich z výsledkov meraní radiačnej bilancie, rýchlosti vetra, teploty a vlhkosti vzduchu získaných v roku 2002 na Meteorologickom observatóriu Geofyzikálneho ústavu SAV v Mlyňanoch (φ = 48o 19’, λ =18o 22’, 198 m n. m.). V zvolenom období bola stanovená referenčná evapotranspirácia použitím štandardnej metodiky FAO (Allen a kol., 1998). V súlade s touto metodikou boli denné sumy referenčnej evapotranspirácie počítané podľa vzťahu

ET 0 =

900 u (ea − es ) T + 273 ∆ + γ (1 + 0.34 u )

0.408 ∆ Rn + γ

(1) kde ET0 znamená dennú sumu referenčnej evapotranspirácie [mm/d], ∆ označuje deriváciu tlaku nasýtenej vodnej pary podľa teploty [kPa/0C], Rn je radiačná bilancia [MJ/m2d], γ je termodynamická psychrometrická konštanta [kPa/0C], u je rýchlosť vetra vo výške 2 metre nad vyparujúcim povrchom [m/s] a symboly ea, es značia tlak vodnej pary, resp., tlak nasýtenej vodnej pary [kPa] v tej istej výškovej hladine. Potenciálna evapotranspirácia bola počítaná podľa Penmana (1948) s pôvodným vyjadrením závislosti evapotranspirácie od rýchlosti vetra

ET 0 = 0.408

∆ Rn + 6.43γ f (u )(ea − es ) ∆+γ (2)

kde f (u ) = 1 + 0.537u . Význam jednotlivých symbolov je rovnaký ako vo vzťahu (1). Zo získaných výsledkov vyplynulo, že pri použitej metodike výpočtov, denné sumy potenciálnej evapotranspirácie systematicky prevyšujú referenčnú evapotranspiráciu.

41

Pritom medzi obidvomi porovnávanými veličinami existuje tesný štatistický vzťah, ktorý možno vyjadriť lineárnou závislosťou (obr. 2). V dôsledku toho sa denná suma referenčnej evapotranspirácie rovná v priemere 84,2 % z dennej sumy zodpovedajúcej potenciálnej evapotranspirácie. Rozdiely medzi mesačnými sumami potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie sa počas roku pohybujú v rozmedzí od 0,4 mm/deň do 0,93 mm/deň, pričom najväčšie hodnoty týchto rozdielov sa vyskytli na jar a začiatkom leta a najmenšie boli v zimnom období (obr. 3). Na tomto mieste môže vzniknúť otázka, či je možné, aby denná suma referenčnej evapotranspirácie prekročila zodpovedajúcu hodnotu potenciálnej evapotranspirácie. Podrobná analýza vzťahov (1) a (2) vedie k záveru, podľa ktorého takáto situácia môže vzniknúť len za predpokladu, že by sa pri

nízkej radiačnej bilancii vyskytli vysoké hodnoty teploty vzduchu a sýtostného doplnku. Napríklad, pri dennej sume radiačnej bilancie 1 MJ/m2 za deň, by musela priemerná denná teplota vzduchu prekročiť 20 0C a sýtostný doplnok by musel dosiahnuť aspoň 1 kPa. V našich klimatických podmienkach je však takáto kombinácia meteorologických prvkov prakticky nemožná. Je teda takmer vylúčené, aby pri použitej metóde výpočtov, referenčná evapotranspirácia prekročila potenciálnu evapotranspiráciu. Treba však súčasne zdôrazniť, že pokiaľ by sme zvolili pre výpočet potenciálnej evapotranspirácie inú metódu, veľmi pravdepodobne by jej denné sumy nedosiahli úroveň denných súm referenčnej evapotranspirácie, keďže Penmanov vzťah vedie v porovnaní s inými metódami k vyšším výsledkom (McKenney a Rosenberg, 1993).

2000

Thornthwaite

1500 ET0 [mm/rok]

Blaney - Criddle Hargreaves Samani-Hargreaves

1000

Jenson-Haise Priestley-Taylor Penman

500

Penman-Monteith

0 Lethbridge

Obr. 1.

42

Mandan

Sandhills

Porovnanie ročných súm potenciálnej evapotranspirácie stanovenej rôznymi metódami pre tri lokality v USA (podľa McKenney a Rosengerg, 1993).

8 7

Mlyňany 2002

FAO 56 [mm/d]

6 5 4 3 y = 0.865x - 0.045

2

2

R = 0.998

1 0 0

1

2

3

4

5

6

7

8

Penman [mm/d] Obr. 2.

Vzťah medzi dennými sumami potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie súčasne stanovenými Penmanovou metódou a metodikou podľa FAO na Meteorologickom observatóriu GFÚ SAV v Mlyňanoch počas roku 2002.

200

Penman FAO 56

Mlyňany 2002

ET0 [mm/mesiac]

150

100

50

0 I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Obr. 3. Porovnanie mesačných súm potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie súčasne stanovených Penmanovou metódou a metodikou podľa FAO na Meteorologickom observatóriu GFÚ SAV v Mlyňanoch počas roku 2002. potom môžu stanoviť ako súčet hodinových Na tomto mieste sa tiež žiada pripomenúť, súm. V takomto prípade však nemožno že zatiaľ čo vzorec (2) platí len na úrovni počítať s konštantnou hodnotou rezistencie denných súm, vzťah (1) možno po príslušnej porastu, ktorá je definične fixovaná na úprave použiť aj s hodinovým krokom hodnote 70 s/m, ale treba pri výpočtoch a denné sumy referenčnej evapotranspirácie sa

43

rešpektovať denný chod tejto veličiny (Lecina a kol., 2003). V tom prípade je však nevyhnutné doplniť štandardnú metodiku FAO algoritmami niektorého z dostupných matematických modelov, umožňujúcich simulovať dennú dynamiku hodnôt prieduchovej rezistencie porastu, resp., rezistencie vyparujúceho povrchu ako celku, čo kladie vyššie nároky na vstupné údaje. Záver a diskusia Zistený tesný lineárny vzťah medzi dennými sumami potenciálnej a referenčnej evapotranspirácie znamená na jednej strane isté zjednodušenie, pretože umožňuje jednoduchý a pomerne presný vzájomný prepočet potenciálnej evapotranspirácie na referenčnú alebo naopak. Súčasne však celkom prirodzene vzniká otázka, či nie je existencia oboch týchto pojmov duplicitou, a ak áno, ktorý z nich stráca svoj význam ako charakteristika vysušovacej schopnosti atmosféry, resp., ako referenčná hodnota, umožňujúca stanoviť potenciálne a následne aj aktuálne požiadavky rastlín na ich zásobenie pôdnou vodou. Doteraz publikované poznatky svedčia tom, že koncepcia potenciálnej evapotranspirácie bola často úspešne využitá v súvise s klimatologickou rajonizáciou a pri klimatologickej charakteristike jednotlivých regiónov a lokalít. Napriek tomu však doteraz nie je celkom jasné ako možno v súlade s definíciou potenciálnej evapotranspirácie správne interpretovať jej hodnoty v zimnom období pri absencii vegetácie. Značným problémom je aj skutočnosť, že pre stanovenie potenciálnej evapotranspirácie sa používajú rôzne metódy, vychádzajúce z rozdielnych predpokladov a používajúce rozdielny stupeň zjednodušenia a empírie, takže ich výsledky sú často principiálne neporovnateľné. Potenciálna evapotranspirácia sa však ukázala ako nie celkom vyhovujúca z hľadiska jej využitia pri optimalizácii vodného režimu rastlinných porastov, hlavne preto, že v jej definícii nie je dosť presne špecifikovaný vyparujúci povrch. To bolo snáď hlavným dôvodom pre vznik koncepcie referenčnej evapotranspirácie s jednoznačne definovaným referenčným porastom. Ďalšou výhodou koncepcie referenčnej evapotranspirácie je takmer všeobecne akceptovaná jednotná metodika jej stanovenia.

44

Ukazuje sa však, že ani toto nie je ideálnym riešením. Pre praktické využitie v oblasti riadenia závlah predstavuje totiž isté obmedzenie tá skutočnosť, že definícia referenčnej evapotranspirácie sa týka výlučne hustého, zapojeného porastu v pokročilom štádiu svojho vývoja. Takýto referenčný porast má zrejme oveľa vyššie požiadavky na pôdnu vodu než rovnaký druh porastu, ktorý je však riedky a nedostatočne vyvinutý. Prepočet referenčnej evapotranspirácie na aktuálnu evapotranspiráciu konkrétneho porastu je v metodike FAO (Allen a kol., 1998) riešený na úrovni sezónnych chodov pomocou plodinových koeficientov. V mnohých prípadoch sú však z hľadiska vodného režimu rastlinných porastov rozhodujúce jednotlivé dni, alebo situácia v poludňajších hodinách dní s extrémnymi evaporačnými požiadavkami ovzdušia. Túto skutočnosť možno ilustrovať na konkrétnom príklade stanovenia denných chodov evapotranspirácie trávy v porovnaní s ďalšími tromi porastami počas vybraného jasného letného dňa. Všetky sledované porasty rástli v jednej lokalite v rovnakých pôdnych podmienkach a v priebehu vybraného dňa boli dostatočne zásobené pôdnou vodou. Pre analýzu dennej dynamiky evapotranspirácie bol v tomto prípade využitý experimentálne verifikovaný matematický model interakčných vzťahov v systéme pôda-porastamosféra (Matejka, 1977). Výsledky modelových simulácií poukazujú na značné rozdiely v intenzite evapotranspirácie jednotlivých porastov vyskytujúcich sa hlavne v poludňajších hodinách jasných letných dní (obr. 4). Aktuálna koncepcia referenčnej evapotranspirácie teda nedostatočne zohľadňuje vplyv biometrických charakteristík porastu, akými sú napríklad index listovej pokryvnosti, alebo stupeň rozvoja koreňového systému. V súčasnej dobe existuje celý rad experimentálne verifikovaných matematických modelov výmeny tepla a vodnej pary medzi rastlinným porastom a okolitým ovzduším, ktorých výsledky jednoznačne dokazujú nezanedbateľný vplyv biometrických charakteristík porastu na intenzitu evapotranspirácie a môžu byť využité ma simuláciu evapotranspirácie konkrétnych porastov v daných pôdnych a meteorologických podmienkach. V tejto súvislosti sa v posledných dvoch desaťročiach často kládol dôraz na mo-

ani podmienky získavania experimentálnych podkladov. Okrem toho, nie je vypracovaná jednotná metodika stanovenia tejto veličiny, čo vedie k značným rozdielom v stanovených hodnotách potenciálnej evapotranspirácie a spôsobuje nedorozumenia pri ich interpretácii. Tieto problémy sa nevyskytujú pri používaní koncepcie referenčnej evapotranspirácie, ktorá je definovaná jednoznačne a všeobecne akceptovaná metodika jej stanovenia je rozpracovaná do najmenších detailov. Je teda celkom opodstatnené, preferovať referenčnú evapotranspiráciu ako štandard pre posudzovanie evaporačných požiadaviek ovzdušia ako aj pri hodnotení vlahovej potreby porastov poľných plodín.

delovú simuláciu evapotranspirácie porastu s presne špecifikovanými biometrickými charakteristikami za predpokladu, že je porast dostatočne zásobený pôdnou vodou a obsah vody v pôde teda nie je limitujúcim faktorom pre intenzitu evapotranspirácie. Pre takto chápanú evapotranspiráciu porastu sa v anglicky písanej literatúre zaužívalo označenie „drought-free evapotranspiration“. Takáto koncepcia evapotranspirácie sa v posledných rokoch často využíva pri stanovení požiadaviek rastlín na zásobenie pôdnou vodou pre daný porast rastúci v konkrétnych environmentálnych podmienkach. Záverom možno konštatovať, že definícia pojmu potenciálnej evapotranspirácie nešpecifikuje dosť presne vyparujúci povrch,

0.8 Tráva Raž Ozimná pšenica Jarný jačmeň

ET [mm/h]

0.6

0.4

0.2

0.0 0

3

6

9

12

15

18

21

24

SEČ [h] Obr. 4.

Denná dynamika evapotranspirácie štyroch porastov, rastúcich v jednej lokalite počas jasného letného dňa.

Poďakovanie. Autori ďakujú Grantovej agentúre VEGA (projekt č. 2/5006/25) za finančnú podporu pri riešení uvedeného projektu. Použitá literatúra: [1]

ALLEN, R.G., PEREIRA, L.S. RAES, D., SMITH, M., 1998. Crop evapotranspiration: guidelines for computing crop water requirements. United Nations Food and Agriculture Organization, Irrigation and Drainage Paper 56, Rome, Italy, 300 p.

45

[2] [3] [4] [5] [6] [7] [8] [9] [10] [11]

[12] [13] [14] [15] [16]

46

BUDYKO, M.I., 1956: Teplovoj balans zemnoj poverchnosti. Leningrad, Gidrometeoizdat, 255 s. BLANEY, H.F. AND CRIDDLE, W.D., 1950. Determining water requirements in irrigated areas from climatological and irrigation data. USDA Soil Conservation Service Tech. Paper No. 96, 48 p. DOORENBOS, J. AND PRUITT, W.O. 1975. Guidelines for predicting crop water requirements, Irrigation and Drainage Paper 24, Food and Agriculture Organization of the United Nations, Rome, 179 p. HARGREAVES, G.H., 1974. Estimation of potential and crop evaporation. Trans. ASAE, 17, 701-704. HAVLÍK, V., MOŽNÝ, M., 1990: Vliv kapkové závlahy na teplotní režim v porostu kukuřice. Met. zprávy, 43, 42-47. IRMAK, S., HAMAN, D.Z., 2003: Evapotranspiration: Potential or Reference? ABE 343, Inst. of Food and Agric. Sci., University of Florida., http://edis.ifas.ufl.edu. JENSEN, M.E. AND HAISE, H.R., 1963. Estimating evapotranspiration from solar radiation. J. Irrig. Drainage Div. ASCE, 89,15-41. JENSEN, M.E., BURMAN, R.D. AND ALLEN, R.G. (Editors), 1990. Evapotranspiration and Irrigation Water Requirements. Manual and Reports on Engineering Practice No. 70, Am. Soc. Civil Eng., New York, 360 p. McKENNEY, M, S., ROSENBERG, N.J., 1993: Sensitivity of some potential evapotranspiration estimation methods to climate change. Agric. and Forest Meteorol., 64, 81-110. LECINA S., MARTÍNEZ-COB, A., PÉREZ, P.J., VILLALOBOS, F.J., BASELGA, J.J., 2003: Fixed versus variable bulk canopy resistance for reference evapotranspiration estimation using the Penman–Monteith equation under semiarid conditions. Agric. Water Manage., 60, 181–198. MATEJKA, F., 1977: A three layer SVAT model for homogeneous land surfaces. Contrib. Geophys. Inst. of SAS, Ser. Meteorol., Vol. 17, 45-53. MONTEITH, J.L., 1965. Evaporation and Environment. 19th Symposia of the Society for Experimental Biology, University Press, Cambridge, 19, 205-234. PENMAN, H.L., 1948. Natural evaporation from open water, bare soil and grass. Proceedings of the Royal Society of London, A193: 120-146. SMITH, M., ALLEN, G.R., MONTEITH, G.L., PERRIER, A., PEREIRA, L., SEGEREN, A., 1991: Report of the expert consultation on procedures for revision of FAO guidelines for prediction of crop water requirements. UN-FAO, Rome, 54 p. THORNTHWAITE, C. W., 1948: An approach toward a rational classification of climate. Geograph. Rev., 38, 55-94.

SROVNÁNÍ VÝPOČETNÍCH METOD POTENCIÁLNÍ EVAPOTRANSPIRACE Tomáš Litschmann, Eva Klementová Úvod Správné stanovení potenciální evapotranspirace je jedním ze základních úkolů nejen při bilancování zásob vláhy v půdě, a to jak pro potřeby přípravy návrhových podkladů pro závlahové stavby, tak případně i při přímém řízení závlahového režimu. Údaje o časovém a prostorovém rozložení potenciální evapotranspirace jsou důležitými vstupními údaji pro celou řadu projektových studií v lesním a vodním hospodářství, zemědělství, energetice a v ochraně životního a přírodního prostředí (Špánik 1997). V naší i zahraniční odborné literatuře se lze setkat s nejrůznějšími vztahy používanými k tomuto účelu v nejrůznějších podmínkách. Tyto vztahy uvažují v závislosti na své složitosti s různými meteorologickými veličinami, popřípadě jinými doplňujícími informacemi ohledně charakteru klimatu příslušné lokality. Ne vždy je totiž možno získat údaje potřebných meteorologických veličin potřebné k výpočtu pomocí některé z metod vycházejících z konceptu Penmana, které bývají považovány za nejpřesnější s ohledem na současný stav vědeckého poznání. Cílem této práce je porovnat hodnoty získané různými způsoby výpočtu potenciální evapotranspirace pro různé lokality v ČR i SR s hodnotami stanovenými pomocí rovnice Penmana – Monteitha v úpravě FAO. Umožní to posouzení vhodnosti aplikace jak metod dříve používaných u nás, tak i jiných, doposud příliš neaplikovaných, popřípadě upozorní na některé jejich nedostatky. Poněvadž ne vždy jsou k dispozici veškeré potřebné veličiny ke stanovení potenciální evapotranspirace Penmanovou metodou, je zapotřebí v takovém případě vybrat z nabízených metod takovou, která poskytuje s daným množstvím informací pokud možno co nejtěsnější shodu ve výsledcích.

Materiál a metodika K ověření srovnatelnosti hodnot potenciální evapotranspirace stanovené nejrůznějšími postupy s údaji vypočítané metodou Penmana-Monteitha byly použity meteorologické údaje vybraných meteorologických stanic nalézajících se na území České a Slovenské republiky. Jejich výčet i zpracované období je uvedeno u každého postupu samostatně. Hodnoty potenciální evapotranspirace podle Penmana – Monteitha byly vypočítány podle postupu publikovaném Allenem a kol. (1998). Výpočet potenciální podle Papadakise

evapotranspirace

Papadakisova metoda byla v minulosti poměrně často používána na pracovištích ČHMÚ, zejména v dobách, kdy možnosti výpočetní techniky byly mírně až velmi omezené. Použil ji m.j. např. i Kott (1992) k výpočtu vláhové bilance na území České republiky v lete 1974 – 1990. Vychází ze vztahu: ETP = 5,625(ems – emn) kde ETP – [mm.měs-1]

potenciální

evapotranspirace

emx – napětí nasycené vodní páry vypočítané z měsíčního průměru maximálních denních teplot vzduchu ve výšce 2 m nad zemí [hPa] emn - napětí nasycené vodní páry vypočítané z měsíčního průměru minimálních denních teplot vzduchu ve výšce 2 m, od něhož byly odečteny 2 oC [hPa] Pro porovnání této metody s metodou Penmanovou jsme použili průměrné měsíční hodnoty maximální a minimální teploty vzduchu za období 1993 – 2003 pro stanici Lednice na Moravě a porovnali s potenciální evapotranspirací vypočítanou metodou Penmana – Monteitha na základě denních hodnot pro stejnou stanici a období.

47

Jak vyplývá z regresní závislosti znázorněné na obr. 1, jedná se o poněkud volnější vztah s regresní přímkou téměř odpovídající poměru 1:1, přičemž některé body se dosti vzdalují od regresní přímky. Tomu odpovídá i poměrně nízký koeficient determinace. S rostoucí délkou výpočetního období se odchylky většinou vzájemně vykompenzovávají a proto lze předpokládat, že pokud má směrnice regresní přímky hodnotu blízkou jedné, budou se výsledné hodnoty lišit velmi

málo. Lze proto pozorovat, že při srovnání ročních hodnot potenciální evapotranspirace, tak jak jsou znázorněny na obr. 2, je zřejmé, že ve většině případů se hodnoty získané oběma metodami příliš neliší, výraznější rozdíly je však možno pozorovat v extrémně teplých letech, jako byly roky 2000 a 2003, přičemž zejména v posledním roce rozdíl přesáhl více než 100 mm ve prospěch Papadakisovy metody.

Obr. 1 Pokud můžeme považovat v ročních úhrnech a v nepříliš extrémních letech údaje získané oběma metodami za dosti shodné, při bližším pohledu na měsíční hodnoty v průběhu několoika let musíme konstatovat u jejich odchylek výrazný roční chod, který zachycuje obr. 3. V měsících od dubna do června jsou údaje podle metody Papadakise nižší než podle Penmana, od srpna začínají převažovat kladné odchylky. Papadakisova metoda v letech bez výraznějších anomálií v průběhu povětrnosti dává v ročním úhrnu hodnoty dosti shodné s hodnotami stanovenými podle Penmana – Monteitha, v extrémních letech jsou její údaje poněkud nadsazené. Během jednotlivých měsíců mají odchylky výrazný roční chod, v jarních měsících poskytují podhodnocené údaje, v letních a především pak v podzimních zase naopak nadhodnocené.

48

Výpočet evapotranspirace podle Budyka a Zubenokové Pravděpodobně nejvíce prací vztahujících se k stanovení evapotranspirace na území Československa a zvláště Slovenska bylo vytvořeno J. Tomlainem, používajícím metodu vypracovanou Budykem a Zubenokovou, (Budyko, M.I., Zubenok, L.I., 1961, cit. podle Tomlain, J., 1965) Základem je určení potenciální evapotranspirace, aktuální evapotranspirace se potom vypočítá z empirické závislosti mezi tzv. poměrnou evapotranspirací ve tvaru E / Eo a vlhkostí půdy. Jejich metoda je založena na společném řešení rovnic vodní a energetické bilance, stejně tak na experimentálním zjištění závislosti rychlosti vypařování na vlhkosti půdního pokryvu.

Obr. 2

Obr. 3 Na základě rovnice přenosu vodních par v přízemní vrstvě atmosféry Budyko navrhl tzv.

komplexní metodu výpočtu potenciálního evapotranspirace ve tvaru:

49

E 0 = ρ * D ∗ (q s − q ) kde Eo-potenciální evapotranspirace [mm]. D -součinitel rychlosti turbulentního přenosu mezi úrovní vypařujícího povrchu a úrovní měření v meteorologické budce neboli integrální koeficient difúze [m.s-1]. ρ - hustota vzduchu [kg.m-3]. qs, q - měrná vlhkost vzduchu nasyceného vodní párou při teplotě vypařujícího povrchu a měrná vlhkost vzduchu ve výšce 2 m, tj. na úrovni meteorologické budky [kg.kg-1]. Komplexní metoda bere v úvahu všechny základní faktory, které mají vliv na výpar. Jak je často uváděno („Z fyzikálneho hľadiska dobre zdôvodnenou je metóda, ktorú rozpracovali a navrhli M.I. Budyko a L.I. Zubenok“ (Tomlain, 1965), „Z fyzikálneho hľadiska dobre zdôvodneneou je metóda, ktorú rozpracovali a navrhli M.I. Budyko a L.I. Zubenoková“ (Tomlain, J., 1979), „Fyzikálne najlepšie zdôvodnenou metódou určovania evapotranspirácie je metóda, ktorú navrhli M. I. Budyko a L.I. Zubenoková“ (Tomlain, J., 1985) „Fyzikálne najlepšie zdôvodnenou metódou určovania evapotranspirácie je metóda, ktorú navrhli M.I. Budyko a L.I. Zubenoková“ (Tomlain, J., 1991), „Popísaný

Stanice Bratislava Čaklov Hurbanovo Košice Kuchyňa Michalovce Or. Lesná Piešťany Poprad Rim. Sobota Rožňava Sliač Somotor Štós Telgart Víglaš Žihárec

Tab. 1

50

model je veľmi dobre fyzikálne zdôvodnený.“ (Tomlain, J., 1996), „Popísaný model je veľmi dobre fyzikálne zdôvodnený“ (Tomlain, J. a kol. 2002), „Použitý model je velmi dobře fyzikálně zdůvodněný“ (Škvarenina, J. a kol., 2002)) , jedná se o fyzikálně opodstatněnou metodu, která se osvědčila při výpočtu potenciální, ale též aktuální tzv. "klimatické" evapotranspirace. V roce 1965 byly touto metodou (Tomlain, J., 1965) vypočítány průměrné měsíční hodnoty výparu na 60-ti stanicích rovnoměrně rozložených na území ČSSR, přičemž za základní materiál použitý pro výpočty sloužily dlouhodobé průměry klimatických charakteristik za období 1926-1960, popř. 1901-1960. V rámci zpracování Klimatických poměrů Slovenska, publikovaných ve Zborníku prác SHMÚ 33 v roce 1991 zpracoval J. Tomlain údaje o potenciální evapotranspiraci a evapotranspiraci pro 54 stanic na území Slovenska za období 1951 – 1980. V roce 2002 byla tato metoda použita k analýze modelového výpočtu měsíčních, ročních a sezónních úhrnů potenciální a aktuální evapotranspirace, též však i evapotranspiračního deficitu na 31 stanicích na Slovensku za období 1951 – 2000 (Tomlain, J. a kol. 2002).

Sl. svit Rychlost P-M B-Z B-Z B-Z Teplota 1971–2000 1951-1980 1951-2000 1961-1990 [hod.] větru [oC] [mm] [m.s-1] [mm] [mm] [mm] 773 701 701 697 10.2 1843 3.2 619 619 627 8.7 1520 2 771 720 744 750 10.3 1918 2.9 734 648 661 654 8.8 1753 3.5 711 692 670 9.5 1822 2.4 652 641 658 9.3 1615 2.1 495 439 453 450 5 1394 1.5 754 688 691 691 9.4 1835 3.1 632 659 546 551 6.1 1785 3.6 654 601 688 680 9.1 1734 1.7 632 602 637 640 8.5 1618 1.8 636 606 629 625 8.3 1712 1.6 664 687 703 705 9.6 1672 1.9 635 594 7.6 1563 2.7 566 487 486 483 5 1699 3.7 617 602 626 626 7.8 1664 1.7 710 677 694 9.8 1864 2.7

Pro porovnání hodnot potenciální evapotranspirace stanovené pomocí metody Penmana – Monteitha (P-M) a podle Budyka – Zubenokové (B-Z) jsme použili vypočítané hodnoty P-M z 17 stanic rozmístěných na území Slovenska za období 1971 – 2000 s doposud publikovanými údaji B-Z za různá období. Přehled stanic a jednotlivé průměrné měsíční hodnoty potenciální evapotranspirace jsou uvedeny v tab. 1 Tento poněkud zvláštní postup je dán tím, že jsme neměli k dispozici potřebné meteorologické údaje za stejné období, jak je však zřejmé, změny mezi jednotlivými obdobími jsou ve většině případů poměrně malé, pouze u Popradu se hodnoty za období 1951-1980 dosti podstatně liší od hodnot za zbývající dvě období. Přehlednější grafické znázornění těchto hodnot je uvedeno na obr. 4. Pro většinu lokalit je patrná dobrá shoda obou způsobů stanovení potenciální evapotranspirace, jsou však stanice, u nichž vycházejí vypočítané hodnoty podle P-M výrazně vyšší než podle B-Z. Jedná se především o stanice Bratislava, Košice, Piešťany a Telgárt. Jak je vidět z tab.

1, jsou to především stanice s vyššími průměrnými rychlostmi větru, přesahující 3 m.s-1 , u nichž jsou tyto odchylky nejvyšší. Tato závislost je však pouze orientační a množství dostupných údajů neumožňuje stanovit exaktnější závislosti. Pokud jde o srovnání ročního chodu vypočítaných měsíčních hodnot potenciální evapotranspirace, jak jsou znázorněny na obr. 5, je zde poměrně dobrá shoda v průběhu celého roku. Dá se proto konstatovat, že metoda používaná J. Tomlainem v dlouhodobém průměru dává ve většině případů výsledky shodné s metodou Penmana – Monteitha, přičemž vyžaduje menší množství údajů. Rozdělení odchylek v průběhu roku je obdobné jako u metody Papadakise, jejich velikost je však výrazně nižší. Je zajímavou skutečností, že ve světové literatuře se s touto metodou již prakticky nelze setkat, většinou jsou preferovány jiné metody.

Obr. 4

51

Výpočet evapotranspirace podle Thornthwaita

rovná nule, přiřazuje se nulová hodnota i potenciální evapotranspiraci.

Při výpočtu evapotranspirace vychází Thornthwaite pouze z průměrné měsíční teploty vzduchu, díky čemuž je jeho metoda velmi často používána, např. při výpočtu Palmerova indexu závažnosti sucha (PDSI), anebo při studiích dlouhodobějšího kolísání hodnot potenciální evapotranspirace, kdy dostupné časové řady meteorologických údajů obsahují pouze hodnoty teploty vzduchu. Rovnice pro výpočet, tak jak ji např. uvádí Palutikof a kol. (1994), má tvar:

Mintz a Walker (1993) linearizovali původní Thornthwaitovu rovnici do vztahu:

ETP = 1,6(10t/I)a

[cm.měs-1]

kde t – průměrná měsíční teplota 1, 51

12

I=

∑ (T / 5) i

1

Ti – dlouhodobá průměrná teplota vzduchu v i-tém měsíci v roce a = (0,675 x 10-6)I3 + (77,11 x 10-6)I2 + (17,921 x 10-3)I + 0.49239 Mezi nevýhody této metody patří skutečnost, že v případech, kdy je průměrná měsíční teplota vzduchu v daném měsíci menší anebo

Obr. 5

52

ETP = 0.17 * (nmax/ 12) * Tm kde ETP – [mm.den-1]

potenciální

evapotranspirace

nmax – astronomicky možná délka slunečního svitu [hod] Tm – průměrná denní teplota vzduchu [oC] Tím je umožněno počítat potenciální evapotranspiraci pro jednotlivé dny, v případě záporných teplot vzduchu se rovná potenciální evapotranspirace nule. Provedli jsme výpočet takto definované ETP pro jednotlivé dny v Hurbanově za období 1971 – 2003 a porovnali s hodnotami stanovenými metodou P-M. Při vzájemné korelaci denních hodnot vykazují jednotlivé odchylky poměrně značný rozptyl a dostáváme poměrně nízký koeficient determinace (R2 = 0,84), při zpracování měsíčních údajů, tak jak původně předpokládal Thornthwaite, je již tato závislost těsnější a můžeme ji sledovat na obr. 6.

Obr. 6

Obr. 7 V ročním chodu dosahují odchylky největších hodnot v jarních měsících, v letních měsících, kdy je zapotřebí mít co nejpřesnější hodnoty, je poměrně dobrá shoda mezi oběma metodami (viz. obr. 7). Pokud jde o srovnání

potenciální evapotranspirace v jednotlivých letech, dosahují odchylky většinou poměrně nízkých hodnot, jak je patrno z obr. 8. Pouze v letech 1973 a 2003 byly poněkud větší, nepřesáhly však hodnoty 100 mm.

53

Obr. 8 Stanovení potenciální evapotranspirace na základě sytostního doplňku Sytostní doplněk býval v minulosti velmi často používán jako míra výsušnosti atmosféry a jako prostředek ke stanovení vláhové potřeby plodin. Již v roce 1962 publikuje Farský podrobnější příspěvek, v němž se zabývá nedostatky použití transpiračních koeficientů při výpočtu vláhových potřeb vody a po přehledu několika dalších metod výpočtu konstatuje „Z uvedeného rozboru a jeho preverenia v našich podmienkach možno vyvodiť záver, že v našej projekcii třeba definitívne ustúpiť od výpočtu potreby vody z transpiračných koeficientov a v plnom rozsahu využiť zistené vzťahy medzi spotrebou vody a sýtostným doplnkom.“ Doporučuje používat vztah E = 0,75D kde E – celková vláhová potřeba D – součet sytostních doplňků za celé vegetační období Tento poměrně jednoduchý vztah nenáročný na výpočetní techniku se stal v dalších letech základem dalšího bádání především pak autorů Pýchy a Slámy, kteří místo výše uve-

54

deného koeficientu 0,75 stanovili na základě polních pokusů tzv. „koeficienty biologické křivky“ pro jednotlivé vegetační fáze základních plodin. Postup stanovení koeficientů biologických křivek pro kukuřici na siláž popisuje např. Sláma (1972), pro kukuřici na zrno Pýcha (1967), pro rané brambory Pýcha (1965), pro cukrovku Sláma (1967). Vždy se jednalo o mnohaleté pokusy v přesných závlahových podmínkách. V sedmdesátých a počátkem osmdesátých let byla metoda „koeficientů biologické křivky“ použita k výpočtů hodnot vláhové potřeby, vstupujících do rovnice vláhové bilance v retrospektivní metodě, pomocí níž byly stanovena závlahová množství jednotlivých plodin pro hlavní oblasti bývalého Československa. Takto stanovené hodnoty jsou stále ještě součástí ČSN 75 0434. Brežný (1977) použil koeficientů biologických křivek pro předpověď potřeby závlahy sedmi polních plodin. Na základě údajů meteorologických stanic (teplota, srážky, sytostní doplněk) se v týdenních intervalech stanovoval deficit vody v půdě, závlahová dávka a počet dní do závlahy jednotlivých plodin v závlahových oblastech Slovenska. Při ověřování závislosti mezi sytostním doplňkem a pot. evapotranspirací podle Pen-

mana–Monteitha jsme použili jejich měsíční úhrny pro stanici Hurbanovo za období 1971 – 2003. Z obr. 9 je zřejmé, že jejich závislost je lineární přibližně do velikosti měs. úhrnu potenciální evapotranspirace 150 mm, se zvyšující se hodnotou sytostního doplňku již hodnota pot. evapotranspirace neroste. Pro stanovení lineární regresní závislosti jsme proto použili pouze hodnoty do velikosti 35 kPa. Takto přepočítané hodnoty jsou zachyceny na obr. 10. Koeficient determinace je poměrně těsný a příliš se neliší od hodnoty stanovené u Thornthwaitovy metody.

Odchylky v ročním chodu jsou opět nejvyšší v květnu a červnu, kdy dosahují záporných hodnot, v červenci jsou nulové a v následujících měsících jsou mírně kladné (viz. obr. 11). Variabilita ročních odchylek obou způsobů stanovení potenciální evapotranspirace, tak jak je znázorněná na obr. 12, je obdobná jako v předcházejících případech, pouze v roce 1972 dosahuje rozdíl více než 100 mm.

Obr. 9 Při tomto hodnocení jsme nemohli vycházet přímo z již určeného vztahu mezi potenciální evapotranspirací a sytostním doplňkem, poněvadž většina autorů stanovila pouze závislost mezi sytostním doplňkem a vláhovou potřebou plodin. Námi vypočítaný regresní

vztah ukazuje, že lze použít hodnoty sytostního doplňku za delší období ke stanovení potenciální evapotranspirace s dostatečnou přesností, které je na úrovni ostatních zpracovaných metod.

55

Obr. 10

Obr. 11

56

Obr. 12 Závěr: Je velmi obtížné stanovit, která metoda výpočtu potenciální evapotranspirace na základě empirických vzorců je nejpřesnější, vždy je zapotřebí vycházet z dostupnosti vhodných meteorologických podkladů a cíle a účelu výpočtu. Pokud vyjdeme z předpokladu, že nejpřesnější hodnoty poskytuje rovnice podle Penmana – Monteitha, nejsou vzácností odchylky ostatních metod v některých jednotlivých měsících ± 20 mm, v dlouhodobějších průměrech se tyto odchylky většinou vzájemně kompenzují. Ne bez zajímavosti jsou velikosti odchylek v ročním chodu, v jarních měsících většinou bývají údaje z empirických

rovnic většinou podhodnocené, ve zbývajících nadhodnocené, přičemž velikost odchylek se liší v závislosti na použité metodě. Potenciální evapotranspirace vyjadřuje schopnost atmosféry odnímat vodu z rostlinného krytu, popřípadě z půdního povrchu. Jelikož se v případě transpirace nejedná pouze o proces fyzikální, avšak uplatňují se zde i vlivy fyziologické, mohou proto podstatně větší odchylky oproti skutečnosti vzniknout při transformaci hodnot potenciální evapotranspirace do vlastní vláhové potřeby konkrétního porostu, kde je zapotřebí počítat s mnoha faktory, jejichž zevšeobecnění je dosti problematické.

Literatura: Allen R.G., Pereira L.S., Raes D., Smith M.: Crop evapotranspiration. Guidelines for computing crop water requirements. FAO Irrigation and Drainage Paper No. 56, 301 p. Roma 1998 ČSN 750434 Potřeba vody pro doplňkovou závlahu. Český normalizační institut, 1993, 32 s. Dorenbos, J., Pruitt, W.O.: Crop water requirements – Guidelines for predicting crop water requirements. FAO Irrigation and drainage paper 24, FAO, Rome, 1984, ISBN 92-5-100279-7

57

Kohut, M.: Vybrané metody výpočtu evaporace a evapotranspirace. In: Rožnovský, J., Litschmann, T. (ed): Seminář „Mikroklima porostů“, Brno, 26. března 2003, ISBN 8086690_05-9, str. 172-186 Kott, I.: Vláhová bilance na území České republiky v letech 1974 – 1990. Sborník prací ČHMÚ, sv. 42, 1992, 125 s. Matejka, F., Rožnovský, J., Hurtalová, T., Kohut, M.: Atmosférické sucho na začiatku tretieho tisícročia. In.: Rožnovský, J., Litschmann, T. (ed): Seminář „Extrémy počasí a podnebí“, Brno, 11. března 2004, ISBN 80-86690-12-1 Novák V.: Vyparovanie vody v prírode a metódy jeho určovanie.SAV, Bratislava, 1995, 257 str., ISBN 80-224-0409-8 Novák, V., Hurtalová, T., Matejka, F.: Sensitivity analysis of the Penman type equation for calculation of potential evapotranspiration. J. Hydrol. Hydromech., 45, 1997, 3, s.173-186 Novák, V.: Evapotranspiration and its Distribution over Slovakia. Život. Prostr., Vol. 35, 2001, No. 3, 133, Pýcha, M.: Výzkum evapotranspirace zemědělských plodin v Polabí. In: Závlahy v procese zefektivňovania poĺnohospodárskej výroby. Zborník prednášok zo sympózia pri príležitosti 25. výročia VÚZH Bratislava. Dom techniky ČSVTS Banská Bystrica, 1984, s. 101-106 Pýcha, M.: Výzkum biologické křivky vláhové potřeby kukuřice na zrno. Vedecké práce Výskumného ústavu závlahového hospodárstva v Bratislave, 4, 1967, s. 261 – 298 Pýcha, M.: Výzkum vláhové potřeby raných brambor. Vedecké práce Výskumného ústavu závlahového hospodárstva v Bratislave, 3, 1965, s. 200 – 235 Reichrt, J.: Porovnanie niektorých metéd výpočtu potenciálnej evapotranspirácie. Vedecké práce Výskumného ústavu závlahového hospodárstva v Bratislave, 19, 1990, s. 183 - 192 Spitz, P.: Výpočet režimu závlahy sadů a vinic retrospektivní vláhovou bilancí na počítači. Vedecké práce Výskumného ústavu závlahového hospodárstva v Bratislave, 14, 1978, s. 191 – 200 Škvarenina, J., Tomlain, J., Križová, E.: Klimatická vodní bilance vegetačních stupňů na Slovensku. Meteorologické zprávy, 55, 2002, s. 103 – 109. Špánik, F. a kol.: Aplikovaná agrometeorológia. SPU Nitra, 1997, ISBN 80-7137-421-0 Tomlain, J.: K charakteristike suchých a vlhkých oblastí ČSSR. Meteorolologické zprávy, 31, 1978, s. 185-189 Tomlain, J.: Metódy určovania potenciálneho a skutočného výparu z povrchu pôdy. Meteorolologické zprávy, 32, 1979, s. 40 – 45 Tomlain, J.: Mapové spracovanie evapotranspirácie na území SSR za obdobie 1951 – 1980. Meteorologické zprávy, 38, 1985, s. 140 - 145 Tomlain, J.: Priestorové a časové rozloženie výparu z povrchu pôdy na území ČSSR. Geografický časopis, roč. XVII, č. 3, Bratislava 1965, s. 240 – 253 Tomlain, J.: Dôsledky očakávanej klimatickej zmeny na zmeny potenciálnej a skutočnej evapotranspirácie na Slovensku. In.: Rožnovský, J., Litschmann, T. (ed.): XII. Česko-slovenská bioklimatologická konference, Velké Bílovice, 1996 Tomlain, J., Špánik, F., Valšíková, M.: Priemerné a extrémne úhrny potenciálnej a aktuálnej evapotranspirácie na území Slovenska za obdobie 1951-2000. SBkS SAV a SPU Nitra, Bratislava, Nitra, 2002, 59 s. Tomlain, J.: Výpar z povrchu pôdy a rastlín. Zborník prác SHMÚ, No. 33,ALFA Bratislava 1991, s. 163 – 166, ISBN 80-05-00888-0

58

METODIKA ANALÝZY VODNÍHO STRESU TRAVNÍHO POROSTU Renata Duffková, Jiří Kučera Summary METHOD OF THE ANALYSIS OF WATER STRESS IN GRASSLAND The method of the analysis of water stress in grassland is described that uses water stress indicators based on atmospheric meteorological factors and vegetation characteristics. The proposed indicators are daily values of: relative evapotranspiration (ratio of actual evapotranspiration ETA to potential evapotranspiration according to Penman), Bowen ratio (β) and the difference between maximum temperatures of the ground and air at a height of 2 m. ETA was calculated by the method of energy balance and β was derived from the theory of turbulent diffusion, applying the height gradient of air temperature and water vapour pressure. The suitability of water stress indicators will be evaluated by comparison of their values with the values of soil water potential. The instruments providing all input data are described. Keywords: method of energy balance, Bowen ratio, relative evapotranspiration, vegetation surface temperature, air temperature, water stress, grassland

1. Úvod Vodní stres rostlin je stav, kdy rostliny redukují využití radiační energie na transpiraci následkem omezené zásoby půdní vody, která limituje hydraulickou vodivost pro transport vody z půdy do atmosféry. Rostliny z důvodu sníženého listového potenciálu přivírají průduchy, takže nemohou účinně ochlazovat svůj povrch a následně redukují fotosyntetickou produkci. Dopadající sluneční energie je spotřebována především na ohřev vzduchu a porostu a ochlazování povrchu rostlin probíhá převážně vyzařováním tepelné energie. Vedlejším projevem tohoto stavu je snížení schopnosti rostlinného pokryvu vyrovnávat teplotní rozdíly vzduchu mezi dnem a nocí (Procházka a kol. 2001). Vodní stres je možné stanovit měřením půdního vodního potenciálu, které však patří k všeobecně nákladným a komplikovaným metodám zjišťování stavu vodního režimu půd. V případě hlubokořenících rostlin a kamenitých půd je těžko použitelná. Proto byly navrženy indikátory vycházející z atmosférických meteorologických činitelů a charakteristik porostu, jejichž hodnoty jsou v období vodního stresu ovlivněny zvyšujícím se odporem vegetačního povrchu pro přenos vodní páry v důsledku uzavírání průduchů. Jedná se o hodnoty rozdílu maximální denní teploty vegetačního povrchu a vzduchu ve 2 m nad povrchem (rozdíl teplot), relativní evapotranspirace (ETrel) a Bowenova poměru (β). Zejména rozdíl teplot je dnes zavedením infračervených čidel snadno stanovitelnou cha-

rakteristikou a všeobecně uznávaným indikátorem dostupnosti vody pro porost (např. Olufayo et al., 1994, Jackson et al., 1977, 1981; Keener, Kircher, 1983 a Paw U, 1984). Důležitým hodnotícím kritériem, které přistupuje k vymezení vodního stresu pomocí rozdílu mezi teplotou povrchu a vzduchu v podmínkách humidního klimatu, je sytostní doplněk (Keener, Kircher, 1983), který je zde spolu s radiační bilancí velmi proměnlivý. I další autoři zmiňují vztahy mezi rozdílem teplot a sytostním doplňkem. Erhler (1973) a Idso et al. (1981) konstatovali negativní lineární korelaci mezi rozdílem teplot a sytostním doplňkem při dobrém zásobení vodou a bezoblačné obloze. Důležitým faktorem správného hodnocení vodního režimu pomocí navržených indikátorů je vhodný výběr denního období a také vhodného počasí, kdy indikátory poskytují maximální vypovídací schopnost. Jako ideální se jeví dny s pěkným slunečným počasím (např. Idso et al, 1981, Oliva et al. 1994), pro stanovení rozdílů teplot období okolo poledního či krátce po poledni (Jackson et al. 1977, 1981). Cílem příspěvku je uvést podrobnou metodiku navrhovaných indikátorů vodního stresu travního porostu pomocí metody energetické bilance a Bowenova poměru a zmínit řešení problémů, které s sebou metoda přináší. 2. Materiál a metody Metoda pro analýzu vodního stresu travního porostu vychází z ověření vhodnosti výše uvedených indikátorů (rozdíl teplot, ETrel a β)

59

na základě srovnání s půdními charakteristikami (půdní vlhkost, půdní vodní potenciál PVP). Rozdíl teplot je rozdíl mezi maximální denní teplotou povrchu a vzduchu, přičemž teplotní maximum vzduchu je opožděno za teplotním maximem povrchu asi o 3 hodiny (tj. nastává okolo 15 hodiny). Stanovení indikátorů vychází z výpočtu aktuální evapotranspirace ETA metodou energetické bilance a Bowenova poměru, která je odvozena z teorie turbulentní difúze. 2.1. Popis stanoviště Pokusná plocha se nachází v katastru obce Klečaty v bývalém okrese Tábor, Česká republika, z geomorfologického hlediska v Třeboňské pánvi, v nadmořské výšce 423 m n.m., v klimatické oblasti mírně teplé. Srážkový a teplotní normál (1.1.1961 – 31.12.1990) Borkovice (ČHMÚ) je 596 mm a 7,2°C, ve vegetačním období (IV.-IX.) 388 mm a 13,3°C. Z hlediska pedologického se jedná půdní typ: luvizem oglejená (BPEJ 7 43 00) a půdní druh písčitohlinitá půda. Plocha je odvodněná, hladina podzemní vody není ve vegetačním období dostupná. Travní porost je nehnojený, udržovaný v konstantní výšce cca 10 cm (potlačení měnícího se LAI na navržené indikátory), s výskytem trav méně náročných na živiny (např. Festuca rubra, Agrostis capillaris). V roce 2002 byla na plochu umístěna speciální meteorologická stanice pro stanovení aktuální evapotranspirace metodou energetické bilance a Bowenova poměru, jejíž vybavení bylo postupně rozšiřováno (kap. 2.5.). 2.2. Metoda stanovení aktuální evapotranspirace (ETA) pomocí energetické bilance a Bowenova poměru 2.2.1. Energetická bilance a Bowenův poměr Výpočet ETA vychází z rovnice energetické bilance a stanovení Bowenova poměru (Monteith 1973): Rovnice energetické bilance: [1], Rn = G + LE + H + P -2 kde Rn - radiační bilance [W.m ], G - tok tepla do půdy [W.m-2], LE – tok tepla spotřebovaného na výpar [W.m-2] (L - skupenské teplo vypařování 2 500 – 2 400 KJ.kg-1 vody v rozmezí teplot vzduchu 0 – 40°C, E - hustota toku vodní páry z vypařujícího povrchu do atmosféry, tj. intenzita ETA, [kg.m-2.s-1]), H - turbulentní tok tepla (pocitové teplo)

60

[W.m-2], P - energetická hodnota fotosyntetické produkce [W.m-2], pro svoji malou hodnotu obvykle zanedbávaná. Pro výpočet LE upravíme rovnici (1) s vynecháním P na tvar: [2], LE = Rn - G - H v němž Rn a G jsou relativně jednoduše měřitelné, problém zůstává s určením hodnoty toku tepla H, který lze zjistit z tzv. Bowenova poměru β. β vychází z teorie turbulentní difúze a při splnění určitých předpokladů jej lze vypočítat z vertikálního gradientu teploty a koncentrace vodní páry. 2.2.2. Teorie turbulentní difúze Teorie turbulentní difúze vychází obecně (Woodward, Sheehy, 1983) z předpokladů, že 1/ vliv molekulární difúze na výměnu plynu nad porostem je zanedbatelný 2/ horizontální pohyb vzduchu nad aerodynamicky drsným porostem vyvolává v přízemní hraniční vrstvě turbulentní proudění 3/ střední vertikální rychlost vzduchu v této vrstvě je nulová 4/ k vertikálnímu transportu vzdušných komponent dochází následkem turbulentní výměny Základním východiskem je, že pro průměrný vertikální pohyb vzdušné masy platí: [3], w.ρa = 0 , (kde w – vertikální složka rychlosti větru [m.s-1]; ρa - hustota suchého vzduchu [kg.m3 ]), ale naopak pro tok vzdušných příměsí, že jeho vertikální složka je nenulová: [4], w.ρc = Fz , -3 kde ρc – hustota příměsi [kg.m ]; Fz – vertikální hustota toku příměsí [kg. m2 -1 .s ] Matematickým odvozením lze z takto postulovaných východisek dojít k obecnému vztahu pro tok vzdušných příměsí ve tvaru:

Fz = ρa.w′.s ′

[5], kde w‘ - okamžitá hodnota vertikální rychlosti větru [m.s-1] a s’ – okamžitý “směšovací poměr“, definovaný jako poměr hustoty příměsi a hustoty vzduchu, tedy v podstatě koncentrace příměsi, vyjádřená v [kg.kg-1]. Vertikální hustotu toku vzdušných příměsí (vodní páry, CO2, prachové částice atp.) lze tedy vyjádřit jako součin střední hodnoty hustoty suchého vzduchu a střední hodnoty součinu vektoru okamžité vertikální rychlosti větru a okamžité hodnoty koncent-

race sledované příměsi. Tato rovnice je základem metody přímého měření toků CO2 a vodní páry, nepřesně nazývané „eddy covariance method“, kdy se v reálném čase současně měří jak koncentrace příměsi, tak vektor rychlosti větru. Pro další úvahy se zavádí pojem směšovací délky l, která je v zásadě podobná termodynamickému termínu střední volné dráhy molekul, leč o několik řádů větší. Tím, že se víry pohybují z úrovně z do z+l, kde se mísí s hlavním proudem, dochází ke změně horizontální rychlosti větru v dané hladině, kterou můžeme vyjádřit jednoduchou lineární diferenciální rovnicí ve tvaru:

u′ = u ( z + l ) − u ( z ) = l.

du dz

[6],

kde u´- derivace horizontální rychlosti větru [m.s-1], tzn. rychlost turbulence, z – výška [m] Směšovací délka je v lineárním vztahu k velikosti vírů a vzhledem k tomu, že ta se lineárně zvětšuje s výškou, platí: [7], l = k.z kde k - von Karmánova konstanta (0,41). Vertikální hustotu toku příměsi je možno vyjádřit v termínu směšovací délky jako:

Fz = ρa.w′.l.

ds dz

[8]

nebo

Fz = ρa.K .

ds dz

[9],

2.2.3. Odvození metody Bowenova poměru Základním východiskem metody je předpoklad rovnosti přenosových koeficientů, zmíněný v předchozí kapitole. Pak lze turbulentní tok tepla (Monteith, 1973) vyjádřit pomocí gradientu teploty vzduchu ve dvou různých výškách:

H = −cp.ρ a .KH .

[11],

kde cp - měrné teplo vzduchu [J.kg-1.K-1], KH - přenosový koeficient pro turbulentní tok tepla [m2.s-1], T2 – T1 – rozdíl teplot vzduchu ve dvou různých výškách (0,5 a 2,0 m), z2 – z1- rozdíl výšek Podobně lze pro tok vodních par psát (Novák, 1995):

E = − ρ a .KE.

(q 2 − q1) ( z 2 − z1)

[12],

kde KE – přenosový koeficient pro tok vodních par [m2.s-1], q1, 2 - měrná vlhkost vzduchu v dvou výškách [kg.kg-1]. S přihlédnutím ke vztahu mezi měrnou vlhkostí a tlakem vodních par (Thom, 1975):

q = 0,622.

e e ≅ 0,622. p−e p

[13],

kde 0,622 – poměr molekulové hmotnosti vodní páry a suchého vzduchu, e – tlak vodní páry [Pa], p – atmosférický tlak [Pa], pak lze rovnici [12] upravit do tvaru

E = − ρ a .KE.

-1

kde s je koncentrace příměsi [kg.kg ] a K se nazývá přenosový koeficient [m2.s-1] definovaný dle předchozího jako: [10]. K = w′.l = w′.l = w′.k . z Význam této rovnice je evidentní, neboť přináší možnost zavedením K obejít náročné měření okamžitých hodnot koncentrace příměsí a 3-D vektoru rychlosti větru měřením gradientu koncentrace příměsi. Za podmínky neutrálního zvrstvení atmosféry, kdy dt/dz je rovno suchoadiabatickému gradientu (teplota t s výškou klesá o 1 K na 100 m) lze u dostatečně rozsáhlého porostu (nejmenší vzdálenost od jiných povrchů je ve směru převládajícího větru nejméně 100 násobek horní výšky měření koncentrace příměsi) předpokládat rovnost přenosových koeficientů pro vertikální turbulentní přenos tepla a vodních par, která je základním východiskem pro výpočet aktuální evapotranspirace metodou Bowenova poměru.

(T2 − T1 ) ( z 2 − z1 )

0,622 (e 2 − e1) . p ( z 2 − z1 )

[14],

kde e2, e1 – tlak vodní páry ve dvou úrovních. 2.2.4. Výpočet Bowenova poměru a aktuální evapotranspirace Bowenův poměr ß je definovaný jako:

β=

H LE

[15]

a po dosazení z předchozích rovnic lze získat vztah:

β=

cp. ρ a .KH .(T 2 − T 1) 0,622 L.ρ a .KE. .(e 2 − e1) p

[16].

Zavedením pojmu psychrometrické konstanty [kPa.°C-1]

γ =

cp p 0,622 L

[17]

a jejím dosazením do rovnice Bowenova poměru dostaneme za předpokladu platnosti

61

rovnosti přenosových koeficientů výraz pro poměr pocitového a latentního tepla výparu v prakticky použitelném tvaru

β = γ.

(T 2 − T 1) , (e 2 − e1)

[18],

který znamená, že distribuci (poměr) hlavních složek energetické bilance můžeme určit prostým měřením rozdílu teplot a vlhkostí ve dvou výškách nad porostem. Dále potom s pomocí rovnice [1] převedené do tvaru [19] Rn - G = H + LE a dosazením za H z rovnice [15] [20] Rn - G = β .LE + LE a jednoduchou úpravou dostaneme rovnici pro výpočet ETA v konečném tvaru:

E =

( Rn - G ) [mm.s-1] L.(1 + β )

[21].

Gradienty teploty vzduchu a vlhkosti vzduchu pro výpočet Bowenova poměru byly zjišťovány ve dvou úrovních nad povrchem půdy (0,5 a 2,0 m). Vypočtené hodnoty ETA

byly přepočteny do hodinových hodnot spotřeby vody v mm. Tok tepla do půdy G [W.m-2] byl stanoven nepřímo z vertikálního gradientu teploty v půdě a její tepelné vodivosti pomocí jednoduchého vztahu:

G=

α .(T2 − T1 ) , z 2 − z1

kde α - tepelná vodivost půdy: 1,0 [W.m.K ] (Baver, Gardner 1972), T1, T2 = teplota půdy [°C] v hloubce 0,1 a 0,2 m, z1, z2 hloubka půdy 0,1 m a 0,2 m. 1

-1

2.3. Metoda stanovení potenciální evapotranspirace (PET) podle Penmana, výpočet relativní evapotranspirace 2.3.1.Penmanova rovnice Potenciální evapotranspirace (PET) podle Penmana pro travní porost dobře zásobený vodou [mm.den-1] se vypočítala (Penman 1948):

∆ γ ( Rn − G ) + 6,43(1 + 0,53u2 )(es − ea ) ∆ +γ ∆ +γ PET = L kde ∆ - směrnice závislosti tlaku nasycené vodní páry na teplotě, [kPa.K-1], u2 - rychlost větru ve 2 m [m.s-1], es, ea – nasycený tlak vodní páry a tlak vodní páry ve 2 m [kPa]. 2.3.2. Relativní evapotranspirace Pro výpočet relativní evapotranspirace ETrel. platí vztah:

ETrel =

ETA [-] PET

[23].

Pro výpočet jsou použity denní sumární hodnoty ETA a PET. 2.4. Metody pro stanovení teploty vegetačního povrchu, půdní vlhkosti a půdního vodního potenciálu 2.4.1. Teplota vegetačního povrchu Čidlo na měření teploty vegetačního povrchu bylo umístěno ve výšce 85 cm a snímaná plocha 0,57 m2 vymezena kruhem o stejném průměru jako je výška umístění čidla. Teplota vzduchu byla stanovena pomocí čidla EMS32A (přesnost 0,3 °C) umístěného 2 m nad zemí.

62

[22],

[22],

2.4.2. Půdní objemová vlhkost Čidla na měření vlhkosti půdy založená na metodě Time Domain Reflectometry se skládají ze dvou ocelových nerezových prutů (vlnovodů) připojených k tělesu snímače. Zjišťovaný obsah vody v prostředí je odvozen na základě rychlosti šíření elektromagnetických vln v prostoru s proměnnou dielektrickou konstantou danou v tomto případě prakticky pouze obsahem vody v půdě. Čidla byla uložena v hloubce 0,13 – 0,43 m (půdní vlhkost 1, čidlo uloženo až 13 cm pod povrchem, aby mohlo být skryto i těleso snímače), 0,3 – 0,6 m (půdní vlhkost 2) a 0,6 – 0,9 m (půdní vlhkost 3). 2.4.3. Půdní vodní potenciál Půdní vodní potenciál PVP (sací tlak) popisuje energetické požadavky rostliny k odstranění jednotky vody z půdy při různé půdní vlhkosti v rámci využitelné vodní kapacity. PVP byl měřen pomocí sádrových bločků (rozsah 10 – 1500 kPa) v hloubkách 0,1, 0,2, 0,3, 0,4, 0,5 a 0,6 m. Použitá rovnice přepočtu hodnot PVP z odporu mezi elektro-

dami bločku ve tvaru polynomu čtvrtého stupně byla stanovena regresí z tabulkových hodnot udávaných výrobcem (Kučera, osobní sdělení). 2.5. Použitá přístrojová technika Hodnoty indikátorů byly získány výpočtem z dat automatické meteorologické stanice pro měření potenciální evapotranspirace podle Penmana a aktuální evapotranspirace metodou energetické bilance a Bowenova poměru umístěné na travním porostu udržovaném v konstantní výšce (cca 10 cm). Čidla snímala měřené hodnoty každou minutu a datalogger ukládal jejich desetiminutové průměry. Měřící systém pro získání dat PET i ETA obsahuje datalogger MiniCube VV/VX (EMS Brno, CZ) registrující data: ze 2 čidel na měření teploty [°C] a relativní vlhkosti vzduchu [%] ve dvou různých úrovních (0,5 a 2,0 m, byla vybírána čidla se stejnou chybou, tzv. párování čidel), z pyranometru pro měření intenzity globálního slunečního záření [W.m 2], z bilancoměru [W.m-2], ze dvou čidel na měření teploty půdy [°C] ve dvou hloubkách (0,1 a 0,2 m), z anemometru na měření rychlosti větru (ve 2 m, [m.s-1]), z infračerveného čidla na měření teploty vegetačního povrchu [°C] a od října 2004 z čidla na měření toku tepla do půdy [W.m-2]. Vzhledem k tomu, že měřicí stanice byla bilancoměrem vybavena až v říjnu 2003, byla do té doby Rn stanovena na základě odhadu albeda travního porostu z literatury (20 %, Novák, 1995) a výpočtu dlouhovlnného vyzařování Země (Allen a kol. 1998). V roce 2004 byla Rn zjišťována již přímo pomocí bilancoměru (fy Schenk, typ 8110, roční stabilita 3 %). Teplota vegetačního povrchu byla měřena pomocí infračerveného čidla (typ OS36-2, přesnost 2 %, OMEGA, USA) [°C] připojeného k dataloggeru měřícího systému PET, ETA a β. Systém byl dále doplněn druhým dataloggerem (MiniCube VF, EMS Brno, CZ), který snímal data půdních charakteristik. Skládal se ze tří čidel na měření půdní objemové vlhkosti (Water Content Reflectometer, Campbell Scientific, USA, typ CS 616, délka 30 cm, přesnost 2,5 %) [% obj.] pracujících na reflektometrickém principu a ze šesti sádrových bločků na měření půdního vodního potenciálu [bar] (typ GB 2, Delmhorst, USA).

3. Výsledky Metoda energetické bilance a Bowenova poměru je jednoduchou metodou, založenou na gradientech teploty vzduchu a tlaku vodních par ve dvou úrovních, nezabývá se určováním ani aerodynamického a povrchového odporu, neboť tyto složky jsou přímo zahrnuty v měřených veličinách (např. v radiační bilanci, v gradientech teploty vzduchu a tlaku vodní páry). Úskalí této metody však spočívá v možné izotermii, tj. v případě, kdy rozdíly mezi teplotou i tlakem v obou sledovaných úrovních se blíží nule, resp. jsou menší než 0,1 °C a 0,1 hPa (Matejka, Hurtalová, ústní sdělení, Angus et al. 1984). V této situaci se zjištěné rozdíly obou úrovní blíží možné chybě měření přístrojů a celá metoda (hodnoty Bowenova poměru) je zatížena velkou chybou. Pro maximální přesnost metody jsou čidla tzv. párována, tzn. vybírána na základě stejných chyb. Tyto problémy nastávají hlavně ráno či večer a ve dnech s oblačností. Eliminace problémových situací byla řešena pomocí software Mini 32 a výpočtových programů pro aktuální evapotranspiraci užívaných v daném software. Data stažená z počítače byla nejprve očištěna od tzv. napěťových špiček (výrazně odlehlé hodnoty), které mohou vznikat při stahování dat a při manipulaci s čidly. Dále byla data podrobena několika výpočtovým programům v software Mini 32: v 1. programu, který eliminoval případné chyby přístrojů (pokud např. relativní vlhkost byla vyšší než 100, program nahradil hodnotu stovkou), byly získány hodnoty ETA v mm.hod-1 vypočítané z Bowenova poměru pouze z rozmezí 0,1 – 4,0 s tím, že hodnoty ETA vyšší než 1 a menší než 0 byly vyloučeny. Z toho vyplývá, že výsledný soubor neobsahoval v desetiminutových intervalech všechny hodnoty β a ETA, některé řádky byly prázdné. Pro grafickou prezentaci byly dále vybrány hodnoty Bowenova poměru pouze z denního období 10 – 18 hodin a při intenzitě globálního záření větší než 200 W.m-2. Pomocí programu byla dále vypočítána potenciální evapotranspirace podle Penmana. V dalších výpočtových postupech byla chybějící data ETA doplněna na základě korelace PET a ETA, neboť mezi hodnotami ETA a PET byla lineární korelace. Daný testovaný soubor se dá rozdělit na jednotlivé podsoubory podle vlhkosti půdy a půdního vodního potenciálu. Pro tyto jednotlivé soubory se stanoví regresní

63

koeficient mezi PET a ETA a chybějící data ETA (včetně nulových nočních hodnot) se do souboru doplní hodnotami PET vynásobenými regresním koeficientem. Toto je důležité při výpočtu průměrů. Pokud chybí pět nulových hodnot, výsledný průměr je výrazně vyšší než má být! Pomocí dalšího programu se udělají denní průměry a vypočítají se denní sumy u veličin, kde to má smysl (např. suma ETA, PET, globální a čisté radiace). Stanovení denních sumárních hodnot má význam především pro zjišťování celovegetačních (popř. za jiné časové období ) sum, pro vymezení vhodnosti indikátorů bude pozornost zaměřena na hodnoty okolo poledne v období pěkného počasí, tzn. v období relativní přesnosti zmíněné metody. 4. Závěr a souhrn Tento příspěvek uvádí podrobnou metodiku výpočtu aktuální evapotranspirace meto-

dou energetické bilance a Bowenova poměru a vybraných indikátorů vodního stresu (Bowenův poměr, rozdíl teplot mezi teplotou povrchu a vzduchu, relativní evapotranspirace) s naznačením řešení určitých problémů, které s sebou zmíněná metoda nese. Je chápán jako první – teoretická část – výzkumu, na kterou bude navazovat praktické posouzení a zhodnocení vhodnosti vybraných indikátorů vodního stresu včetně vymezení platnosti jejich užití pro podmínky ČR. Poděkování Tento příspěvek byl vytvořen za finanční podpory Ministerstva zemědělství ČR v rámci etapy výzkumného záměru MZE 0002704901-08 „Vliv rozmístění a využívání trvalých travních porostů na kvalitativní a kvantitativní parametry půdy a vody“

5. Literatura Allen, R. G., Pereira, L., S., Raes, D.& Smith, M. (1998) Crop evapotranspiration, FAO irrigation and drainage paper, 56, Rome, 300 s. Angus D.E. & Watts, P.J. (1984) Evapotranspiration - How good is the Bowen Ratio method ?, Agric. Water. Management, 8, 133 –150. Baver, L.B., Gardner, W.H. & Gardner, W.R. (1972) Soil physics, 4th issue, John Wiley & Sons, Inc., New York. 498 s. Erhler, W.L.(1973) Cotton leaf temperatures as related to soil water depletion and meteorological factors. Agron. J. 65, 404 – 409. Idso, S.B., Jackson, R.D., Pinter, P.J., Jr., Reginato, R.J. & Hatfield, J.L.(1981) Normalizing the stress-degree-day parameter for environmental variability. Agric. Meteor. 24, 45 – 55. Jackson, R.D., Reginato, R.J. & Idso, S.B. (1977) Wheat canopy temperature: A practical tool for evaluating water requirements. Water Resources Res., 13(3), 651 - 656. Jackson, R.D., Idso, S.B., Reginato, R.J. & Pinter, P.J., Jr. (1981) Canopy temperature as a crop water stress indicator. Water Resources Res., 17(4), 1133 – 1138. Keener, M.E. & Kircher, P.L. (1983) The use of canopy temperature as an indicator of drought stress in humid regions. Agric. Meteor., 28, 339 – 349. Monteith, J.L.(1973) Principles of Environmental Physics. Edward Arnold (Publishers) Limited, London, 241 s. Novák V.(1995) Vyparovanie vody v prírode a metódy jeho určovania, VEDA, vydavatelstvo Slovenskej akadémie ved, Bratislava, 253 s. Oliva, R.N., Steiner, J.J. & Young, W.C., III (1994) Red Clover Seed Production: I. Crop Water Requirements and Irrigation Timing, Crop Science, 34, 184-192. Olufayo, A., Baldy, C., Ruelle, P. & Aidaoui, A.(1994) Relationships between water stress indicators and grain yield of irrigated sorghum (Sorghum bicolor (L) Moench), 17th ICID European Regional Conference on Irrigation and Drainage, Varna, Bulgaria, 69 – 75. Paw U, K.T.(1984) A theoretical basis for the leaf equivalence point temperature. Agric. Meteor., 30, 247-256. Penman, H.L.(1948) Natural evaporation from open water, bare soil and grass. Proc. Roy. Soc. London, A193, 120 – 146. Procházka, J. et al. (2001) Vliv hospodaření na vegetaci a toky energie, vody a látek v malých povodích na Šumavě. Silva Gabreta, 6, 199-224.

64

Thom A.S. (1975) Momentum, mass and heat exchange of plant communities. In: Vegetation and the atmosphere. Vol. 1. Red. J.L. Monteith, New York, Academic Press, 128 s. Woodward F.I., Sheehy J.E. (1983) Principles and Measurements in Environmental Biology, Butterworths, London.

Abstrakt Je uvedena metodika analýzy vodního stresu travního porostu vycházející ze zavedení indikátorů vodního stresu založených na atmosférických meteorologických činitelích a charakteristikách porostu. Za navržené indikátory byly zvoleny denní hodnoty: relativní evapotranspirace (poměr aktuální evapotranspirace ETA a potenciální evapotranspirace podle Penmana), Bowenův poměr (β) a rozdíl mezi maximální teplotou povrchu a vzduchu ve 2 m. Výpočet ETA je odvozen na základě metody energetické bilance a β vycházející z teorie turbulentní difúze a využívající výškový gradient teploty vzduchu a tlaku vodní páry. Vhodnost indikátorů vodního stresu bude posuzována porovnáním jejich hodnot s hodnotami půdního vodního potenciálu. Je popsána přístrojová technika zabezpečující veškerá vstupní data. Klíčová slova: metoda energetické bilance, Bowenův poměr, relativní evapotranspirace, teplota vegetačního povrchu, teplota vzduchu, vodní stres, travní porost

65

66

TRANSPIRACE A EVAPOTRANSPIRACE V EKOFYZIOLOGII LESNÍCH DŘEVIN Radek Pokorný, Zdeňka Klimánková, Otmar Urban, Lenka Krupicová, Zuzana Zvěřinová

Summary The aim of this contribution is evaluation as well as comparison of evapotranspiration and transpiration data obtained by nowadays techniques and methodological approaches used in ecophysiological research. Among these techniques and methods fall: i) gas exchange methods, ii) thermodynamic methods, and iii) eddy-covariance technique. Transpiration on a shoot level is measured by ad i) - based on infrared gas analysis, transpiration on a tree level by ad ii) - for sap flux rate monitoring, and evapotranspiration on the stand level by ad iii). Leaf or sapwood areas are usually used for up scaling of data from the shoot or tree level to the stand level. The above mentioned methods were applied to a young Norway spruce forest stand (Picea abies [L.] Karst), which is located at the Experimental ecological research site Bílý Kříž in the Moravian-Silesian Beskydy Mts. Some differences were found between eddy covariance and heat pulse velocity data. Specifically, eddy-covariance technique underestimated the water efflux data whereas heat pulse method overestimated these data in the late afternoon because water refilling of woody tissue. Gas exchange method needs to be improved by detail quantification of sunlit and shaded leaf area proportion and radiation regime within the stand canopy monitoring for accurate up scaling of data from shoot to stand level.

Úvod Evapotranspirace představuje jednu z nejvýznamnějších ztrátových složek vodní bilance lesního porostu. Měření evapotranspirace nebo jejích složek (transpirace, evaporace, intercepce) se může uskutečňovat v různých měřítkách, od jednotlivých listů přes celé stromy, konkrétní porost až po celé povodí. Vzhledem k tomu, že každý způsob měření reprezentuje jiné časové a prostorové měřítko, vnáší rozdílné chyby a přesnost, je často srovnání jednotlivých technik velice obtížné (Wilson et al. 2001). Různé obory (např. fyziologie, ekologie, hydrologie) často používají rozdílné přístupy a metodologické postupy ke stanovení vodní bilance ekosystému. V ekofyziologii lesních dřevin jsou k ocenění složek výparu v současnosti používány nejčastěji metody: i) gazometrické (GEM), ii) termodynamické, a iii) vířivé kovariance (EC). Metoda gazometrická (GEM) měří transpiraci na úrovni letorostu, který se uzavírá do gazometrické komůrky. K měření rychlosti transpiračního proudu celého stromu jsou používány metody založené na různých variantách termodynamického principu. Mezi nej-

častěji používané termodynamické metody (Köstner et al. 1997) patří metoda tepelné bilance (HBM) a tepelných pulsů (HPV). HPV metoda je založena na principu, že veškerá stromem vytranspirovaná voda projde jeho kmenem. Rychlost proudu je odvozena z pohybu tepelné vlny v krátkodobě zahřáté části kmene (Manual-Greenspan Technology 1999). Metoda HPV umožňuje zachytit s určitou přesností dynamiku změn rychlosti transpiračního proudu na úrovni větví či jednotlivých stromů (např. Vertessy et al. 1995, Granier et al. 2000). Metoda vířivé kovariance (EC) stanovuje celkovou evapotranspiraci lesního ekosystému (Baldocchi 2003). Měří toky energií a látek mezi ekosystémem a přízemní vrstvou atmosféry. Umožňuje sledovat výměnu pohybové energie, zjevného a latentního tepla, vodní páry a CO2 mezi porostem a přízemní vrstvou atmosféry. Základem této metody je souběžné měření rychlosti a směru jednotlivých vírů vzduchu a s nimi spojených okamžitých koncentrací CO2 a vodní páry. Korigovat naměřená data výdeje vodní páry tímto systémem dovoluje současné stanovení energetické bilance porostu (Baldocchi et al. 1988).

67

Materiál a metody Ke stanovení výdeje vody porostem byly užity tyto metodické přístupy a metody: i) gazometrické, ii) tepelných pulsů a iii) vířivé kovariance. Měření probíhala na Experimentálním ekologickém pracovišti Bílý Kříž (49o 30´ s.z.š., 18o 32´ v.z.d., 908 m n.m.) v porostu 23-leté horské smrčiny (Picea abies [L.] Karst) (2040 ks.ha-1). Popis lokality a porostní plochy uvádí např. Pokorný a Šalanská (2001). Transpirace na úrovni jehlice-letorost byla měřena gazometricky pomocí infračerveného analyzátoru plynu CIRAS-1 (PP Systems, Anglie), a to zvlášť pro slunný a zvlášť stinný typ asimilačního aparátu za různé ozářenosti

letorostu FAR (fotosynteticky aktivní radiace). Dopadající FAR na porost byla měřena v půlhodinových průměrech čidlem BPV 21 (Siemens, Německo). K měření rychlosti transpiračního proudu HPV metodou byl použit systém SF 300 (Greenspan Technology, Austrálie). Systém byl instalován v kmeni deseti jedinců vybraných tak, aby reprezentovali daný porost. Přepočtovým faktorem z úrovně jedinec na úroveň porost byla vodivá plocha běle (Pokorný 2000). Měření probíhala kampaňovitě 7. - 14. květen, 25. červen - 12. červenec, 23. - 26. srpen. V průběhu r. 2004 byla EC systémem (In Situ Flux System, Švédsko) kontinuálně monitorována evapotranspirace na porostní úrovni.

Obr. 1. Závislost rychlosti transpirace (TR) slunného (exposed, prázdná kola, čárkovaná čára) a stinného (shaded, plná kola, plná čára) typu jehlic na intenzitě dopadající fotosynteticky aktivní radiace (FAR). Výsledky a diskuse I přes vědomí potenciálních zdrojů chyb a nedostatků jednotlivých měřících technik pro stanovení výdeje vodní páry porostem či jeho části bylo provedeno jejich srovnání. Pomocí gazometrické metody (GEM) lze velmi přesně stanovit transpiraci na úrovni jednotlivých letorostů, případně větví. Z obr. 1. vyplývá, že transpirace letorostu exponenciálně závisí na intenzitě dopadajícího FAR. Obrázek dále dokládá rozdílnou dynamiku transpirace slunných a stinných letorostů. Přepočtový mechanismus na porostní úroveň je však velmi složitý, s vysokým potenciálem zdrojů chyb.

68

Musí být zohledněna rozdílná rychlost transpirace (Obr. 1.) i stomatální vodivost slunných a stinných letorostů v závislosti na intenzitě dopadající FAR (např. Šprtová, Marek 1999). Metoda stanovení podílu slunného a stinného typu asimilačního aparátu v korunové vrstvě porostu však zatím nebyla s dostatečnou přesností dosud úspěšně vyřešena. Ačkoli existují modely ohodnocení podílu osluněné a zastíněné části listové plochy (resp. LAI), jejich výsledky jsou pouze orientační (např. Ondok 1977, De Pury a Farquahar 1997, De Pury a Farquahar 1999). Slunný a stinný typ asimilačního aparátu vycházející

z rozdílné morfologické stavby, chemického složení a především fyziologické aktivity (např. Priwitzer a kol. 1998) může být osluněn či zastíněn různou měrou. Heterogenita radiačního režimu v porostu je značná - závisí na hustotě listoví, jeho uspořádání, nahloučení v jednotlivých hierarchických úrovních (tj. porost, koruna, přeslen, větev, letorost), orientaci a inklinačním úhlu nasazení (např. Chen 1996, Stenberg 1996). Podrobný monitoring radiačního režimu v koruně stromu či korunové vrstvě porostu a znalost velikosti listové plochy jednotlivých typů asimilačního aparátu (tj. slunný, stinný) by teprve vytvořil dostatečný přepočtový aparát na přesné stanovení transpirace celého porostu. Třetím problémem v přepočtu transpirace na úroveň porostu je stanovení míry spřažení jednotlivých pater korunové vrstvy s okolní atmosférou. Míru spřažení udává tzv. omega faktor, který nabývá hodnot od 0 (absolutně spřažený list s okolní atmosférou) do 1 (list izolovaný; transpirace je dána pouze intenzitou dopadající radiace). Hodnota omega faktoru je silně závislá na rychlosti proudění vzduchu a dle literárních údajů se pohybuje od 0,97 (list dubu ve větru 0,2 ms-1) až po 0,01 (jehlice smrku sitka ve větru 5 ms-1; Larcher 1988). Transpirace resp. rychlost transpiračního proudu stromu je závislá na řadě faktorů – klimatických, stanovištních (dostupnost vody a minerálních živin) a porostních (sociální postavení stromu v porostu, zdravotní stav stromu, věk, struktura porostu; např. Vertessy et al. 1995, Granier et al. 1996, Šalanská a Pokorný 2001). Prostorová variabilita rychlosti transpiračního proudu v příčném průřezu kmene je značná (např. Wullschleger, King 2000, Čermák et al. 1992), proto je zapotřebí i k přesnému stanovení výdeje vody jednotlivým stromem řada vhodně prostorově umístěných čidel. Množství čidel pro dostatečné postižení variability na úrovni jedinec i porost je tedy jedním z limitních faktorů. Jak uvádí Hatton et al. (1995), u HPV metody je větším zdrojem chyb stanovení transpirace na úrovni jedince než v přepočtovém mechanismu na úroveň porostní. Rychlost transpiračního proudu měřená metodou HPV bývá často nadhodnocena zvláště při nižších rychlostech pohybu vody v kmeni stromu a především v nočních hodinách díky termodynamickým vlastnostem dřeva. Navíc v hodinách bez slunečního svitu rychlost transpirační proudu monitoruje spíše dosycování pletiv vodou než

transpiraci (např. Granier et al. 2000, Wilson et al. 2001). Jedním z problémů metody EC je stanovení velikosti a tvaru území (tzv. „footprint“), pro které je informace reprezentativní. Hranice a velikost tohoto území se tak často plošně neshoduje s výměrou porostu či povodí, pro něž se vodní bilance stanovuje konkrétně. Mimo to musí být z naměřených dat vyloučeny hodnoty, při nichž je nedostatečné turbulentní proudění zajišťující komunikaci mezi ekosystémem a přilehlou vrstvou atmosféry. Podíl těchto hodnot je často vysoký (Lee et al. 1996, Baldocchi et al. 2000). K výše zmíněným problémům přesného stanovení evapotranspirace daného porostu EC metodou (tj. dostatečná turbulence vzduchu a velikost footprintu) přibývá ještě fyzikální problém kondenzace vodních par v systému přivádějícím vzorek vzduchu k infračervenému analyzátoru plynu. Ke kondenzaci vodních par dochází díky různé teplotě vzduchu a povrchů v EC systému. Monitorované hodnoty výdeje vodní páry porostem jsou tak podhodnoceny, a to různou měrou v závislosti na teplotní a vlhkostní diferenci atmosféra - analyzovaný vzorek vzduchu EC systém (Moncrieff et al. 1997). Stejných výsledků bylo dosaženo i při srovnání dat EC metody s metodou HPV. Stanovení evaporace, jako rozdílu mezi evapotranspirací (EC metoda) a transpirací (HPV) je tak bez použití korekce EC dat nemožná. Jednotná korekce EC dat se však stále upravuje a zdokonaluje (Aubinet et al. 2000). Porovnání časového průběhu naměřených dat resp. dynamiky HPV a EC metodou (Obr. 2a,b,c) potvrzují předchozí výsledky spojené s dosycováním rostlinných buněk vodou (Granier et al. 2000, Wilson et al. 2001). Noční toky byly korigovány (sníženy k nulové hodnotě) u HPV metody. EC toky vodní páry jsou v nočních hodinách velmi nízké a korigovány nebyly. K výdeji vody porostem v nočních hodinách však může docházet díky neuzavřenosti průduchů (Obr. 1) a stálou existencí podmínek pro výpar vody z rostliny (tj. deficit vodní páry v ovzduší, zvrstvení atmosféry, proudění vzduchu). Závěr K přesnému stanovení transpirace porostu GEM metodou chybí dostatečně přesný pře-

69

počtový aparát resp. kvantifikace LAI slunného a stinného typu listoví a podrobná časová a prostorová mapa FAR ozářenosti slunného a stinného typu listoví. HPV metoda kromě transpirace zachycuje pohyb vody v rostlině způsobený dosycováním pletiv vodou. Díky termodynamickým vlastnostem dřeva závislým na jeho vlhkosti jsou HPV systémem monitorovány „toky“ nesouvisející

s pohybem vody v kmeni stromu. HPV metoda je porovnatelná s EC metodou. Časová neshoda HPV a EC dat umožňuje monitorovat právě dosycování kmene vodou a ohodnotit v tomto ohledu i jeho kapacitu. Evaporaci z porostu nelze přesně stanovit bez korekce EC dat, neboť hodnoty evapotranspirace porostu EC metodou jsou nižší než hodnoty transpirace stanovené HPV metodou.

Literatura: Aubinet, M., Grelle A., et al., 2000. Estimates of the annual net carbon and water exchange of forests: The EUROFLUX methodology. Advances in Ecological Research, Vol 30. 30: 113-175. Baldocchi, D.D., Hicks, B.B., et al., 1988. Measuring biosphere-atmosphere exchanges of biologically related gases with micrometeorological methods. Ecology 69, 1331 – 1340. Baldocchi, D.D., Finningan, J., et al., 2000. On measuring net ecosystem carbon exchange over tall vegetation on complex terrain. Boundary-Layer Meteorol. 96, 257 – 291. Baldocchi D.D., 2003. Assessing the eddy covariance technique for evaluating carbon dioxide exchange rates of ecosystems: past, present and future. Review. Global Change Biology 9, 479 – 492. Čermák J., Cienciala E., et al., 1992. Radial velocity profiles of water flow in stems of spruce and oak and response of spruce trees to severing. Tree Physiol. 10, 367 – 380. De Pury, D.G.G., Farquahar, G.D., 1997. Simple scaling of photosynthesis from leaves to canopies without the errors of big-leaf models. Plant Cell Environ. 20 (5): 537-557. De Pury, D.G.G., Farquhar G.D., 1999. A commentary on the use of a sun/shade model to scale from the leaf to a canopy. Agricultural and Forest Meteorology 95(4): 257-260. Granier, A., Biron, P., et al., 2000. Water balance, transpiration and canopy conductance in two beech stands. Agriculture and Forest Meteorology. 100: 291-308. Chen, J.M., 1996: Optically-based methods for measuring seasonal variation of leaf area index in boreal conifer stands. Agric. Forest. Meteorol. 80: 135-163. Hatton, T., Wu, H., 1995. Scaling theory to extrapolate individual tree water use to stand water use. Hydrological processes. 9: 527-540. Köstner, B., Granier A., et al., 1998. Sapflow measurements in forest stands: methods and uncertainties. Annales Des Sciences Forestieres 55(1-2): 13-27. Larcher, W., 1988: Fyziologická ekologie rostlin. Academia, Praha, 361 s. Lee D.W., et al., 1996. Carbon dioxide exchange and nocturnal processes over a mixed deciduous forest. Agric. For. Meteorol. 81, 13 – 29. Long, S. P., Hallgren, J.E., 1993. Measurments of CO2 assimilation by plants in the field and the laboratory. Photosynthesis and Production in a Changing Environment. A Field and Labortory Manual. D. O. Hall, J. M. O. Scurlock, H. R. Bolhar-Nordenkampf, R. C. Leegood and S. P. Long. London, Chapman and Hall: 129 - 167. Manual - Greenspan Technology, 1999. Sapflow measurement: Theory and Technique, User manual. Moncrieff, J. B., Massheder, J.M., et al. 1997. A system to measure surface fluxes of momentum, sensible heat, water vapour and carbon dioxide. J.Hydrol. 188-189: 589-611. Ondok, J. P., Gloser, J., 1978. Fotosynteticky model porostu rákosu (Phragmites sommunis trin.). Acta Ecologica. 8: 43-72. Pokorný, R., 2000: Sap Flux Simulation and Tree Transpiration Depending on Tree Position within Stand of different Densities. Phyton Vol.40, Fasc.4: 157-162. Pokorný, R., Šalanská, P., 2001. Sap flux of dominant trees under low soil water availability. Beskydy 14: 99-106. Pokorný, R., 2002. Index listové plochy v porostech lesních dřevin, Disertační práce. MZLU Brno.

70

Priwitzer, T., Urban, O., et al. 1998. Chloroplastic carbon dioxide concentration in Norway spruce (Picea abies [L.] Karst.) needles relates to the position within the crown. Photosynthetica. 35: 561-571. Stenberg, P., 1996: Correcting LAI-2000 estimates for the clumping of needles in shoots of conifer. Agric. Forest. Meteorol. 79: 1-8. Šalanská, P., Pokorný, R., 2000. Rychlost transpiračního proudu v kmeni smrku ztepilého (Picea abies [L.] Karst.). „VIII. Posterový deň s medzinárodnou účasťou. Transport vody, chemikálií a energie v systéme poda – rastlina – atmosféra.“ (Bratislava 16.11. 2000) Šalanská, P., Pokorný, R., 2001. Sap flux of Noprway spruce trees in relation to stem diameter class. Beskydy 14: 107-112. Šprtová, M., Marek, M. V., 1999. Response of photosynthesis to radiation and intercellular CO2 concentration in sun and shade shoots of Norway spruce. Photosynthetica 37(3): 433-445. Vertessy, R.A., Benyon, R.G., O’Sullivan, S.K., Gribben, P.R., 1995. Relationships between stem diameter, sapwood area, leaf area and transpiration in a young mountain ash forest. Tree Physiol., 15, 559-567. Wilson, K. B., Hanson, P. J., et al. 2001. A comparison of methods for determining forest evapotranspiration and its components: sap-flow, soil water budget, eddy covariance and catchment water balance. Agricultural and Forest Meteorology 106(2): 153-168. Wullschleger, S. D., King A. W., 2000. Radial variation in sap velocity as a function of stem diameter and sapwood thickness in yellow-poplar trees. Tree Physiology 20(8): 511-518.

Poděkování: Výzkum probíhá za podpory grantů VAV/640/18/03, 526/03/H036 GA ČR a výzkumného záměru AV0Z60870520.

71

Obr. 2. Rychlost evapotranspirace (ETR) a transpirace (TR) porostu v průběhu měřících kampaní roku 2004: 7. – 12.5. (A), 23. – 26.8. (B), 25.6. – 12.7. (C) za použití měřících technik: HPV – metoda tepelných pulsů, EC – eddy kovarianční metoda.

72

STANOVENIE EVAPOTRANSPIRÁCIE SMREKOVÉHO PORASTU METÓDOU S DENDROMETRICKÝM PRÍSTUPOM Katarína Střelcová, Jiří Kučera

Summary Results of spruce stand transpiration evaluation in changing environmental conditions are presented in this paper. Sap flow of model spruce trees was estimated by direct, non-destructive and continuous measurements by tree-trunk heat balance method (THB) with internal heating and sensing of temperature. The model spruce trees transpiration as well as approximate model spruce stand transpiration were estimated on the basis of these measurements using dendrometrical approach. Experimental research works were carried out in natural spruce forest in upper altitudinal zone for spruce occurrence in National nature reserve Zadná Poľana in part Predná Poľana (1347 m asl.) in the Central Slovakia. Sap flow velocity was measured from June 14th to July 26th 2002 on five spruce trees. Stand evapotranspiration estimated during this period reached 138 mm, precipitation was 81 mm. Relation of spruce sap flow velocity to microclimate factors during this period was close, mainly to global radiation and saturation deficit.

Key words: dendrometrical approach, sap flow, thermal heat balance method, meteorological factors, natural spruce forest

Úvod Pojem evapotranspirácia lesných ekosystémov v sebe zahŕňa tri dôležité zložky. Sú to: neproduktívny (fyzikálny) výpar, pozostávajúci z výparu zachytenej zrážkovej vody najmä v korunách lesných drevín - intercepcia a výparu z pôdy - evaporácia a produktívny (fyziologický) výpar z lesných drevín, krovín a bylín, tj. výdaj vody rastlinami prevažne cez prieduchy listov a ihlíc transpirácia. Vzhľadom na variabilitu fyzicko-geogafických podmienok a zrážkových úhrnov našej krajiny je rozdelenie evaporanspirácie na jej území nerovnomerné – z južného Slovenska sa vyparí až 95% zrážok, kým z horských oblastí len asi 30% ročného úhrnu zrážok. Napr. v lokalite Žihárec, ktorá reprezentuje najteplejšiu oblasť Slovenska, sa za rok vyparí z vodnej hladiny priemerne 740 mm vody – s extrémami 636 a 844 mm (PETROVIČ 1993). Priemerná hodnota výparu z vodnej hladiny v najteplejšom mesiaci (júli) je 122 mm s priemerným denným úhrnom 4 mm. Z porastu trávy v Hurbanove sa za rok vyparí priemerne 474 mm vody, z lesa až 527 mm (TOMLAIN 1980, 1991). Intenzitu evapotranspirácie ovplyvňujú podľa NOVÁKA (2001) predovšetkým dva faktory:

príkon energie potrebnej na fázovú premenu a dostatok (alebo nedostatok) vody. Asi 25% intenzity evapotranspirácie môže byť ovplyvnených vlastnosťami prízemnej vrstvy atmosféry a vyparujúceho povrchu. Pri dostatku vody je sezónny priebeh riadený predovšetkým chodom príkonu energie k vyparujúcemu povrchu a má približne sínusoidný priebeh. Pri nedostatku vody v pôde je tento priebeh modifikovaný obsahom vody v pôde. Denné chody evapotranspirácie v podmienkach dostatku vody v pôde spravidla určujú denné chody tokov energie, s maximom okolo poludnia a s nízkymi intenzitami evapotanspirácie v noci. Ak je pôdna voda limitujúcim faktorom, intenzita evapotranspirácie klesá a závisí od dostupnosti vody v pôde. V súčasnosti pravdepodobne ako dôsledok globálnych klimatických zmien sme čoraz častejšie svedkami extrémnych poveternostných a klimatických javov, ktoré výrazne ovplyvňujú hydrologický cyklus a zásobovanie vodou. V poslednom desaťročí došlo k zvýšenému výskytu povodní (roky 1997, 1998, 1999, 2001, 2002, 2004), ale aj extrémne teplých a suchých periód (roky 1992-1994, 1998, 2000, 2003), kedy došlo k obmedzeniu zásob fyziologicky prístupnej

73

vody v pôde. Je veľmi pravdepodobné, že nedostatok vody v pôde spolu s vysokou imisnou záťažou a nepôvodnosťou sa podpísali pod chradnutie smrekových porastov v mnohých oblastiach Slovenska. V najbližších rokoch sa predpokladá vyššia frekvencia vegetačných období s nižšími úhrnmi zrážok zapríčinená globálnym otepľovaním atmosféry (MINĎÁŠ a ŠKVARENINA 2003), čo bude mať za následok zmenu bioklimatických podmienok pre výskyt jednotlivých druhov drevín s následným ústupom smreka a expanziou buka v 4. a 5. lesnom vegetačnom stupni (ŠKVARENA et al 2004). Podiel evapotranspirácie na vodnej bilancii povodia, či ekosystému závisí prevažne od: 1) klimatických pomerov stanovišťa, tj. od množstva a rozloženia zrážok, vlhkosti pôdy a od tzv. evaporačných požiadaviek ovzdušia, ktoré predstavujú spolupôsobenie viacerých meteorologických prvkov (teplota, vlhkosť, prúdenie a tlak vzduchu), 2) vegetačného krytu a jeho vlastností, nakoľko výpar z vegetácie (transpirácia) je určovaný nielen fyzikálnymi zákonitosťami, ale i anatomickými, morfologickými a fyziologickými vlastnosťami rastlín. Množstvo vody vyparené z lesných porastov je určované najmä drevinovým zložením, vekom, štruktúrou i zdravotným stavom porastov, tj. vzájomnými vzťahmi medzi lesným porastom a okolitým prostredím. Pri hodnotení vplyvu lesov na evapotranspiráciu a bilanciu vody v povodí nie sú dôležité absolútne hodnoty, ale porovnanie množstva vyparenej vody z lesa, trávnatých plôch a plôch s poľnohospodárskymi plodinami. Nakoľko priame meranie evapotranspirácie z týchto území je z metodického hľadiska náročné, až nemožné, na jej stanovenie sa využívajú nepriame metódy výpočtu. Výsledky meraní transpirácie pomocou merania transpiračného prúdu v jednotlivých stromoch je možné extrapolovať na celý porast a tak získať odhad evapotranspirácie z lesného územia pri zanedbaní výparu z pôdy, ktorý je pri zapojenom poraste minimálny (ČERMÁK a KUČERA 1990, STŘELCOVÁ et al., 2004).

74

Metodické otázky stanovenia výparu z lesa Získanie exaktných údajov o výpare z drevín (transpirácii), poprípade celých lesných porastov je metodicky i technicky náročné. Výber vhodnej metódy navyše komplikuje rôznorodosť vnútorných i vonkajších činiteľov, ktorými je transpirácia ovplyvňovaná. Pre stanovenie transpirácie drevín a porastov bolo vyvinuté veľké množstvo metód za pomoci ktorých sa stanovuje: • transpirácia jednotlivých asimilačných orgánov, príp. vetiev, • transpirácia jednotlivých stromov, • transpirácia celých lesných porastov. KAUFMANN A KELLIHER (1991) odporúčajú pri výbere metódy na stanovenie transpirácie zohľadniť tieto otázky: • V akom čase sú požadované údaje (rok, deň, hodina, alebo okamžite)? • Je výsledok požadovaný podľa druhov rastlín? • Sú potrebné údaje podľa rôznych úrovní v poraste, alebo pre jednotlivé stromy? • Aké je prístrojové vybavenie, náročnosť na čas a prácu? Podľa nášho názoru je dôležité zodpovedať i ďalšiu otázku: • Na akej úrovni zovšeobecnenia chceme pracovať (strom, porast, povodie, región)? Zodpovedanie týchto otázok môže pomôcť pri určení najvhodnejšej metódy, ktorá poskytne potrebné údaje s požadovanou presnosťou a spoľahlivosťou. Porovnanie metód stanovenia evapotranspirácie porastov je komplikované, pretože každá metóda sa vyvinula na iný účel. Nakoľko žiadna z metód stanovenia nie je ideálna, jej výber vyžaduje v každom prípade určitý kompromis. Dostupné metódy sú často nepriame a neposkytujú údaje v požadovanom časovom intervale a na potrebnej ploche. Získané výsledky sú zaťažené chybou z titulu započítania ostatných foriem výparu. Väčšina z metód je náročná na vstupné údaje a meraciu techniku. Výber vhodnej metódy teda nezávisí len od zámeru experimentu a druhu rastlín, ale aj od požadovaných výsledkov v priestore a čase, dostupného prístrojového vybavenia, pracovných síl a finančných prostriedkov.

Využitie metódy s dendrometrickým prístupom podľa Čermáka a Kučeru pre výpočet výparu modelového lesného porastu Aktuálnu transpiráciu na hektár modelového smrekového porastu (Qwt) sme odvodili na základe meraných hodnôt transpiračného prúdu metódou THB na modelových stromoch smreka vo vegetačnom období v roku 2003 (tab. 2) v lokalite Predná Poľana (tab. 1) a početnosti stromov v jednotlivých hrúbkových triedach v poraste (podľa meraní SANIGU v roku 2004 – ústne podanie), výpočtom podľa ČERMÁKA a KUČERU (1990), ktorý je uvádzame v tejto práci podrobnejšie vzhľadom na zameranie seminára. Metóda s dendrometrickým prístupom (ČERMÁK a KUČERA 1990) využíva pri stanovení transpirácie porastu priamo merané hodnoty transpiračného prúdu na úrovni celých stromov. Autori metódy (1990) zastávajú názor, že pri výpočtoch transpirácie porastov je výhodnejšie použiť kontinuálne nedeštrukčné merania transpiračného prúdu na vybratých vzorníkoch stromov reprezentujúcich porast. Za pomoci vhodných dendrometrických parametrov je možné údaje reálne namerané na vzorníkoch prepočítať na porast, prípadne povodie. Pri extrapolácii ("upscaling" z anglickej literatúry) transpirácie zo vzorníkov na celý porast, alebo jednotku plochy porastu je potrebný starostlivý výber skupiny vzorníkov stromov reprezentujúcich daný porast. V dospelom homogénnom poraste by táto skupina mala mať minimálne 3, vhodnejšie je 6–15 vzorových stromov. Počet vzorníkov závisí od variability porastu a požadovanej presnosti výsledkov (SWANSON 1970, ČERMÁK 1989a, b, ČERMÁK a KUČERA 1990). Vzorové stromy by mali byť vyberané zohľadnením rozdelenia stromov podľa vybraného vhodného biometrického parametra, s prihliadnutím na zdravotný stav stromov, ktorý sa obyčajne pri modelovaní transpirácie porastu prehliada. Pri výbere skupiny vzorníkov za použitia biometrických parametrov je otázne, či je správne posudzovať správanie celého porastu podľa skupiny vzorníkov. Tento problém sa môže vyskytnúť hlavne vtedy, ak

stanovujeme transpiráciu porastu so stromami rôzneho sociálneho postavenia. Stromy s rozdielnym sociálnym postavením sa okrem iného líšia i množstvom a distribúciou asimilačných orgánov. ČERMÁK (1989a, b) udáva, že najväčšie, dominantné stromy transpirujú 2/3 z celkového množstva a najmenšie, potlačené stromy len asi 1/10. Za účelom lepšieho využitia meracej techniky inštalovanej na vzorníkoch v poraste je preto výhodnejšia inštalácia nie podľa početností stromov v triedach, ale podľa množstva, ktoré stromy predstavujú podľa biometrického parametra použitého pri extrapolácii údajov (ČERMÁK a MICHÁLEK 1991). ČERMÁK (1989a, b) testoval sedem biometrických parametrov pri prepočtoch transpirácie (transpiračného prúdu) meraného na jednotlivých vzorníkoch duba na jednotku plochy porastu lužného lesa. Išlo o kruhovú základňu, objem hrubiny, horizontálnu projekčnú plochu korún a parametre asimilačmých orgánov: projekčnú plochu, hmotnosť sušiny, hmotnosť asimilačných orgánov a autorom definovanú solárnu ekvivalentnú plochu asimilačných orgánov (As). Použitie As pri prepočtoch transpirácie vedie v porovnaní so všetkými ostatnými testovanými parametrami k najpresnejším výsledkom. Vlastné prepočty transpirácie pokusných stromov (Qwt) na jednotku plochy porastu (Qws) boli robené dvoma spôsobmi: jednak na základe jednoduchého pomeru testovaných biometrických parametrov stromov (Bt) a porastu (Bs) a jednak na základe regresných rovníc vzťahu vzťahu Qwt a Bt. V prvom prípade ide o výpočet za pomoci vzťahu: Qws=Qwt(Bs/Bt) v druhom prípade bola pre odvodenie transpirácie použitá rovnica: k

Qws = ∑ ni .Qwti 1

kde: k je počet hrúbkových tried druhu v danom poraste, ni je počet stromov v jednotlivých hrúbkových triedach, pričom Qwti=a0+a1.Bti, kde: Qwti je transpirácia priemerného stromu určitej hrúbkovej triedy, a0, a1 sú členy regres-

75

nej rovnice príslušného biometrického parametra a Bti je priemerná hodnota biometrického parametra každej hrúbkovej triedy. Tento dendrometrický prístup k stanoveniu transpirácie v kombinácii s meraniami transpirácie na úrovni celých stromov (metódou tepelnej bilancie podľa ČERMÁKA et al., 1973) namiesto modelovania procesu

transpirácie za pomoci mnohých premenných sa javí byť výhodnejší a jednoduchší pri prepočte ("upscaling") na celý porast. Výsledky získané priamym meraním transpirácie môžu byť tiež použité pri testovaní platnosti fyziologických modelov založených na meraniach na asimilačných orgánoch, alebo pri sledovaní vodného stresu stromov.

Tab. 1: Charakteristika výskumného objektu Predná Poľana Miesto Zemepisná dĺžka Zemepisná šírka Nadmorská výška Expozícia Lesná správa Lesný závod Sklon Reliéf terénu Geologický podklad Pôdne pomery Priemerná ročná teplota Priemerný ročný zrážkový úhrn Klimatická oblasť Lesný vegetačný stupeň Klimageografický typ Skupiny lesných typov Priemerný vek porastov (530 a) Zastúpenie drevín

Predná Poľana (stožiar) (porast 530a) 19o 28‘ 48o 37‘ 1347 m n. m. južná Očová Kriváň 5 – 25 % vrcholová roveň, mierny svah, balvanitý vulkanity andozeme 3,5 – 4,0 oC 900 – 1100 mm chladná, horská 7 Horská klíma, subtyp studená Sorbeto – Piceetum Acereto – Piceetum 190 rokov Sm – 93 %, bk – 4 %, jr – 3 %

Biometrická charakteristika meraných stromov je uvedená v tabuľke 2. Klimadiagram skúmanej lokality je uvedený na obrázku 2. Výpar z pôdy a prízemnej vegetácie sme v zapojenom poraste považovali z hľadiska mesačnej a ročnej bilancie za zanedbateľný. Transpiráciu priemerného stromu určitej hrúbkovej triedy (Qwti) sme vypočítali zo scalingovej krivky vyjadrenej regresnou rovnicou, ktorá je uvedená na obrázku 4.

Na obrázku 5 sú výsledky odhadu transpirácie modelového smrekového porastu na základe reálnych meraní transpiračného prúdu na piatich modelo-

76

vých stromoch a porovnanie takto získaných hodnôt s meteorologickými charakteristikami. Za sledované obdobie (31 dní) porast vyparil 138 mm vody pri zrážkach 81 mm. Je zrejmé, že pre transpiráciu bola využitá voda v pôde akumulovaná v jarnom období. Denné úhrny transpirácie smrekového porastu sú ovplyvnené dennou sumou globálneho žiarenia (GR) a sýtostným doplkom (dE), ktorý integruje vplyv teploty a vlhkosti vzduchu.

PREDNÁ POĽANA-chata (1264 m) T = 3,69 °C

P = 1069 mm 220 200

50

180 160

40

140 120

30

100 80

20 10

!

!

!

!

!

1

2

60 40

! !

!

3

4

20

!

!

0 -10

!

5

6 7 Month

! Temperature

8

0 ! -20

-40 9 10 11 12

Precipitation

Obr. 2: Klimadiagram výskumného objektu Predná Poľana (podľa meraní SHMÚ pri horskom hoteli Poľana)

Obr. 3: Histogram hrúbkových početností na výskumnej ploche Predná Poľana Tab. 2: Biometrické charakteristiky modelových stromov smreka Strom smrek 1 smrek 2 smrek 3 smrek 4 smrek 5

Obvod1,3 (cm) bez kôry 198,7 172,5 130,2 99,9 78,9

Hrúbka d 1,3 (cm ) 68,5 57,3 44 33,4 26,1

Výška (m) 28 27 24 24 23

77

2500

Qwt = 0,4679.Bt2 - 2,8091.Bt - 6,2193 R2 = 0,9526 smrek 1

2000

Qwt (litre)

smrek 2 1500 1000 smrek 3 500 0

smrek 4

smrek 5 20

30

40

50

60

70

80

Bt (cm)

Obr. 4: Scalingová regresná krivka pre výpočet transpirácie modelového smrekového porastu (Qws) na základe početnosti v jednotlivých hrúbkových triedach (Bt je priemerná hodnota hrúbky kmeňa d1,3 v hrúbkovej triede) a meraných hodnôt transpiračného prúdu na piatich modelových smrekoch v období 14. 6. 2002 – 26. 7. 2002

Výsledky odhadu transpirácie bukového porastu sme publikovali v prácach STŘELCOVÁ a MINĎÁŠ 1998, STŘELCOVÁ et al. 2004. Tieto sme porovnávali s potenciálnou evapotranspirácoiou trávneho porastu počítanou podľa TÜRCA (1961). Odhad denných úhrnov transpirácie porastu je počas niektorých dní nižší než potenciálna evapotranspirácia podľa Türca (PET), počas suchého a teplého počasia však hodnoty počítané z meraní transpiračného prúdu (T) presahujú hodnoty PET. Ďalší nesúlad medzi PET a T je počas dní so zrážkami počas väčšej časti dňa, kedy sú hodnoty PET v niektorých prípadoch relatívne vysoké, zatiaľ čo T je nulová. Príčina je v skutočnosti, že pri výpočte podľa Türca sa neuvažuje so zrážkami a s nimi súvisiacou vysokou vlhkosťou vzduchu, ktorá reálny výpar významne znižuje. Pri reálnych meraniach sa inhibičný účinok zrážok výrazne prejavuje poklesom transpiračného prúdu k nulovým hodnotám. Najväčší rozdiel medzi PET a T je v

78

máji, kedy je potrebné zobrať do úvahy skutočnosť, že reálna transpirácia bola limitovaná stupňom vývinu asimilačného aparátu. Pri plne vyvinutých listoch bukov (jún, júl a august) sú hodnoty T relatívne vysoké v porovnaní s PET. Túto situáciu možno vysvetliť veľkou odparovacou plochou bukového porastu (index listovej plochy LAI = 5,89) v porovnaní s trávnym porastom, s ktorým sa počíta pri výpočte PET podľa Türca. Navyše nad lesným porastom dochádza k intenzívnej turbulentnej výmene vodnej pary v hraničnej vrstve atmosféry, ktorá transpiráciu zvyšuje a pri empirickom výpočte evapotranspirácie sa s ňou neuvažuje. V júli je úhrn potenciálnej evapotranspirácie (PET) blízky zrážkovému úhrnu (Z). V tomto období stromy čerpali zásoby vody z pôdy akumulované v jarnom období, čo malo za následok zníženie potenciálu pôdnej vody v auguste na hodnotu −500 až −800 hPa, čo je podľa PAPRITZA et al. (1991) hodnota, pri ktorej by mohlo dôjsť k obmedzeniu transpirácie buka.

TR

Z

GR

10

dE

8

8

6

6

4

4

2

2

0

GR (kW.m-2), dE (hPa)

Qws (mm), Z (mm)

10

0 14.6

17.6.

20.6.

23.6.

26.6.

29.6.

2.7.

5.7.

8.7.

11.7.

14.7.

dátum 2002

Obr. 5: Vypočítané hodnoty transpirácie smrekového porastu Qws v lokalite Predná Poľana pomocou scalingovej regresnej krivky pre obdobie maximálnej fyziologickej aktivity porastu 14.6. – 14.7. 2002 pri dostatočnej zásobe pôdnej vody (objemová vlhkosť 58 - 84 % za uvedené obdobie v profile pôdy 0-50 cm) a hodnoty meteorologických prvkov: zrážky Z, denné sumy globálnej radiácie GR a sýtostný doplnok dE, ktoré v prípade dostatočnej zásoby pôdnej vody určujú množstvo vody vyparenej porastom

Záver Zovšeobecnením našich meraní a výpočtov, ako aj podľa iných autorov (TOMLAIN 1993, ŠÚTOR 1998, NOVÁK 2001) môžeme konštatovať, že evapotranspirácia lesov v porovnateľných podmienkach je asi o 10 – 15% vyššia ako trávneho porastu. Spôsobuje to predovšetkým vysoká intercepcia lesných porastov (fyzikálny výpar) a vyššia transpirácia (fyziologický výpar) z dôvodu niekoľkonásobne väčšej listovej plochy na 1 m2 (vysoký LAI – leaf area index). Výsledky publikované viacerými autormi, ako aj naše, o množstve vyparenej vody z lesných cenóz sú vo všetkých prípadoch kvalifikovaným odhadom, vzhľadom na metodickú náročnosť hydrologických experimentálnych meraní, obtiažne zovšeobecňovanie získaných výsledkov, ako aj výnimočnú zložitosť a rôznorodosť lesných ekosystémov. Výpočet transpirácie celého lesného porastu na zá-

klade meraní transpiračného prúdu však považujeme za reálny odhad, nakoľko sa pri ňom využívajú hodnoty transpiračného prúdu merané kontinuálne počas celého vegetačného obdobia na modelových vzorníkoch. Nedostatok vidíme v tom, že pri tejto metóde nie je možné započítať výpar z pôdy a z intercepcie, čiže tzv. neproduktívny výpar, čo môže výsledok mierne podhodnotiť. Z dôvodu častého poškodzovania lesných porastov suchom (extréme teplé a suché periódy v rokoch 1992-1994, 1998, 2000, 2003, kedy došlo k obmedzeniu zásob fyziologicky prístupnej vody v pôde), by sa mal stať výskum transpirácie a vodnej bilancie drevín a lesných porastov neoddeliteľnou súčasťou monitorovania zdravotného stavu lesa, keďže voda ako jedna z najdôležitejších zložiek lesných ekosystémov môže významným spôsobom ovplyvňovať fyziologické procesy v lesných ekosystémoch a tým aj ich zdravotný stav a celkovú produkciu biomasy.

79

Poďakovanie Táto práca bola čiastočne podporená finančnými prostriedkami z vedeckých projektov č. 1/2357/05, 1/4159/04 a 1/0635/03 Komisie VEGA ekologické vedy.

Použitá literatúra ČERMÁK, J., DEML, M., PENKA, M., 1973: A New Method of Sap Flow Rate Determination in Trees. Biologia Plantarum 15:171-178. ČERMÁK, J., 1989a: Solar Equivalent Leaf Area: an Efficient Biometrical Parameter of Individual Leaves, Trees and Stands. Tree Physiology 5:269-289. ČERMÁK, J., 1989b: Praktický funkční parametr asimilačního aparátu stromů a porostů - solární ekvivalentní plocha listů. Lesnictví 35:695-705.ČERMÁK, J., NADEHŽDINA, N., 1998: Brief review of present techniques used for sap flow measurements in intact plants. In: Proceedings from 4th International Workshop on Measuring Sap Flow in Intact Plants. IUFRO Publications, Publishing house of Mendel University: 4-11. ČERMÁK, J., KUČERA, J., 1990: Scaling up Transpiration Data between Trees, Stands and Watersheds. Silva Carelica 15:101-120. ČERMÁK, J., MICHÁLEK, J., 1991: Výběr stromových vzorníků v lesních porostech na základě "úhrnových kvantilů". Lesnictví 37:49-60. KAUFMANN, M. R., KELLIHER, F. M., 1991: Estimating Tree Transpiration rates in Forest Stands. In: J.P. Lassoie, T.M. Hinckley (eds.), Techniques and Approaches in Forest Tree Ecophysiology. CRC Press, Boca Raton, Fl.:117-140. MINĎÁŠ, J., ŠKVARENINA, J. (eds.), 2003: Lesy Slovenska a globálne klimatické zmeny. EFRA Zvolen, Lesnícky výskumný ústav Zvolen. ISBN 80-228-1209-9: 44-49. NOVÁK, V., 2001: Evapotranspirácia a jej rozdelenie na území Slovenska. Životné prostredie 35: 133-137. PAPRITZ, A., SCHNEEBELI, M., ATTINGER, W., FLÜHLER, H., 1991: Schnelle Transportvorgänge im Wurzelrum. Lufthaushalt, Luftverschmutzung und Waldschäden in der Schweiz. Ergebisse aus dem Nationalen Forschugsprogamm 14, Band 6, Belastung von Waldböden. VDF, Zürich: 33— 96. PETROVIČ, P., 1993: Vertical hydrological balance in Žihárec for the period 1961-1990. In: Becker, A., Sevruk, B., Lapin, M. (eds.): Evaporation, Water Balance and Deposition, Proc. of Symposium on Precipitation and Evapotranspiration. Bratislava: 211-218. SWANSON, R. H., 1970: Sampling for Direct Transpiration Estimates. Journal of Hydrology 9:-77. ŠÚTOR, J., 1998: Hydrologické problémy lesných ekosystémov. Lesnícky časopis 44: 475-483. STŘELCOVÁ, K., MINĎÁŠ, J., 1998: Denná dynamika transpiračného prúdu buka lesného vo vzťahu k meteorlogickým podmienkam. In: Atmosférická depozícia a ekofyziologické procesy v ekosystémoch. Škvarenina et al. (eds.): 209−213. STŘELCOVÁ , K., MATEJKA, F., KUČERA J., 2004: Beech stand transpiration assessment – two methodical approaches. Ekológia 22, Supplement 2/2004: 147-162. ŠKVARENINA, J., KRIŽOVÁ, E., TOMLAIN, J., 2004: Impact of the climate change on the water balance of altitudinal vegetation stages in Slovakia. Ekológia (Bratislava) 23, Supplement 2/2004: 13-29. TOMLAIN, J., 1980: Výpar z povrchu pôdy a jeho rozloženie na území ČSSR. Vodohohospodársky časopis 28: 170-205. TOMLAIN, J., 1991: Waldevapotanspiration und ihre Verteilung auf dem Territorium der ČSSR. Acta Meteorologica, Universitatis Comenianae, Ser. Meterologia, 20: 3-19. TOMLAIN, J., 1993: Distribution of evapotranspiration on the territory of Slovakia. In: Becker, A., Sevruk, B., Lapin, M. (eds.): Evaporation, Water Balance and Deposition, Proc. of Symposium on Precipitation and Evapotranspiration. Bratislava: 211-218. TÜRC, L.,1961: Évaluation des besoins en eau d’irrigation evapotranspiration potenielle. Annales Agronomie 12:13-49.

80

VÝVOJ EVAPOTRANSPIÁCIE POČAS VEĽKÉHO VEGETAČNÉHO OBDOBIA VO VÝŠKOVOM PROFILE SLOVENSKA Z POHĽADU MOŽNÉHO VÝVOJA KLÍMY Bernard Šiška, František Špánik, Dušan Igaz Summary Dependence of evapotranspiration during long vegetative period on altitude profile of Slovakia from the point of view of possible climate impacts On the base of climatic data from 27 climatic stations on the territory of Slovak republic potential and actual evapotraspiration as well as evapotranspiration deficit are evaluated in dependence on altitude profile for period of years 1951-1980 (reference period of years), time horizons of years 2010, 2035 and 2075. Evapotranspiration parameters are evaluated for vegetative period that is defined by occurrence of daily mean air temperature t>5°C. Significant changes in evapotranspiration were calculated especially towards higher altitude in more distanced time horizons. Key words: evapotranspiration. Slovakia, altitude

Úvod Evapotranspirácia ako významná zložka vodnej bilancie prostredia je vhodným ukazovateľom pre posúdenie vlahových pomerov územia v časopriestorovom vyjadrení. Zatiaľ čo potenciálna evapotranspirácia môže byť využitá ako ukazovateľ pre stanovenie potreby vody pri maximálnej produktivite ekosystémov, presné stanovenie aktuálnej evapotranspirácie môže viesť k veľmi presným stanoveniam produkcie biomasy (STEINER et al., 1986, NOVÁK, VIDOVIČ, 1985) a aj v otázkach modelovania je prospešné sa touto otázkou zaoberať detailnejšie. V podmienkach Slovenskej republiky boli vzťahy medzi produkciou biomasy a evapotranspiráciou rozpracované pre niektoré poľné plodiny ako ozimná pšenica, cukrová repa a kukurica (VIDOVIČ, NOVÁK 1985, ŠIŠKA, 1992, HUZULÁK, J., MATEJKA, F., 1985) V porovnaní so zrážkami bola potenciálna evapotranspirácia tiež využitá ako ukazovateľ zavlaženia v krajinnom priestore (KURPELOVÁ, COUFAL, ČULÍK, 1975), resp. kritérium suchosti územia (TOMLAIN, 1997). Evapotranspirácia je podmienená v priestore predovšetkým energetickou bilanciou aktívneho povrchu a podmienkami turbulentného prenosu vodnej pary z porastu do atmosféry. Z hľadiska rastlinného krytu

a pôdneho prostredia je podstatná tiež dostupnosť vody k vyparovaniu. Cieľom tohto príspevku je vyhodnotiť zmeny úhrnov potenciálnej a aktuálnej evapotranspirácie, ako aj evapotranspiračného deficitu vo výškovom profile Slovenska z pohľadu možného vývoja klímy počas veľkého vegetačného obdobia. Materiál a metódy Modelový výpočet mesačných úhrnov potenciálnej (E0), aktuálnej evapotranspirácie (E) a evapotranspiračného defictu (E0-E), vlhkosti pôdy ( W ) sa realizovali spoločným riešením rovníc energetickej a vodnej bilancie povrchovej vrstvy pôdy (TOMLAIN, 1978). Potenciálna evapotranspirácia bola stanovená rovnicou prenosu vodnej pary v atmosfére, teplota vyparujúceho povrchu z rovnice energetickej bilancie (Tomlain, 1979) a aktuálna evapotranspirácia podľa vzťahu E = Eo

W , Wo

(1)

kde W je priemerná vlhkosť najvyššieho horizontu pôdy (bola stanovená z rovnice vodnej bilancie) a W0 je kritická vlhkosť pôdy.

81

vegetačné obdobie je limitované nástupom a ukončením priemernej dennej teploty vzduchu t>5°C. Výsledky a hodnotenie

Z rovnice (1) je zrejmé, že pri W < W0 pomer

W E = , E o Wo

t.j.

E je funkciou vlhEo

kosti pôdy. Vstupnými údajmi modelu, ktorý bol rozpracovaný na Katedre meteorológie a klimatológie Fakulty matematiky, fyziky a informatiky UK v Bratislave, sú teplota a vlhkosť vzduchu, oblačnosť, atmosferické zrážky a počet dní so snehovou pokrývkou, čo sú meteorologické prvky pravidelne merané v sieti meteorolgických staníc. Prehodnotenie vývoja ukazovateľov evapotranspirácie boli využité meteorologické údaje z 27 klimatických staníc, ktoré reprezentujú územie v priestore Slovenska. Veľké

V predloženej práci je graficky a štatisticky analyzovaná zmena úhrnov potenciálnej (E0) a aktuálnej evapotranspirácie (E), ako aj evapotranspiračného deficitu (E0– E) za veľké vegetačné obdobie (VVO; t ≥ 5,0 °C) v závislosti od nadmorskej výšky poľnohospodársky využívanej krajiny Slovenska k rokom 1951 – 1980 a k časovým horizontom rokov 2010, 2030 a 2075.

Obr. 1 Úhrny E0 za VVO referenčného časového radu rokov 1951-1980 a k časovým horizontom rokov 2010, 2030 a 2075

850

1951-80

y = 0,0002x 2 - 0,5612x + 708,56 R2 = 0,8804

2010

y = 0,0002x 2 - 0,594x + 761,52 R2 = 0,8678

750 2030

y = 0,0003x 2 - 0,6101x + 793,53 R2 = 0,8611

2075

y = 0,0003x 2 - 0,6552x + 861,37 R2 = 0,8527

[mm]

650

550

450

350 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

nadmorská výška [m] 1951-1980

Zmena úhrnu potenciálnej evapotranspirácie (E0 v mm) Potenciálnou sa chápe maximálne možná evapotranspirácia pri daných meteorologických podmienkach a dostatočne vlhkej povrchovej vrstve pôdy. Rozloženie E0 podľa nadmorskej výšky na Slovensku vyplýva z obr. 1. Závislosť E0 od nadmorskej výšky k uvedeným časovým horizontom je matematicko-štatisticky vysoko preukazná; funkčné

82

2010

2030

2075

vzťahy najlepšie vyjadrujú rovnice kvadratickej paraboly. Predpokladané zvyšovanie teploty vzduchu a v nadväznosti predlžovanie VVO spôsobujú jednoznačné zvyšovanie E0 k uvedeným časovým horizontom. Pre nížinné – južné časti Slovenska (klimatická stanica Hurbanovo) platí zvýšenie E0: k roku 2010 o 55 mm, t.j. o 7 % k roku 2030 o 87 mm, t.j. o 13 % k roku 2075 o 153 mm, t.j. o 23 %

Zmena úhrnu aktuálnej evapotranspirácie (E v mm)

Pre vyššie položené – severné časti Slovenska (klimatická stanica Liptovský Hrádok) platí zvýšenie E0: k roku 2010 o 45 mm, t.j. o 9 % k roku 2030 o 72 mm, t.j. o 15 % k roku 2075 o 123 mm, t.j. o 25 %

Aktuálna – skutočná evapotranspirácia predstavuje množstvo vody vyparené z pôdy pokrytej vegetáciou pri danom stave pôdnej vlhkosti. Je silne ovplyvňovaná fyzikálnymi charakteristikami prostredia, v ktorých dominuje nadmorská výška stanovišťa. Rozloženie E podľa nadmorskej výšky na Slovensku podáva obr. 2. Závislosť E od nadmorskej výšky je vyjadrená exponenciálnymi rovnicami, vzťah však už nie je taký tesný ako pri E0.

550 y = -7E-05x 2 + 0,0145x + 440,36 R2 = 0,5513

1951-80

500

[mm]

450

400

350

2010

y = -9E-05x 2 + 0,0709x + 434,63 R2 = 0,3869

2030

y = -1E-04x 2 + 0,0883x + 439,48 R2 = 0,3425

2075

y = -6E-05x 2 + 0,0757x + 449,88 R2 = 0,0819

300 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

nadmorská výška [m] 1951-1980

2010

2030

2075

Obr. 2 Úhrny E za VVO referenčného časového radu rokov 1951-1980 a k časovým horizontom rokov 2010, 2030 a 2075 Pre nížinné – južné časti Slovenska (klimatická stanica Hurbanovo) platí zvýšenie E: k roku 2010 o 7 mm, t.j. o 2 % k roku 2030 o 17 mm, t.j. o 4 % k roku 2075 o 27 mm, t.j. o 6 % Pre vyššie položené – severné časti Slovenska (klimatická stanica Liptovský Hrádok) platí zvýšenie E: k roku 2010 o 26 mm, t.j. o 6 % k roku 2030 o 40 mm, t.j. o 9 % k roku 2075 o 57 mm, t.j. o 13 %

Zmena úhrnu evapotranspiračného deficitu (E0–E v mm) Rozdiel medzi potenciálnou a aktuálnou evapotranspiráciou charakterizuje dostatok či nedostatok vody v pôde pre optimálny rast plodín. Rozloženie E0 – E podľa nadmorskej výšky na Slovensku podáva obr. 3. Funkčné vzťahy E0–E od nadmorskej výšky sú matematickoštatisticky vysoko preukazné najlepšie vyjadrené logaritmickými rovnicami. Z hľadiska vodnej bilancie podmienenej úhrnom zrážok, teplotou vzduchu, vlhkosťou vzduchu i ďalších faktorov, predpokladá sa zvyšovanie ročného deficitu evapotranspirácie.

83

Pre nížinné – južné časti Slovenska (klimatická stanica Hurbanovo) platí zvýšenie: k roku 2010 o 47 mm, t.j. o 18 % k roku 2030 o 70 mm, t.j. o 28 % k roku 2075 o 126 mm, t.j. o 50 %

Pre vyššie položené – severné časti Slovenska (klimatická stanica Liptovský Hrádok) platí zvýšenie: k roku 2010 o 19 mm, t.j. o 32 % k roku 2030 o 32 mm, t.j. o 54 % k roku 2075 o 66 mm, t.j. o 111 %

400

2075

y = -145,52Ln(x) + 1040,5 R2 = 0,8355

2030

y = -127,23Ln(x) + 893,87 R2 = 0,8062

2010

y = -120,62Ln(x) + 838,25 R2 = 0,8015

1951-80

y = -102,94Ln(x) + 703,53 R2 = 0,7773

350 300

[mm]

250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

nadmorská výška [m] 1951-1980

2010

2030

2075

Obr. 3 Úhrny E0-E za VVO referenčného časového radu rokov 1951-1980 a k časovým horizontom rokov 2010, 2030 a 2075 Závery Potenciálna a aktuálna evapotranspirácia a evapotranspiračný deficit boli na území Slovenska vyhodnotené na základe údajov z 27 klimatických staníc vybraných so zreteľom na výškový profil Slovenska.

Výsledky boli zhodnotené k časovým horizontom rokov 1951-1980, 2010, 2030 a 2075 pre vegetačné obdobie definovaným výskytom priemernej dennej teploty vzduchu t>5°C. Významné zmeny boli zaznamenané hlavne vo vyššie položených lokalitách Slovenska a vzdialenejších časových horizontoch

Literatúra HUZULÁK, J. - MATEJKA, F.: Analýza mikroklímy porastu. Bratislava 1985, s. 1 – 256. KURPELOVÁ, M. - COUFAL, J. - ČULÍK, K., 1975: Agroklimatické podmienky ČSSR, Bratslav, 1975 LAPIN, M., DAMBORSKÁ, I., MELO, M. (1999): Modifikované GCMs scenáre časových radov teploty vzduchu a zrážok pre Slovensko. In: Atmosféra 21.storočia, organizmy a ekosystémy, Bioklim. prac. dni, Zvolen, 207-214 STEINER, J.L. – SMITH, R.C.G. – MEYER, W.S. –ADENEY, J.A., 1985: Water use, foliage temperature and yield of irrigated wheat in SE Australia. Australian Journal of Agricultural research, 36, 1985, 1-11.

84

ŠIŠKA, B.: Aktuálna a potenciálna evapotranspirácia vo vzťahu k potenciálnej produkcii ozimnej pšenice v Západoslovenskom kraji. Kandidátska dizertačná práca, VŠP Nitra, 1992, 100 s. TOMLAIN, J., 1979: Metódy určovania potenciálneho a skutočného výparu z povrchu pôdy. Meteorologické zprávy, 32, 1979, 2 , 72-79 TOMLAIN, J., 1997: Modelový výpočet dôsledkov očakávanej zmeny klímy na obsah vody v pôde na Slovensku. NKP SR, No7, Bratislava, s. 68-83. VIDOVIČ, J., - NOVÁK, V.1987: Závislosť úrody kukurice od evapotranspirácie porastu. Rostlinná výroba 33, 1987, 6,663-670

85

86

Rožnovský, J., Litschmann, T. (ed): Seminář „Evaporace a evapotranspirace“, Brno, 23. března 2005, ISBN 80-86690-24-5

K ROZLOŽENIU EVAPOTRANSPIRÁCIE NA ÚZEMÍ SLOVENSKA ZA OBDOBIE 1951-2000 Ján Tomlain Summary The study sets the basic statistical charakteristics of potential and actual evapotranspiration on the territory of Slovakia. The monthy totals of evapotranspiration have been determined by meas of mathematical model developed at the Faculty of Mathematics, Physics and Informatics of Comenius University in Bratislava. The average monthly values of the air temperature and humidity, cloudiness, number of days with snow cover and precipition for a period 1951 to 2000 were used as basic material. Pertinent figures bring the outline of the spatial distribution of average annual totals of potential and actual evapotranspiration on the territory of Slovakia.

ÚVOD Výpar z povrchu pôdy a rastlín (evapotranspirácia), atmosferické zrážky a odtok sú určujúcimi zložkami rovnice vodnej bilancie ľubovoľného povodia. Preto informácie o priestorovom a časovom rozložení týchto charakteristík sú dôležitými vstupnými údajmi pre celý rad projektových akcií realizovaných hlavne v lesnom a vodnom hospodárstve, energetike, poľnohospodárstve a v tvorbe a ochrane životného prostredia. Naša odborná literatúra obsahuje pomerne veľký počet prác venovaných štúdiu zrážkových a odtokových pomerov na území Slovenska, čo súvisí s dobre vybudovanou sieťou zrážkomerných a vodomerných staníc. Meranie evapotranspirácie sa na území SR robia len na veľmi malom počte hydrometeorologických staníc, čo neumožňuje získať údaje o priestorovom a časovom rozložení tejto základnej zložky rovnice vodnej bilancie pre väčšie územné celky. Nedostatok priamych meraní vedie k stanoveniu evapotanspiorácie pomocou emprických a poloemprických vzťahov, určujúcich spojitosť evapotranspirácie s meteorologickými prvkami meranými na meteorologických staniciach. Evapotranspirácia je zložitým procesom. Závisí od celého radu činiteľov, z ktorých najdôležitejšími sú: celková bilancia žiarenia, vlhkosť pôdy a turbuletný prenos vodnej pary od vyparujúceho sa povrchu do atmosféry. Celková bilancia žiarenia (rozdiel medzi globálnym žiarením pohlteným vyparujúcim povrchom a bilanciou dlhovlnného žiarenia) je určovaná výškou Slnka nad horizontom, dĺžkou dňa, zemepísnou šírkou, nadmorskou výškou, priepustnosťou atmosféry, stupňom pokrytia oblohy oblakmi, albedom povrchu, obsahom vodnej pary v atmosfére a teplotou vzduchu a

povrchu pôdy. Rozloženie vlhkosti pôdy v priebehu roka závisí predovšetkým od ročného chodu atmosferických zrážok. Turbuletný tok vodnej pary od povrchu do atmosféry je určovaný jej vertikálnym gradietom a štruktúrou poľa vetra nad vyparujúcim sa povrchom. Priemerné ročné úhrny výparu z povrchu pôdy a rastlín (evapotranspirácie) môžeme ľahko zistiť z údajov o atmosferických zrážkach a odtoku. Z rovnice vodnej bilancie pre rok dostaneme E= P-O,

(1)

kde P je ročný úhrn zrážok, O je ročný odtok a E je ročný úhrn evapotranspirácie. Rovnica platí v prípade dlhodobých priemerov. V súčasnosti evapotranspiráciu určujeme následujucimi metódami. 1. Metóda energetickej bilancie E=

B−Q , T1 − T2 λ + Cp q1 − q 2

(2)

kde T1, T2 je teplota vzduchu a q1, q2 je merná vlhkosť vzduchu v hladinách z1 a z2, B-celková bilancia žiarenia, Q- tok tepla v pôde, λ- skupenské teplo vyparovania (λ= 2,5. 103 kJ. kg-1) a Cp je merná tepelná kapacita pri stálom tlaku vzduchu (Cp= 1,004 kJ. kg-1. K-1). 2. Metóda turbuletnej difúzie E=ρk1

q1 − q 2 , z2 ln z1

(3)

kde k1 je koeficient turbultnej difúzie vo výške 1 m. Metóda si vyžaduje gradietové merania vlhkosti vzduchu a rýchlosti vetra najmenej v 2 hladinách (z1, z2). 3. Metóda fluktuácie, ktorá vychádza z priamych meraní okamžitých oscilácií napätia vodnej pary (q´) a vertikálnej rýchlosti (w´) okolo ich priemernej hodnoty E= -ρw´q

(4)

Metóda fluktuácie má relatívne jednoduchý teoretický základ. Vertikálne turbolentné toky sa merajú priamo a teda netreba pre každý prípad určovať parameter drsnosti povrchu a teplotnú stratifikáciu najnižšej ležiacej vrstvy atmosféry. Na meranie fluktuácií sú potrebné veľmi citlivé prístroje vybavené aparatúrou na automatické spracovanie nameraných údajov. Na meranie q´sa používajú citlivé psychrometre, chemické hygrometre a infračervené analyzátory. Ide o zložité prístroje, ktoré sa v súčasnosti používajú len na špeciálnych meteorologických observatóriach. Kombináciou metódy turbulentnej difúzie a energetickej bilancie pre výpočet evapotranspirácie dostaneme vzťah E=

B−Q , λ (1 + β ) o

(5)

kde βo je Bowenov pomer a platí βo=H/λE (H je turbulentný tok tepla medzi vyparujúcim povrchom a atmosférou). 5. H. L. Penman a J. L. Monteith pre výpočet evapotanspirácie navrhli vzťah

d r a , E=   r  λ  s + γ 1 + c    ra 

Meranie je založené na váhovom princípe. Treba povedať, že vo výparomeroch Popova a Rykačeva nie je zabezpečená výmena vody v horizontálnom smere a preto tieto výparomery poskytujú len približné hodnoty. Unikátnym je hydraulický výparomer, založený na princípe Archimedovho zákona. Skladá sa z 2 nádob: nádoby naplnenej pôdou s porastom a ponorenej do vody v nádobe druhej. Úhrn výparu je úmerný zmene tiaže nádoby ponorenej do vody v nádobe pôvodného valca. Pre výpočet mesačných úhrnov evapotranspirácie na území Slovenska bol aplikovaný matematický model, založený na spoločnom riešení rovníc energetickej a vodnej bilancie povrchu ako aj experimentálne zistenej závislosti rýchlosti evapotranspirácie od vlhkosti pôdy. Energetické možnosti vyparujúceho povrchu udáva rovnica energetickej bilancie pre daný povrch B= λE+H+Q,

a zásoby vody v pôde rovnica vodnej bilancie P= E+O+(W2-W1),

kde s vyjadruje zmenu tlaku nasýtenej vodnej pary v závislosti od teploty, rc je rezistencia porastu pre vertikálny prenos vodnej pary, ra je aerodynamická rezistencia pre turbulentný tok tepla, d je sýtostný doplnok a γ je psychrometrická konštanta. 6. Metódy merania evapoptranspirácie rôznymi typmi výparomerov (Popova, Rykačeva, hydraulický a pod.).

(8)

kde B je celková bilancia žiarenia, E – evapotranspirácia, λ- merné skupenské teplo vyparovania (λ= 2,5.103 kJ.kg-1), H- turbulentný tok tepla medzi povrchom a atmosférou, Q- tok tepla v pôde, P- atmosferické zrážky, O- odtok a W2- W1- zmena vlhkosti pôdy (W1- vlhkosť pôdy na začiatku a W2 na konci uvažovaného časového intervalu). Z rovnice (7) vyplýva, že horná hranica energetických možností evapoptranspirácie je daná vzťahom

sB + ρCp

(6)

(7)

E=

B− H −Q

λ

(9)

Ak pôda je dostatočne vlhká a v zime pri snehovej pokrývke evapoptranspirácia závisí len od vonkajších meteorologických činiteľov a rovná sa potenciálnej evapotranspirácií (maximálne možnej evapotranspirácií pri daných meteorologických podmienkach z dostatočne vlhkej povrchovej vrstvy pôdy – Eo). Pri vlhkosti pôdy menšej ako je jej kritická hodnota (Wo) evapotranspirácia sa zmenšuje úmerne s poklesom vlhkosti pôdy ( W )

E = Eo

W , Wo

(10)

Úpravou rovmice turbulentného prenosu vodnej pary v atmosfére bol pre stanovenie mesačných úhrnov potenciálnej evapoptranspirácie použitý vzťah Eo= ρD(qs-q2),

(11)

kde ρ je hustota vzduchu, D- integrálny koeficient difúzie (v zime D= 0,30 cm.s-1 a v lete D= 0,6- 0,7 cm.s-1), qs- merná vlhkosť vzduchu nasýteného vodnou parou pri teplote vyparujúceho sa povrchu a q2- merná vlhkosť vzduchu v meteorologickej búdke (2 m nad povrchom). Výpočet ukázal, že zmenšenie hodnôt D o 0,1 cm.s-1 vedie k zmenšeniu úhrnov potenciálnej evapoptranspirácie približne o 4 % a úhrny E0 vypočítané pre D= 0,4 cm.s-1 sú menšie v porovnaní s úhrnmi pre D= 0,63 cm.s-1 len o 6 až 10 %. Z toho vyplýva, že sa nedopustíme podstatnejšej chyby, ak pre výpočet Eo zoberieme hodnoty D uvedené v predchádzajúcom odstavci. V rovnici (11) vystupuje veličina qs , na určenie ktorej musíme poznať teplotu vyparujúceho povrchu (Tw). Ak údaje o teplote povrchu chýbajú, potom Tw môžeme vypočítať z rovnice energetickej bilancie uvažovaného povrchu B= λE +H + Q Po dosadení za B= Bo- 4 ε σ T23 (Tw-T2) a H = ρ cpD (Tw-T2) do rovnice (12) dostaneme Bo-Q=λρD(qs-q2)+(4εσT23+ρcpD)(Tw-T2),

(13)

kde Bo je celková bilancia žiarenia vlhkého povrchu (bilancia dlhovlnného žiarenia vypočítaná z teploty vzduchu – T2), 4εσT23 (Tw-T2)oprava na rozdiel medzi teplotou vyparujúceho sa povrchu a vzduchu, ε-emisivita (koeficient charakterizujúci vlastnosti vyžarujúceho povrchu), σ- Stefanova-Boltzmannova konštanta. V modelovej rovnici (13) sú neznáme 2 veličiny Tw a qs, na určenie ktorých použijeme Magnusovu rovnicu qs=6,1. 10

7 , 45Tw 235+Tw

Kritická vlhkosť pôdy závisí od klimatických pomerov uvažovenej lokality a ročného chodu teploty vzduchu. Analýzou zložiek vodnej bilancie 100 cm hrubej povrchovej vrstvy pôdy aurori práce (Zubenok, 1976) stanovili nasledovné hodnoty Wo: a) Ak pre ročné úhrny Eo/P <1,3, potom na jar, pokiaľ priemerná mesačná teplota je menšia ako 10o C, kritická vlhkosť pôdy Wo= 200 mm. V prvom mesiaci s t≥10o C Wo = 170 mm a začínajúc druhým mesiacom s t >10o C Wo = 150 mm. V jeseni pri poklese teploty vzduchu pod 3o C Wo =170 mm a ďalší mesiac Wo =200 mm. b) Ak pre ročné úhrny platí E0/P ≥1,3, potom pre druhý jarný mesiac s t >10o C Wo= 120 mm a ďalšie mesiace Wo= 100 mm. Na jeseň pri poklese teploty vzduchu pod 3o C Wo= 120 mm a ďalší mesiac Wo = 170 mm. Ako sme už uviedli, hodnoty Wo, sa menia v závislosti od vegetačných fáz rastlín a klimatických pomerov. V počiatočných fázach vývoja rastlín, kedy rastlinná pokrývka je riedka a koreňový systém nedostatočne rozvinutý a sústredený v najvyššej vrstve pôdy, vysýchanie najvyššieho pôdneho horizontu vedie k intenzívnemu zmenšovaniu evapotranspirácie, bez ohľadu na vlhkostné pomery celej jednometrovej, resp. hrubšej povrchovej vrstvy pôdy. V takomto prípade skutočná evapotranspirácia sa bude rovnať potenciálnej pri vyšších hodnotách vlhkosti pôdy. Podobná situácia nastáva aj v jeseni pri zmenšovaní koreňového systému rastlín. Hodnoty Wo musia byť vyššie ako vo vegetačnom období, kedy rastliny čerpajú vodu z väčších hĺbok. Priemernú vlhkosť pôdy W

W určujeme z rovnice vodnej bilancie (8) metódou postupných priblížení, ak pre odtok aplikujeme vzťahy:

W O= W k

  E 2   E 2 2 α 1 − 1 − o   + 1 − o    P  P     

pre P ≥ Eo a

(14)

W1 + W2 2

=

O= α P

W W k

pre P < Eo

(15)

α je koeficient úmernosti, ktorý závisí od intezity zrážok (α= 0,2 až 0,4), Wk je najväčšia hodnota Wo počas roka (najväčší obsah vody, ktorý sa môže udržať v najvyššom horizonte pôdy bez kontaktu s podzemnou vodou). Rovnice (5) boli odvodené na základe týchto predpokladou: ak mesačný úhrn potenciálnej evapotranspirácie je väčší ako mesačný úhrn zrážok, potom koeficient odtoku (O/P) je úmerný vlhkosti pôdy. Odtok sa rovná nule pri úplne suchej pôde a dosahuje maximum pri W /Wk=1. V prípade, že mesačný úhrn potenciálnej evapotranspirácie je menší ako atmosferické zrážky za prísliušný mesiac, potom odtok, okrem intenzity zrážok závisí od rozdielu (P-Eo), t.j. v prípade, že W /Wk=1 odtok sa bude približovať (P-Eo) a koeficient odtoku bude konvergovať k (1-Eo/P). Koeficient α sme na území Slovenska stanovili na základe nameraných údajov odtoku. Pre ročný úhrn zrážok P ≤ 760mm, α = 0,2; pre ročný úhrn 760 < P< 960 mm α = 0,3 a pre P > 960 mm α = 0,4. Pozorovanie hodnôt kritickej vlhkosti pôdy Wo s optimálnou vlhkosťou (Wopt) zabezpečujúcou normálny rast poľných plodín, t.j. normálnou aeráciou pôdy a zasobovanie rastlinných buniek vodou ukázalo, že v priemere za vegetačné obdobie od vzchádzania do mliečnej zrelosti, Wo sa len málo líši od Wopt. Počas základných fáz rastu rastlín Wo tvorí 70 až 90 % plnej vodnej kapacity. Spodná hranica optima vlhkosti pôdy pre koreňovú vrstvu pôdy v intervale maximálnej spotreby vody rastlinami tvorí v prípade hlinitých pôd 70 až 80 % a v prípade piesčitých pôd 50 až 60 % poľnej vodnej kapacity. Horná hranica optima vlhkosti pôdy pri hlbokej hladine podzemnej vody sa v priemere len málo líši od poľnej vodnej kapacity a pri vyššej hladine vody je o niečo menšia. Pri stanovení W2 za prvý jarný mesiac s kladnou teplotou k zrážkam tohto istého mesiaca pripočítame úhrny zrážok za predchádzajúce mesiace so zápornou teplotou znížené o úhrny potenciálnej evapotranspirácie. Správnosť postupu pri určovaní vlhkosti pôdy a evapotranspirácie za jednotlivé mesiace kontrolujeme rovnicou vodnej bilancie za rok (P= E+O). Popísaný model pre výpočet potenciálnej a aktuálnej evapotranspirácie vychádza z údajov

o teplote a vlhkosti vzduchu, oblačnosti, resp. o dobe trvania slnečného svitu, o počte dní so snehovou pokrývkou a atmosferických zrážkach, čo sú meteorologické prvky pravidelne merané na meteorologických staniciach. Vlhkosť pôdy W a kritická vlhkosť pôdy (Wo) sú navzájom funkcionálne zviazané , a preto nepresný údaj Wo sa odrazí na hodnote W . Pomer W / Wo sa však pre dostatočne veľký interval hodnôt Wo mení relatívne málo. Rozdiely medzi ročnými úhrnmi Evapotranspirácie stanovenými pre rôzne Wo neprevyšuje 3 %, t.j. chybný údaj Wo nevedie k podstatnejším chybám v určovaní evapotranspirácie. V súvislosti s možnými chybami merania zrážok sme vypočítali priemerné mesačné úhrny evapotranspirácie pre zrážky uvádzané v naších odborných publikáciach a pre úhrny zrážok zväčšené o 5 až 20 %. Najväčšie rozdiely medzi vypočítanými ročnými úhrnmi evapotranspirácie pre takto zvolené úhrny zrážok sme podľa očakávania zistili v naších najteplejších a na zrážky chudobných oblastiach, kde atmosferické zrážky sú limitujúcim činiteľom evapotranspirácie (okolo 8 %). Rastom úhrnov zrážok sa uvedené rozdiely zmenšujú a na Štrbskom Plese tvoria menej ako 1 %. V horách limitujúcim činiteľom evapotranspirácie sú jej energetické možnosti. Atmosferické zrážky zachytené povrchom rastlín sa z väčšej časti priamo vyparujú do ovzdušia. Množstvo zachytených zrážok zachytených vegetáciou závisí od intenzity a doby trvania zrážok, rýchlosti vetra, úseku vegetačného obdobia, ako aj hustoty, druhu a veku porastov. Bolo zistené, že podiel zachytených zrážok vegetáciou rastom zrážkových úhrnov sa zmenšuje. Analýza vlyvu zrážok zachytených vegetáciou na úhrny evapotranspirácie ukázala, že rozdiely medzi ročnými úhrnmi evapotranspirácie s uvažovaním efektu priameho výparu zadržaných zrážok z povrchu rastlín s vylúčením ich podielu na zmene obsahu vody v najvyššom pôdnom horizonte a bez toho efektu sú malé. Výpočet ukázal, že v prípade, ak 1/3 mesačných úhrnov zrážok za vegetačné obdobie (apríl až september) sa vyparí priamo z povrchu rastlín, potom v naších pomerne suchých oblastiach rozdiely medzi takto stanovenými ročnými úhrnmi evapotranspirácie neprekračujú 4 % a na severe Slovenska 9 %. Ak berieme do úvahy skutočnosť, že zrážky zachytené rastlinami sú v priemere menšie ako nami predpokladaná 1/3 ich mesačných úhrnov, potom nezahrnutie efektu priameho výparu

zrážok z povrchu vegetácie nespôsobí väčšiu chybu v stanovení úhrnov evapotranspirácie. Celkový prehľad o rozložení ročných úhrnov potenciálnej evapotranspirácie na území Slovenska prináša obr. 1. V najteplejších oblastiach Slovenska (Podunájska, Záhorska a Východoslavenská nížina) priemerné ročné úhrny Eo presahujú 700 mm, v Košickej kotline, na južnom Slovensku a Ponitrí 650 mm, v údoliach východoslavenských riek, vo Zvolenskej kotline a na stredom Považí 600 mm, v Turci a Liptovskej kotline 550 mm. V nadmorských výškach nad 1000 m ročné úhrny Eo klasajú pod 450 mm a v najvyšších polohách Tatier pod 300 mm. Obr. 2 prináša priestorové rozloženie ročných úhrnov aktuálnej evapotranspirácie. Proces výparu z povrchu pôdy a rastlín okrem

energetických činiteľov silne závisí od vlhkostných pomerov najvyššieho horizontu pôdy. V horách pozorujeme dostatok atmosférických zrážok počas celého roka, a preto aktuálna evapotranspirácia v najteplejších oblastiach Slovenska je limitovaná zásobami vody v pôde. Rastom zrážkových úhrnov pri dostatočných energetických možnostiach aktuálna evapotranspirácia rastom nadmorskej výšky rastie po určitú hranicu a potom v dôsledku nedostatku energie (zväčšovanie oblačnosti, počtu dní so snehovou pokrývkou, relatívnej vlhkosti vzduchu a poklesom teploty vzduchu a pôdy sa s výškou zmenšuje. V priemere za rok aktuálna evapotranspirácia na Podunájskej nížine presahuje 80 % a v najvyšších polohách Tatier je menšia ako 30 % ročných úhrnov zrážok.

LITERATÚRA Budyko, M.I. 1974: Klimat i žizň, Gidrometeoizdat, Leningrad Tomlain, J. 1990: Rozloženie potenciálnej evapotranspirácie na území Slovenska za obdobie 19511980. Meteorologické zprávy, roč. 43, No6, str. 161-166 Tomlain, J. 1985: Mapové spracovanie evapotranspirácie na území SSR za obdobie 1951-1980. Meteorologické zprávy, roč. 38, No5, str. 140-145 Tomlain, J., 1991: Modelovanie evapotranspirácie z rôznych povrchov na území Slovenska. Hydrológia, výskum a prax, Bratislava, pp. 118- 134 Tomlain, J. 2002: Priemerné a extrémné úhrny potenciálnej a aktuálnej evapotranspirácie na území Slovenska. Štúdia XIX, roč. XVI. Slov. Bioklim. Spoločnosť SAV, Bratislava, Nitra, 50 s. Zubenok, L.I. 1976: Isparenije na kontinentoch. Gidrometeoizdat, Leningrad