Separace hydrogramu dešťového odtoku pomocí elektrochemických měření. Hydrograph separation using ionic concentration measurement DISERTAČNÍ PRÁCE

ČESKÉ VYSOKÉ UČENÍ TECHNICKÉ V PRAZE Fakulta stavební Katedra hydromeliorací a krajinného inženýrství

Separace hydrogramu dešťového odtoku pomocí elektrochemických měření

Hydrograph separation using ionic concentration measurement

DISERTAČNÍ PRÁCE Ing. Aleš Vondrka

Doktorský studijní program: Stavební inženýrství Studijní obor: Inženýrství životního prostředí Školitel: doc. Ing. Václav Kuráž, CSc.

1  Praha, 2012

 

ČESKÉ VYSOKÉ UČENÍ TECHNICKÉ V PRAZE Fakulta stavební Thákurova 7, 166 29 Praha 6

PROHLÁŠENÍ Jméno doktoranda: Aleš Vondrka Název disertační práce: Hydrograph separation using ionic concentration measurement

Prohlašuji, že jsem uvedenou doktorskou disertační práci vypracoval/a samostatně pod vedením školitele doc. Ing. Václava Kuráže. Použitou literaturu a další materiály uvádím v seznamu použité literatury. Disertační práce vznikla v souvislosti s řešením projektu: GAČR (205/08/1174 a 205/09/1918) a MŽP (SP/1a6/151/07).

v Praze dne podpis

 

2 

 

               

Poděkování    Za  vedení  doktorského  studia  a  disertační  práce  děkuji  doc.  Ing.  Václavu  Kurážovi,  CSc.  (Stavební  fakulta  ČVUT  v Praze).  Poděkování  patří  rovněž  Ing.  Miroslavu  Tesa‐ řovi,  CSc.  (Ústav  pro  hydrodynamiku  AV  ČR,  v.  v.  i.)  za  všestrannou  podporu  a  me‐ todické  vedení  experimentální  části  práce.  RNDr.  Daniela  Fottová  a  RNDr.  Markéta  Štěpánová (Česká geologická služba, v. v. i.) laskavě poskytly informace o chemismu  srážkové  a  povrchové  vody  a  cenné  konzultace  při  jejich  vyhodnocování.  Ústav  pro  hydrodynamiku  AV  ČR,  v.  v.  i.  zpřístupnil  pro  potřeby  zpracování  disertační  práce  datový sklad povodí Liz a archivní výzkumné publikace.    Práce vznikla za podpory projektů podporovaných GAČR (205/08/1174,  205/09/1918) a MŽP (SP/1a6/151/07). 

3 

Souhrn  

 

Separace odtoku z povodí pomocí chemických metod     V předložené práci je navržena metoda dvousložkové separace odtoku užívající jako  stopovače draselný iont a iontovou vodivost vody. Metoda spočívá na kontinuálním  měření  napětí  na  iontově  selektivní  draselné  elektrodě  a  celkové  iontové  vodivosti  vody v uzávěrovém profilu povodí Liz. Povodí o ploše 0,99 km 2  leží v podhůří Šuma‐ vy. Je porostlé kyselou smrkovou bučinou, půdní pokryv je kambizem.   Vyhodnocením  iontově  selektivních  měření  bylo  zjištěno,  že  při  výrazné  odtokové  vlně  s rostoucím  průtokem  roste  zastoupení  dešťové  vody  v odtoku.  A  naopak  s klesajícím  průtokem  klesá  i  podíl  dešťové  vody  v  odtoku  z povodí.  V nevýrazné  odtokové vlně je zastoupeni dešťové vody v odtoku malé. Při dešti nově infiltrovaná  srážková voda z půdy nejprve vytlačí převážně půdní vodu starou. Poté z půdy vyté‐ ká  převážně  voda  dešťová  a  pak  směs  obou  vod  s klesajícím  podílem  vody  dešťové.  V bezdeštném a teplém období lze kvantifikovat stáří vody vytékající do toku, neboť  v období, kdy klesá průtok, klesá i obsah draselného iontu ve vodě vytékající z půdy  do toku. Důvodem je odběr draslíku z půdní vody do transpiracích rostlin. Lze proto  měřit stáří vody v půdě obsahem draselného iontu ve vodě vytékající z povodí.  Závěry  o  mechanismu  výtoku  draslíku  z povodí  byly  ověřeny  na  nezávisle  měřené  osmileté  řadě  ztrát  draselného  a  sodného  iontu  výtokem  z povodí.  Bylo  zjištěno,  že  v měsíčních  sumách  korelují  extrémní  ztráty  výtokem  draslíku  a  sodíku  s vysokými  srážkovými  úhrny.  V ročních  sumách  korelují  extrémní  ztráty  výtokem  sodíku  s vysokými srážkovými úhrny.  Ztráty draslíku nekorelují s vysokými srážkovými úhr‐ ny.  Potvrdil  se  tudíž  zásadní  poznatek,  získaný  iontově  selektivním  měřením,  že  k výtoku  nové  dešťové  vody  do  toku  dochází  jen  výjimečně  při  výrazných  odtoko‐ vých  vlnách  způsobených  srážkami  s vysokými  úhrny.  Získané  poznatky  ukazují,  že  půdní voda je výraznou složkou přímého odtoku.   Klíčová  slova:  odtoková  hydrologie,  separace  hydrogramu  odtoku,  hydrochemické  stopovače, vymývání kationtů  4 

Abstract  

Hydrograph separation using ionic concentration measurement  

  The  method  of  hydrograph  separation  considered  for  this  study  is  a  method  to  dis‐ tinguish  old  and  new  water  in  a  stream.  This  method  is  based  the  fact  that  the  ion  content  of  the  water  depends  on  the  time  water  has  spent  in  the  soil  structure  –  there  is  a  difference  in  the  ionic  composition  between  the  groundwater  (old  water  causing  the  base  flow)  and  that  of  a  given  storm  (new  water).  Groundwater  has  a greater  content  of  Na +   ions  than  that  of  K +   ions,  which  is  caused  by  a  greater  sorption  of  K +  ions  in  the  soil  and  by  subsequent  uptake  of  K +  ions  by  plants.  This  means  that  in  the  storm  water  the  ratio  of  Na +   and  K +  ions  is  significantly  lower  than  that  in  the  ground  water.  Other  quantities  that  are  expected  to  vary  with  the  ratio  of  the  base  flow  to  the  storm  runoff  are  contents  of  particular  dissolved  sol‐ ids.  These  manifest  themselves  by  variation  of  the  electrical  conductivity  of  water.  It  follows  that  a  hydrograph  can  be  separated  into  a  new‐  and  old‐water  part  by  means  of  measuring  of  the  electrochemical  properties  of  out‐flowing  water  –    Na +   and  K +   ion  content,  electrical  conductivity,  provided  that  these  quantities  in  the  storm water are known.  Submitted work is based on the continuous measurement of the voltage on the po‐ tassium  ion‐selective  electrode  and  the  electrical  conductivity  of  the  water  in  the  closure  profile  at  small  catchment  Liz.  The  Liz  catchment  in  the  Šumava  Mountains  is fully forested. Forest cover belongs to the acid spruce beech type. The soil type is  the  oligotrophic  forest  Eutric  Cambisol.  Catchment  area  is  0.99  km 2 ,  maximum  ele‐ vation is 1074 m a. s. l., minimum elevation is 828 m a. s. l., the average annual air  temperature is 6.3 °C, average annual rainfall is 825 mm.  Evaluating  ion‐selective  measurements,  it  was  found  that  during  the  significant  ru‐ noff  wave  the  contribution  of  rainwater  in  a  runoff  increases  according  increasing  discharge.    Conversely  this  contribution  decreases  with  decreasing  discharge.  Dur‐ ing  the  flat  runoff  wave,  the  contribution  of  rainwater  in  the  runoff  is  small.  When  5 

it  rains,  newly  infiltrated  rain  water  displaces  the  old  water  from  the  soil.  Then  mostly  rainwater  flows  from  the  soil.  Thereafter  is  runoff  created  by  a  mixture  of  both waters with a declining contribution of rainwater. In dry and warm period, the  age  of  water  flowing  into  the  stream  can  be  quantified,  since  in  the  period  when  the  flow  rate  decreases,  also  decreases  the  content  of  potassium  ions  in  the  water  flowing  from  the  soil  into  the  stream.  This  is  because  consumption  of  potassium  in  the  soil  water  by  transpirated  plants.  Therefore,  the  age  of  the  soil  water  can  be  measured by the concentration of potassium ions in the water flowing from the ba‐ sin.  Conclusions  about  the  mechanism  of  potassium  leaching  from  the  basin  were  veri‐ fied  using  eight  years  series  of  independently  measured  loss  of  potassium  and  so‐ dium  ion  from the  Liz  basin.  It was found that  the  monthly  sums  of  extreme  loss  of  potassium  and  sodium  correlate  with  high  monthly  precipitation  totals.  The  ex‐ treme  annual  sums  of  sodium  loss  correlate  with  high  annual  precipitation  totals.  On  the  other  hand,  this  correlation  was  not  proved  for  potassium.  This  confirms  therefore essential knowledge obtained using ion‐selective measurements, that the  new rainwater occurs in the runoff only rarely in significant runoff waves caused by  heavy rainfall. The obtained data suggest that soil water is a significant component  of direct runoff.      Key  words:  runoff  hydrology,  hydrograph  separation,  hydrochemical  tracers,  cati‐ ons leaching 

6 

Obsah  Souhrn.......................................................................................................................................................4  Abstract ....................................................................................................................................................5  1.  Úvod..................................................................................................................................................10  2.  Cíl práce ...........................................................................................................................................12  3.  Literární přehled ............................................................................................................................13  3.1  Formování dešťového odtoku z povodí ..........................................................................13  3.2  Preferenční proudění vody v půdě ..................................................................................15  3.3  Hydrofobie půd ....................................................................................................................19  3.4  Role vegetačního krytu ve vodním režimu půd a povodí ...........................................21  3.5  Výtok půdní a srážkové vody do toku .............................................................................23  3.6  Vodní režim půd a povodí ..................................................................................................26  3.7  Separace hydrogramu odtoku z povodí a stopovače...................................................28  3.8  Chemismus podzemních vod .............................................................................................31  3.8.1  Formování chemického složení podzemních vod ............................................31  3.8.2  Vertikální zonálnost podzemních vod ................................................................32  3.8.3  Organické látky........................................................................................................34  3.8.4  Fyzikálně chemické složení podzemních vod ...................................................35  3.9  Anorganické ionty jako stopovače ...................................................................................37  3.9.1  Konzervativní stopovače .......................................................................................38  3.9.2  Reaktivní stopovače ...............................................................................................39  3.10  Vyplavování kationtů z horských povodí v ČR................................................................40  4.  Experimentální povodí Liz ...........................................................................................................44  4.1  Přírodní poměry ...................................................................................................................44  4.2  Přístrojové vybavení ...........................................................................................................47  4.3  Historie hydrologického výzkumu v povodí Volyňky ...................................................50  4.4  Souhrn výsledků výzkumu hydrologického cyklu povodí............................................51  4.5  Souhrn výsledků výzkumu látkové bilance povodí.......................................................53  5.  Metodika..........................................................................................................................................59  5.1  Stopovače pro separaci odtoku z povodí .......................................................................59  5.2  Kontinuální měření iontové vodivosti, draslíku, průtoku a srážek ..........................60  5.3  Měsíční stanovení koncentrace sodného a draselného iontu ...................................62  5.4  Doplňková hydrologická a meteorologická měření .....................................................63  5.5  Zpracování a vyhodnocování dat .....................................................................................63 

7 

6.  Výsledky ...........................................................................................................................................65  6.1  Roční a měsíční ztráty draselných a sodných iontů v letech 2002 až 2009 ...........65  6.2  Výtok půdní a srážkové vody do toku při dešti ............................................................69  6.3  Výtok půdní a srážkové vody do toku během bezesrážkového období...................73  6.4  Tenzometrické tlaky ............................................................................................................73  7.  Diskuse .............................................................................................................................................76  7.1  Tvorba odtoku z povodí v ročním měřítku .....................................................................76  7.2  Tvorba odtoku z povodí v měsíčním měřítku ................................................................77  7.3  Tvorba odtoku z povodí v desetiminutovém měřítku .................................................78  8.  Závěr .................................................................................................................................................81  9.  Seznam literatury ..........................................................................................................................84  Seznam tabulek...................................................................................................................................100  Seznam obrázků ..................................................................................................................................101  Seznam symbolů .................................................................................................................................102  Seznam příloh .....................................................................................................................................102  Příloha 1: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2002 ............................106  Příloha 2: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2002 na povodí Liz..............106  Příloha 3: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2003 ............................107  Příloha 4: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2003 na povodí Liz..............107  Příloha 5: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2004 ............................108  Příloha 6: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2004 na povodí Liz..............108  Příloha 7: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2005 ............................109  Příloha 8: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2005 na povodí Liz..............109  Příloha 9: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2006 ............................110  Příloha 10: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2006 na povodí Liz............110  Příloha 11: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2007 ..........................111  Příloha 12: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2007 na povodí Liz............111  Příloha 13: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2008 ..........................112  Příloha 14: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2008 na povodí Liz............112  Příloha 15: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2009 ..........................113  Příloha 16: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2009 na povodí Liz............113  Příloha 17: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2002 na povodí Liz ..........................114  Příloha 18: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2002 na povodí Liz ........................115  Příloha 19: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2003 na povodí Liz ..........................116  Příloha 20: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2003 na povodí Liz ........................117 

8 

Příloha 21: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2004 na povodí Liz ..........................118  Příloha 22: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2004 na povodí Liz ........................119  Příloha 23: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2005 na povodí Liz ..........................120  Příloha 24: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2005 na povodí Liz ........................121  Příloha 25: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2006 na povodí Liz ..........................122  Příloha 26: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2006 na povodí Liz ........................123  Příloha 27: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2007 na povodí Liz ..........................124  Příloha 28: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2007 na povodí Liz ........................125  Příloha 29: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2008 na povodí Liz ..........................126  Příloha 30: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2008 na povodí Liz ........................127  Příloha 31: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2009 na povodí Liz ..........................128  Příloha 32: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2009 na povodí Liz ........................129  Příloha 33: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2002 .................130  Příloha 34: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2003 .................130  Příloha 35: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2004 .................131  Příloha 36: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2005 .................131  Příloha 37: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2006 .................132  Příloha 38: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2007 .................132  Příloha 39: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2008 .................133  Příloha 40: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2009 .................133 

9 

 

1. Úvod   Voda  je  jednou  ze  základních  podmínek    vzniku  a  zachování  života.  Koloběh  vody  v přírodě  ovlivňuje  děje  v atmosféře,  po  dopadu  na  zem  voda  modeluje  její  povrch,  povrchově  a  podpovrchově  odtéká,    dochází  k jejím  kvalitativním  i  kvantitativním  změnám.  Zároveň  je  voda  ovlivňována  prostředím,  ve  kterém  se  pohybuje.  Velmi  významně  se  podílí  na  změnách  jakosti  vody  všechny  antropogenní  činnosti.  Člověk  potřebuje  dostatek  vody  pro  svoji  spotřebu,  ať  už  jako  vodu  pitnou  nebo  vodu  pro   průmysl a dopravu, rekreaci a sport.     V České republice došlo v důsledku intenzivního zemědělství a lesnictví k rozsáhlým  změnám  vodní  složky  krajiny.  Byly  zkráceny  vodní  toky  asi  o  30  %,  odvodněno  bylo  asi  70  %  zemědělských  půd,  zrušeny  mokřady  a  zanesly  se  vodní  nádrže  tak,  že  do‐ šlo ke ztrátě asi 30 % jejich retenčního objemu.  Došlo k rozsáhlému poškození hor‐ ských  lesů  a  zkyselení  půdního  pokryvu  hor  a  podhůří.  Tyto  skutečnosti  negativně  ovlivnily množství, distribuci a jakost vody v krajině. Extremalizace klimatu, která se  projevuje  v posledních  desetiletích,  vede  ke  zvýšenému  výskytu  povodní  i  sucha.  Ukazuje  se,  že  krajina  má  malou  retenční  schopnost,  takže  vznikají  nebezpečné  od‐ tokové  situace  i  při  relativně  malých  srážkách.  Perspektivně  bude  potřebovat  ČR  zvýšit  akumulaci  povrchové  vody  2,5  až  3  krát  oproti  současnému  stavu  (Pokorný  2009).  Proto  je  nutné  lépe  pochopit  hydrofyzikální  mechanismy  retence  vody  v krajině a tvorby dešťového odtoku.    Jednou  z metod,  jak  zkoumat  tvorbu  odtoku  z krajiny,  je  separace  odtoku.    Jejím  cílem  je  odhadnout  proporci  mezi  přímým  odtokem  (hypodermický  a  povrchový)  a  základním  odtokem  (výtok  mělkých  a  hlubokých  podzemních  vod).  Dlouhodobě  je  zkoumána  role  půdní  vody  při  vytváření  odtoku  z povodí.  Zdrojem  půdní  vody  jsou  vsáklé  dešťové  srážky  nebo  voda  z tajícího  sněhu.  V půdě  se  voda  akumuluje  a  při  10 

přesycení vytéká do podložních vrstev, kde dosycuje mělkou podzemní vodu. Pohyb  půdní  vody  proto  podstatně  ovlivňuje  celý  proces  transformace  srážky  na  odtok  z povodí.  Dříve  se  soudilo,  že  půdní  voda  spoluvytváří  zejména  základní  odtok.  Dnešní  poznatky  ukazují,  že  půdní  voda  je  v některých  hydrologických  situacích  vý‐ raznou složkou přímého odtoku.     V předložené práci je navržena metoda dvousložkové separace odtoku užívající jako  stopovače  draselný  iont  a  iontovou  vodivost  vody.  Metoda  je  založena  na  kontinu‐ álním  měření  napětí  na  iontově  selektivní  draselné  elektrodě  a  celkové  iontové  vo‐ divosti  vody  v uzávěrovém  profilu  na  páteřním  toku  malého  povodí.  Správnost  me‐ tody  byla prověřena ve  větším časovém  měřítku  na  nezávisle měřené  osmileté řadě  srážko‐odtokových a chemických dat, kterou poskytly  Ústav pro hydrodynamiku AV  ČR, v. v. i. a Česká geologická služba, v. v. i.    Experimentální  měření  a  prověření  metody  proběhlo  na  povodí  Liz  na  Šumavě.  Mě‐ řící zařízení vlastnil a provozoval Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i.  Povodí Liz  je  významným  zdrojem  hydrologických  poznatků  již  od  roku  1965,  kdy  bylo  v rámci  Mezinárodní  hydrologické  dekády  založeno  (Balek,  Holeček  1964;  Balek,  Kulveitová  1977). V současné době jej provozuje Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i. (Tesař  et al. 2006a).  

11 

2. Cíl práce   Cílem  práce  je  navrhnout  a  ověřit  metodu  dvousložkové  separace  odtoku  z malého  povodí  za  použití  dvou  nekonzervativních  stopovačů  pro  odlišení  nové  dešťové    vo‐ dy a staré půdní (mělké podzemní) vody v odtoku.     Metoda separace odtoku musí umožnit  zodpovědět otázky:   

Jak  se  mění  zastoupení  dešťové  a  půdní  vody  ve  směsi  obou  vod  ve  výtoku  z povodí? 



Jakým  hydrodynamickým  mechanismem  dochází  k výtoku  půdní  vody  do  pod‐ loží a toku? 



Lze  kvantifikovat  stáří  vody  vytékající  do  toku,  tedy  délku  zdržení  vody  v  pů‐ dě? 

  Experimentální  ověření  metody  se  provede  na  povodí  Liz  na  Šumavě  ve  třech  časo‐ vých měřítcích:  

roční měřítko, 



měsíční měřítko, 



desetiminutové měřítko. 

 

12 

 

3. Literární přehled  

3.1 Formování dešťového odtoku z povodí   Názory  na  formování  dešťového  odtoku  z povodí  mají  dlouhý  historický  vývoj  (Bet‐ son  1964).  Jeho  výstižný  popis  podává  práce  Hlavčové  et  al.  (2001).  Od  tradičního  názoru,  že  hlavním  mechanismem  je  povrchový  odtok  (Horton,  Hawkins  1965),  se  dnešní poznání přiklání k názoru, že nejvíce k odtoku přispívá transport dešťové vo‐ dy  z časově  proměnných  zdrojových  zón  (Dunne,  Black  1970;  Beven,  Kirgby  1979;  Blazkova  et  al.  2002a,  b).  Tuto  myšlenku  označil  Bonnel  (1993)  za  koperníkovskou  revoluci v odtokové hydrologii.    Od  počátku  60.  let  20.  století  se  rozvíjí  počítačové  modelování  srážko‐odtokového  procesu.  Jeho  cílem  je  identifikovat  cesty,  jakými  je  srážková  voda  transportována  od dopadu na povrch krajiny až do toku (Dunne 1983; Babiaková et al. 1990; Robson  et  al.  1992;  Bronstert  1999;  Weiler  et  al.  2003).  Hierarchický  přehled  modelových  technik podává práce Weilera a McDonnela (2004).     Zásadním  zlomem  v experimentálním  výzkumu  transportních  cest  bylo  využití  sto‐ povacích  technik.  Jejich  přehled  podává  více  prací  (Herrmann  1993,  1997;  Clark,  Fritz  1997;  Kendall,  McDonnell  1998).  Zejména  použití  izotopů  přineslo  nové  po‐ znatky  (Balek  et  al.  1965;  Martinec  et  al.  1974;  Allison  1976;  Bergmann  1988;  Uh‐ lenbrook  et  al.  2000;  Šanda  et  al.  2011).  Stopování  transportních  cest  v povodí  de‐ tailně  popisují  práce  Dewalle,  Pionke  (1989),  Dewalle  et  al.  (1988,  1997),    Payne  (1990), McDonnell et al. (1999), Gupta, Cvetkovic (2000), Soulsby (2003).    13 

Experimentální  a  modelový  výzkum  transportních  cest  vedl  k poznání,  že  význam‐ nou  úlohu  v generování  odtoku  z povodí  hraje  půda  jako  pórovitý    materiál  (Hewlett, Hibbert  1967;  Kutílek  1977;  Kutílek,  Nielsen  1994).  Bylo  odhaleno  několik  mechanismů  hydrologicky  významného  proudění  vody  v půdě,  počínaje  difúzní  ana‐ logii  popsanou  Richardsem  (Richards  1931;  Kutílek  1977)  až  po  makropórové  prou‐ dění  (Germann,  Beven  1981,  1985;  Císlerová  et  al.  1990,  2002;  Votrubová  et  al.  2003; Edwards et al. 1992; Ahuja 1995; Alaoui et al 1997; Faeh  et al. 1997; Vogel et  al. 2010), gravitačně destabilizované proudění (Pražák et al. 1992; Glass, Yarrington  2003)  a  fingering  v důsledku  hydrofobie  půdy  (Dekker,  Ritsema  1996;  Doerr  et  al.  2000).     Bylo  zjištěno,  že  inicializaci  odtoku  z povodí  doprovází  prahový  efekt,  kdy  odtok  z povodí  započne  až  poté,  co  na  něj  spadne  větší  než  prahové  množství  srážkové  vody    (Shipitalo  et  al.  1990,  1996;  Weiler  2001).  Je  možné,  že  je  v některých  přípa‐ dech  příčinou  prahového  efektu,  který  byl  zaznamenán  v měřítku  povodí  při  tvorbě   odtoku  z přívalových  srážek  (Tromp‐Van  Meerveld,  McDonell  2006a,  2006b).  Exis‐ tence  tohoto  prahového  efektu  podnítila  studium  fyzikálních  mechanismů  proudění  vody  v povodí  (McDonnel    et  al.  1991;  Kirchner  et  al.  2000,  2001).  Jednou  z možných příčin prahového efektu je výrazná závislost infiltrační rychlosti na histo‐ rii  smáčení  a  sušení  půdy  (Císlerová  et  al.  1988)  buď  v důsledku  fingeringu,  gravi‐ tačně  destabilizovaného  proudění  nebo  inicializace  makropórového  proudění.  Tato  otázka  zůstává  i  přes  velmi  rozsáhlý  výzkum  neobjasněna  zejména  proto,  že  nejsou  úplně známy mechanismy proudění vody v půdě. Prahový efekt se znatelně projevu‐ je  na  hydrogramu  odtoku  z povodí  (Burns  2002).  Důsledkem  je  značná  neurčitost  separace  hydrogramu  odtoku  (Genereux  1998).    Pro  zmenšení  neurčitosti  separace  odtoku  se  navrhuje  kombinace  hydrochemických  a  izotopových  stopovačů  (Hoeg  et  al. 2000).     Prokázalo  se,  že  je  nutné  dále  zkoumat  vztah  mezi  základním  a  dešťovým  odtokem  (Vanderkwaak,  Sudicky  2000).  Tradiční  modely  dešťového  odtoku  často  předpoklá‐ 14 

dají,  že  základní  odtok  podzemní  vody  do  toků  klesá    během  vysokých  vodních  sta‐ vů. Některé práce ukazují, že tomu tak není vždy (Sklash, Farvolden 1979; Tallaksen  1995).  Statistický  přehled  poměru  základního  odtoku  a  přítoku  dešťové  vody  do  to‐ ku  zpracoval  Buttle  (1994)  pro  povodí  v  Severní  Americe,  Evropě,  Západní  Austrálii  a Novém  Zélandu.  Z  těchto  údajů  plyne,  že  to  je  základní  odtok,  a  ne  přímý  přítok  dešťové  vody,  který  více  přispívá    do  toku  během  deště.  Vzhledem  k tomu,  že  zá‐ kladní odtok je tvořen vodou, která protekla půdou, je nezbytné se detailněji věno‐ vat mechanismům proudění vody v půdě.   

3.2 Preferenční proudění vody v půdě   Proudění vody v půdě probíhá ve složité spleti pórů nejrůznějších velikostí za účasti  mnoha  fyzikálních  a  chemických  interakcí  s  pevnou  a  plynnou  složkou  půdy.  V některých  případech  dochází  k tomu,  že  voda  teče  půdou  jen  malým  počtem  zře‐ telně  smočených  cest.  V těchto  cestách  probíhá  mnohem  rychlejší  proudění  než  v okolní  méně  smočené  půdní  matrici.  Nazývají  se  preferenční  cesty  a  proudění  v nich se označuje jako preferenční.     V souhrnné  publikaci  Šimůnka  et  al.  (2003)  se  uvádí,  že  jako  preferenční  proudění  se označují všechny jevy, kdy voda proudí soustavou cest a obtéká část porézní ma‐ trice,  přičemž  nerovnováha  je  nejdůležitějším  příznakem  preferenčního  proudění  (Ross, Smettem 2000; Vogel H.‐J.et al. 2010; Hassanizadeh et al. 2002). Nerovnová‐ ha  (při  preferenčním  proudění)  je  definována  jako  takový  režim  proudění,  kdy  z různých  důvodů  nemá  (preferenčně)  proudící  voda  dostatek  času,  aby  dosáhla  rovnováhy  s pomalu  proudící  vodou  obsaženou  v pórech  půdní  matrice  (Germann,  Di Pietro 1999).  Jedná  se  tedy  v zásadě  o  nerovnováhu  dynamickou,  plynoucí  z výrazné odlišnosti rychlosti proudění v pórech matrice a v pórech tvořících cesty.    

15 

Přehled  podmínek,  kdy  v půdě  může  vzniknout  preferované  proudění,  podává  více  prácí  (Germann,  Di Pietro 1996;  Lichner  et  al.  2002;  Šimůnek  et  al.  2003).  Prefe‐ renční  proudění  vzniká  v důsledku  heterogenity  porézní  sítě  v  materiálu,  nebo  je  projevem  nestability  čela  zvlhčení  při  infiltraci  vody  do  pórů  v  materiálu.  V tomto  případě  může  být  porézní  síť  makroskopicky  homogenní  (Pražák  et  al.  1992;  Ger‐ mann,  al Hagreyb 2008). K nestabilitě čela zvlhčení v homogenních porézních sítích  dochází v důsledku hydrostatické nerovnováhy, kdy tíha vodního sloupce překonává  stabilizační  síly.  Sblížení  obou  koncepcí  nerovnováhy  při  preferenčním  proudění  –  hydrodynamické a hydrostatické – podává práce Kutílka a Germanna (2009).    Preferenční  proudění  v heterogenní  půdě  lze  očekávat  v  půdách  s makropóry  ote‐ vřenými  až  na  povrch,  kdy  voda  při  infiltraci  obchází  půdní  matrici  (bypass  flow)  (Beven,  Germann  1982).  Případně  také  ve  zvrstvených  půdách,  kdy  na  sobě  leží  vrstvy  značně  odlišné  hydraulické  vodivosti.  V takovém  případě  může  vzniknout  proudění v jakoby nálevce (funneled flow, funneling) (Kung 1990).    Nestabilita čela zvlhčení při infiltraci vody do půdy se projevuje tak, že z něj zřetel‐ ně vybíhají smočené prsty (fingered flow, fingering). K tomu může docházet v dobře  vodivých  písčitých  půdách  při  nenasyceném  proudění  (Parlange,  Hill  1976)  a v půdách  s vysokým  obsahem  hydrofobních  látek  a  ve  zvrstvených  půdách  (Dek‐ ker, Ritsema 1996). Zmíněné příklady jsou konkrétními projevy gravitačně destabili‐ zovaného  proudění  (gravity  fingering,  instability  driven  flow)  (Glass,  Nicholl  1996;  Hincapié, Germann 2009a, b).    Příčinou  nestability  proudění  je  převaha  gravitačních  sil,  které  vodu  uvádějí  do  po‐ hybu  směrem  dolů,  nad  silami  kapilárními,  které  vodu  poutají  v pórech.  Pro  posou‐ zení stability proudění v pórech se používá bezrozměrné číslo Bo (Or 2008).  Bo 

ga 2

 16 

                                                           (1) 

Ve  vzorci  (1)  značí  Δρ  rozdíl  hustoty  mezi  vodou  a  vzduchem,  g  je  gravitační  kon‐ stanta, a je charakteristický rozměr (např. poloměr typického póru), σ je povrchové  napětí kapaliny na rozhraní kapalina – plyn.    V práci Ora (2008) se uvádí předělová hodnota Bo c  = 0,05 mezi stabilním a gravitač‐ ně  destabilizovaným  prouděním.  Tomu  odpovídá  typický  pór  o  poloměru  0,6  mm  (pro  vodu  jsou  typické  hodnoty    ρ  =  1000  kg  m ‐3 ,  σ  =  0,072  N  m ‐1 ).   Lze  proto  před‐ pokládat, že ke gravitačně destabilizovanému proudění dochází (1) v nestrukturních  materiálech  s póry  o  poloměru  nad  0,6  mm  (hrubé  písky  atd.)  a  (2)  ve  strukturních  půdách  v hrubších  meziagregátových  pórech.    Matriční  póry  v půdách  mají  Bo=10 ‐4   až 10 ‐5 , tudíž v nich nedochází ke gravitační destabilizaci proudění.    Preferenční  proudění  v  půdě  v hydrologicky  významném  měřítku  bylo  zaznamenáno  již  minulými  generacemi  hydrologů  při  studiu  srážko‐odtokového  vztahu.  Avšak  ne‐ bylo  přesvědčivě  vysvětleno  všeobecně  přijatelnou  teorií.  Zejména  proto,  že  až  do  zcela  nedávné  doby  nebyly  k dispozici  experimentální  metody,  které  by  umožnily  vizualizovat proudění vody uvnitř půdy.     Tradičně  se  užívají  dva  typy  experimentů  pro  výzkum  proudění  vody  v  půdě:  (1)  In‐ filtrační:  měří  se  vtok  vody  do  půdy  za  podmínek,  kdy  voda  z půdy  nevytéká,  ale  všechna  v ní  zůstává.  (2)  Experimenty  vtok  –  výtok:  měří  se  vtok  i  výtok  (Holzmann  et al. 2002). V obou typech experimentů se měří případně i rozložení vlhkosti a ten‐ zometrických tlaků v půdě. Experimenty jsou pořádány v polních nebo laboratorních  podmínkách.  V polních  podmínkách  se  konají  téměř  výlučně  jen  infiltrační  experi‐ menty,  neboť  měření  výtoku  z půdy  je  experimentálně  těžko  zvládnutelné.  Obě  ex‐ perimentální  uspořádání,  byť  i  ve  velice  sofistikovaných  provedeních,  ponechávají  příliš  mnoho  stupňů  volnosti  pro  výklad  měřených  jevů.  Ukázalo  se,  že  bez  detailní  informace  o  tom,  co  se  děje  uvnitř  půdy,  není  možné  dosáhnout  lepšího  poznání  (Amin et al. 1997; Císlerová et al. 1990, 2002; Pražák et al. 1992).   17 

Významným  podnětem  pro  rozvoj  poznání  mechanismů  proudění  vody  v půdě  byla  práce,  v níž  byl  poprvé  jasně  demonstrován  vliv  vzniku  a  zániku  preferenčních  cest  na  vsak  vody  při  výtopové  infiltraci  (Císlerová  et  al.  1988).  Ve  více pracích  jsou  do‐ kumentovány  precizní  experimenty  při  užití  nejmodernějších  vizualizačních  technik  – počítačové tomografie a nukleární magnetické rezonance (Amin et al. 1997; Císle‐ rová et al. 1990; Hopmans et al. 1994). Při experimentech je do velké míry viditelná  struktura  pórového  prostoru  i  jeho  zaplnění  vodou,  a  to  jako  posloupnost  snímků  v čase.  Jiný  způsob  vizualizace  ukazují  práce,  kde  se  užívají  průhledné  mikromodely  pórové sítě (Pražák et al. 1992). Preferenční cesty obarvené vody v půdě, sestávající  ze tří generací prstů, jsou ukázány v pracích (Zehe, Flühler 2001a, b). V nich byla po  infiltraci  obarvené  vody  půda  odkopána,  takže  cesty  jsou  vidět  na  odhalené  půdní  stěně.  Preferenční  proudění  v makropórech  bylo  také  studováno  ve  vizualizačních  experimentech při podtlakové infiltrací (Cey, Rudolph 2009).    Sofistikované  infiltrační  experimenty  ukazují  práce,  kdy  se  užívá  radioaktivního  izo‐ topu jódu jako stopovače (Alaoui et al. 1997;  Lichner 1997, 1999). Tyto experimen‐ ty  prokazují  existenci  preferenčního  proudění  vody  a  osvětlují  jeho  mechanismus.  Informace  o  časovém  a  hloubkovém  vývoji  obsahu  vody  v půdě  je  získána  měřením  hloubkového  profilu  radioaktivity  infiltrované  vody  značkované  radioaktivním  izo‐ topem jódu.     Obdobné experimenty s chemicky značkovanou vodou ukazují rychlý průnik vody do  hloubky  půdy  (Damašková,  Rösslerová  1994;  Lichner,  Čipáková  2002).  Intenzivní  výzkum  se  věnuje  vlivu  půdní  mikrostruktury  (Kodešová  et  al.  2008,  2009,  2011),  strukturních  nehomogenit  v půdě  (Flury  et  al.  1994;  Jarvis  2007),  stlačování  vzdu‐ chu  v půdě  pronikající  vodou  (Sněhota  et  al.  2010)  nebo  hydrofobie  půdy  (Lichner  et  al.  2002)  na  vznik  a  vývoj  preferenčního  proudění  v půdách.  Dlouhodobě  se  zkoumá  vliv  systematického  drenážního  odvodnění  na  strukturu  zemědělských  půd  (Kuráž, Soukup 2004) a vliv těžebních mechanismů na lesní půdy (Kuráž 2011).    18 

Preferenční proudění ve strukturních materiálech, jako jsou puklinaté horniny nebo  půdy  s makropóry,  se  popisuje  pomocí  modelů  duální  pórovitosti  nebo  duální  vodi‐ vosti. Modely jsou založeny na představě, že materiál sestává ze dvou interagujících  domén  –  domény  inter‐agregátových  makropórů  a  domény  intra‐agregátových  mik‐ ropórů  v agregátech  tvořících  matrici.  Modely  duální  pórovitosti  někdy  předpoklá‐ dají,  že  voda  se  v matrici  nepohybuje.  Modely  duální  vodivosti  tento  předpoklad  nezavádějí (Šimůnek et al. 2003).    Modely  duální  pórovitosti  zavádějí  několik  odlišných  konceptů  proudění  v makropórech.  Jsou  popsány  např.  Poiseuillovou  rovnicí,  rovnicí  kinematické  vlny  (Germann  1985,  1990;  Germann,  Beven  1981,  1985)  nebo  Richardsovou  rovnicí  (Gerke, Genuchten 1993). V  modelech duální pórovitosti se uplatňuje několik před‐ stav  o  výměně  vody  mezi  doménami  makropórů  a  mikropórů.  V zásadě  existují  vý‐ měny  vody  dvou  typů  –  rovnovážné    a  nerovnovážné  modely  výměny  vody.  V rovnovážných  modelech  se  předpokládá,  že  voda  na  styku  pórů  obou  domén  je  v energetické  rovnováze,  naproti  tomu  nerovnovážné  modely  zahrnují  možnost  energetické  nerovnováhy  na  styku  domén.  Detailní  rozbor  modelových  technik  je  uveden v publikacích Köhneho et al. (2009a, b).    

3.3 Hydrofobie půd   Hydrofobie  půd  podstatně  ovlivňuje  vodní  režim  půd  a  povodí,  proto  se  výzkumu  hydrofobie  věnuje  soustavná  pozornost  (Dekker,  Ritsema  1996;  Doerr  et  al.  2000;  Doerr 1998). Hydrofobie půdy je způsobena tím, že povrch některých půdních částic  je méně než dokonale smáčivý, tedy úhel smáčení mezi vodou a pevnou fází je větší  než 90° (Lichner 2003). Hydrofobie půdy jako soustavy půdních částic závisí zejména  na  poměrném  zastoupení  smáčivých  a  nesmáčivých  půdních  částic.  Čím  je  v půdě  větší zastoupení nesmáčivých částic, tím více roste hydrofobie půdy.     19 

Hydrofobie půdy se kvantitativně vyjadřuje pomocí velikosti vodoodpudivosti (seve‐ rity/degree  of  water  repellency)  a  stálosti  vodoodpudivosti  (persistence).  Pro  mě‐ ření obou veličin jsou vypracované standardizované laboratorní a terénní testy. Mě‐ ří se úhel smáčení, výška kapilární elevace, vstupní tlak vody, molarita kapky etano‐ lu  (MED  test,  molarity  of  an  ethanol  droplet  test),  čas  vniku  kapky  vody  do  půdy  (WDPT test, water drop penetration time test), průměrná rychlost infiltrace vody do  půdy  (SRI test,  small ring  infiltrometer  test), rychlost  zvlhčování  vzorku  půdy,  sorp‐ tivita  půdy  a    index  vodoodpudivosti  půdy.  Experimentální  metody  jsou  popsány  v literatuře  (Lichner  2003).  Bylo  vypracováno  několik  klasifikací  hydrofobie  půdy,  žádná však nedošla všeobecného uznání (Doerr 1998).    Hlavním  zdrojem  látek,  které  hydrofobizují  povrch  půdních  částic,  je  půdní  organic‐ ká  hmota,  živá  složka  půdy  a  rostliny  (Lichner  2003).    Rozkladem  půdní  organické  hmoty  vznikají  vodoodpudivé  látky.  Vodoodpudivé  látky  také  mohou  produkovat  půdní  mikroorganismy.  Z  některých  rostlin  skapávají  na  půdu  živice,  vosky  a aromatické  oleje.  Některé  rostliny  uvolňují  z kořenů  do  půdy  vodoodpudivé  látky.  Zdrojem  těchto  látek  také  mohou  být  produkty  rozkladu  rostlinného  opadu  nebo  mrtvých kořenů.     Hydrofobie půdy je dále závislá na její textuře, zejména je podstatný obsah jílových  minerálů  (Lichner  2004).  Mezi  hydrofobií  půdy  a obsahem  jílových  minerálů  však  neexistuje jednoduchý vztah. Dalším faktorem je vlhkost a teplota půdy. Vztah mezi  vlhkostí  a vodoodpudivostí  půdy  je  rovněž  komplikovaný  (Lichner  et  al.  2002).  Vliv  teploty  na  vodoodpudivost  půdy  také  není  jednoznačný  (DeBano  2000).  Hydrofobie  půdy  se  proto  v čase  mění  s tím,  jak  se  mění  její  vlhkost,  teplota  a  obsah  organic‐ kých látek.    

20 

3.4 Role vegetačního krytu ve vodním režimu půd a povodí   Vegetační kryt má ve vodním režimu půd a povodí několik funkci:   

Zachycuje část srážkové vody intercepcí. 



Zvětšuje retenční kapacitu povrchu půdy pro vodu. 



Ovlivňuje smáčivost povrchové vrstvy půdy retenční kapacitu půdy v důsledku  vnosu organických látek. 



Ovlivňuje  množství  a  chemické  složení  srážek  propadajících  vegetací  na  po‐ vrch půdy. 



Ovlivňuje klimatické poměry v lokálním i globálním měřítku. 

  Intercepční  kapacita  stromového  porostu  je  několik  milimetrů  (Kantor  1983).  Důle‐ žitou  roli  hraje  intercepce  při  výparu.  Je‐li  povrch  vegetace  smočený,  pak  místo  k fyziologické  transpiraci  dochází  k evaporaci  intercepční  vody  z povrchu  rostlin.  Intercepce  tak  znamená úsporu  transpirační  vody,  která  by  se  jinak  musela  odebrat  z půdy (Kantor 1987).    Zvětšení  retenční  kapacity  krajiny  pro  vodu  v důsledku  vegetačního  porostu  může  být významné z hlediska transformace srážek na odtok při běžných přívalových deš‐ tích  o  úhrnu  okolo  60  mm.  V takových  případech  jsou  odtoková  maxima  značně  ovlivněna  druhovým  složením  vegetačního  pokryvu.  Je  to  dáno  tím,  že  srážka  tako‐ vého  úhrnu  zpravidla  nestačí  infiltrovat  do  půdy.  Pak  se  začne  uplatňovat  povrcho‐ vá  retence,  která  je  vysoce  závislá  na  druhu  porostu  a  jeho  vývojovém  stádiu  (Cze‐ lis,  Spitz  2003;  Prudký  2003).  Teprve,  je‐li  povrchová  retence  překročena,  vznikne  hortonovský  povrchový  odtok,  který  ovlivňuje  zejména  vzestupnou  větev  hydrogra‐ mu  odtoku  (Kuřík    2000).  Při katastrofálních  srážkách  o  úhrnu několika  set milimet‐ rů je vliv povrchové retence na průběh odtoku nevýznamný (Tesař at al. 2010).    21 

Smáčivost  půdy  a  půdního  povrchu  je  silně  ovlivňována  rostlinným  opadem  a  koře‐ novými  výlučky.  Do  půdy  kryté  hydrofobní  vrstvou  vtéká  voda  jen  velice  pomalu.  Proto  je  hydrofobie  běžným  důvodem  vzniku  povrchového  odtoku  při  dešti  a  ná‐ sledně i eroze půdního povrchu. Hydrofobie silně omezuje výpar vody z půdy a ome‐ zuje  odběr  vody  z půdy  na  transpiraci  rostlin.  Při  změnách  hydrofobie  půdy  se  také  mění  kapilární  síly,  které  poutají  vodu  v půdních  pórech  (Lichner  2003;  Or  2008),  tudíž  při  změnách  hydrofobie  půdy  se  zvyšuje  možnost  vzniku  gravitačně  destabili‐ zovaného  proudění  při  infiltraci  srážkové  vody  do  půdy.  Proto  má  hydrofobie  půd  podstatný dopad na tvorbu odtoku z povodí a celý hydrologický cyklus pevnin.    Vegetace  ovlivňuje  množství  a  chemické  složení  dešťových  srážek  propadajících  ve‐ getací  na  povrch  půdy  (Staelens  et  al.  2003;  Fišák  et  al.  2006;  Fottová  et  al.  2011).  Mokrá  depozice  na  porosty  je  tvořena  dvěma  objemově  významnými  složkami,  a sice padajícími srážkami (především déšť a sníh) a usazenými srážkami (především  voda  vyčesaná  z mlh  a  nízké  oblačnosti).  Na  porosty  se  zachycuje  vedle  mokré  de‐ pozice také prach, který vytváří depozici suchou. Zachycená srážková voda z porostů  odkapává na  povrch půdy  a  vytváří  tzv.  podkorunové  srážky.  V nich je  obsažena  ne‐ jen  depozice  mokrá,  ale  také  depozice  suchá.  Proto  mají  podkorunové  srážky  pod‐ statně vyšší koncentrace látek než srážky na volné ploše.    Poškozené  jehličnany  se  zmenšeným  podílem  jehlic  v koruně  paradoxně  vyčesávají  více  vody  z  mlh  a  nízké  oblačnosti  než  porosty  zdravé  (Fišák  et  al.  2006).  Je  to  způ‐ sobeno zvětšením turbulentní depozice kapiček vody (Lovett, Reiners (1986). Depo‐ novaná  mlžná  a  oblačná  voda  na  porostech  obsahuje  podstatně  větší  koncentrace  látek  než  voda  dešťová.  Faktor  obohacení  –  poměr  koncentrace  látky  v mlžné  vodě  a v dešťové  vodě – dosahuje  např.  hodnoty  3 až  18  na  Šumavě a  7 až  74  v Krušných  horách  (Tesař  et  al.  2000a,  b).  Přitom  v podmínkách  hraničních  hor  ČR  dosahuje  roční  depozice  mlžné  a  oblačné  vody  asi  10  %  ročního  úhrnu  vertikálních  srážek.  Znamená to, že v celoročním měřítku je depozice mlžné a oblačné vody významným  zdrojem látek vstupujících na povrch porostů v horských oblastech.   22 

Vegetační kryt ovlivňuje klimatické poměry v lokálním i globálním měřítku.  Rostliny  se podílejí na vytváření klimatu podstatnou měrou tím, že transpirují, tedy výparem  převádějí  vodu  z půdy  do  atmosféry.  Následkem  toho  ovlivňují  skleníkový  efekt  at‐ mosféry  a  množství  tepla,  které  se  vyzáří  ze  zemského  povrchu  do  atmosféry.    Oba  faktory  jsou  rozhodující  pro  lokální  a  globální  cirkulaci  atmosféry  a  spolu  s ní  i  pro  přenos  tepla  a  vody  na  planetě  (Pokorný  2000).  V důsledku  transpirace  se  zvětšuje  vlhkost  vzduchu,  což  v noci  vede  ke  sníženému  vyzařování  tepla  z atmosféry  do  vesmíru.  Tedy  se  zvětšují  noční  teploty  oproti  poměrům  bez  transpirující  vegetace.  Ke kondenzaci vodní páry a uvolnění skupenského tepla dochází zpravidla na chlad‐ nějších místech. Tímto způsobem se vyrovnávají teplotní rozdíly v čase a prostoru, a  tím se vyrovnávají i rozdíly v tlaku vzduchu (Pokorný 2000). Navíc transpirační chla‐ zení nejen snižuje teplotu atmosféry, ale brání rovněž průniku tepla do půdy. Takto  funguje  transpirace  jako  homeostatický  mechanismus,  který    brání  vzniku  meteoro‐ logických  a  hydrologických  extrémů,  zvyšuje  produkci  entropie  při  výparu  vody  a  zvyšuje hrubou primární produkci fytomasy (Šír et al. 2008; Tesař et al. 2007).     

3.5 Výtok půdní a srážkové vody do toku   Transport  vody  půdními  póry  je  nejvíce  ovlivněn  souběžným  působením  gravitace  a kapilarity na vodní roztok. V pórech o malém efektivním průměru převládá kapila‐ rita,  která  vodu  stabilizuje  v pórech  a  nasává  proti  tíži,  nad  gravitací,  která  vodu  uvádí do pohybu směrem dolů.  V takových pórech probíhá proudění difúzního typu  (Richards 1931).  Při difúzním proudění trvá styk vody s půdní matricí velice dlouho,  mohou  to  být  dny  až  desítky  dnů.  Chemické  složení  vytékající  staré  vody  je  silně  ovlivněno stykem s půdou, avšak množství vyteklé vody z půdy do podloží a do toku  je malé.    V nekapilárních  pórech  je  vliv  kapilárních  sil  na  pohyb  vodního  roztoku  zanedbatel‐ ný, probíhá v nich makropórové proudění (Germann 1985). V zásadě při makropóro‐ 23 

vém proudění platí, že intenzita výtoku z půdy do podloží přímo souvisí s intenzitou  infiltrace  srážkové  vody  do  půdy.  Při  makropórovém  proudění  je  trvání  styku  vody  s půdní  matricí  naopak  krátké,  jde  o  minuty  až    hodiny.  Vytékající  voda  má  proto  chemické složení téměř totožné s vodou dešťovou, protože jde o vodu novou.    V mnoha  pórech  je  však  smíšené  působení  gravitační  a  kapilární  síly  příčinou  gravi‐ tačně  destabilizovaného  proudění.  Pro  něj  je charakteristické,  že  výtok  vody  z půdy  do podloží nezávisí jednoznačně na intenzitě infiltrované srážky. I malá srážka může  vyvolat  masivní  výtok  vody  z půdy,  pokud  je  půda  před  srážkou  dostatečně  nasyce‐ na  vodou  (Bíl  et  al.  2010).  Dojde  totiž  k tomu,  že  nově  infiltrovaná  voda  vytlačí  z půdy  do  podloží  starou  vodu,  která  byla  v půdě  obsažena  před  deštěm.  Pro  gravi‐ tačně  destabilizované  proudění  je  typické,  že  při  něm  dochází  k mohutné  první  vý‐ tokové oscilaci a k sérii dalších podstatně menších oscilací (Pražák et al. 1992). Prv‐ ní  mohutná  výtoková  oscilace  způsobuje  strmý  nástup  vzestupné  větve  hydrogramu  odtoku  z povodí  (Tesař  et  al.  2004).  Oscilační  proudění  trvá  krátce,  ale  vytéká  při  něm  voda,  která  byla  v půdě  obsažena  dlouho.  Množství  vyteklé  vody    z půdy  do  podloží a do toku je velké.     Mechanismus  vzniku  výtokové  oscilace  vysvětluje,  proč  na  malém  povodí,  typicky  do  10  km 2 ,  není  jasná  souvislost  mezi  tzv.  příčinou  srážkou  o  odtokem.  Na  tak  ma‐ lém  povodí  se  občas  projevuje  díky  homogenitě  půdních,  srážkových  a  vlhkostních  podmínek velkoplošně  korelovaný efekt  oscilačního výtoku.  V  důsledku  toho  vyteče  z  povodí  výrazně  více  vody,  než  by  odpovídalo  příčinné  srážce.  Půda  se  odvodní  a následující srážka se zachytí v půdě, takže se na výtoku z povodí neprojeví.     Tak  vstupuje  do  srážko‐odtokového  vztahu  na  malém  povodí  další  faktor  –  aktuální  zaplnění půdní zdrže. Naproti tomu na velkém povodí nad 100 km 2  je plošná korela‐ ce  oscilačního  výtoku  krajně  nepravděpodobná.  Oscilační  výtok  na  dílčích  plochách  není tak velký, aby se výrazně projevil na výtoku z celého povodí. Přitom však platí,  24 

že  bohatší  srážková  činnost  způsobuje  větší  odtok  z  povodí  a  naopak.  Proto  je  na  velkém  povodí  srážko‐odtokový  vztah  dobře  popsatelný  konceptem  předchozí  sráž‐ ky.  Zásoba  vody  v  půdě  v  povodí  je  pak  nanejvýše  aditivním  faktorem,  často  zane‐ dbávaným (Tesař et al. 2004).     V sušší půdě je obsažena voda spíše v menších pórech, kde je poutána větší kapilár‐ ní  silou,  přičemž  větší  póry  jsou  zpravidla  suché.  Proto  zmenšování  vlhkosti  půdy  vede ke stabilizaci půdní vody vůči gravitaci. Významným mechanismem zmenšování  vlhkosti  půdy  je  odběr  vody  kořenovou  soustavou  na  transpiraci  rostlin  (Feddes  et  al. 2001). V bezdeštném a teplém období se díky transpiračnímu odběru vlhkost pů‐ dy trvale snižuje, voda se v půdě postupně stabilizuje a jen pomalu se pohybuje me‐ chanismem  difúzního  proudění.  S trváním  bezdeštného  a  teplého  období  se  promě‐ ňuje  chemické  složení  půdní  vody  a  vody  vytékající  z půdy  do  podloží  a  toku.  Zpra‐ vidla  dochází  ke  snižování  obsahu  draselného  iontu,  neboť  ten  je  odsáván  spolu  s půdní vodou do transpirujících rostlin.      Odtok recipientem z povodí je v nejhrubším přiblížení tvořen srážkovou vodou, kte‐ rá neprošla půdní zdrží (přímý odtok, povrchový odtok atp.), vodou vytékající z pod‐ zemních  zásobníků  (výtok  nesouvisí  s  aktuální  srážkovou  činností,  základní  odtok)  a vodou  vytékající  z  půdy  do  transportní  zvodně  nebo  do  hladiny  mělké  podzemní  vody.  V důsledku  závislosti  odtoku  na  nasycení  půdy  vodou  před  deštěm  je  pro  srážko‐odtokový  vztah  typický  tzv.  prahový  efekt,  kdy  se  odtok  z povodí  projeví  až  po  překročení  určité  prahové  hodnoty  kumulativní  srážky  (Tromp‐Van  Meerveld,  McDonnell  2006a,  b).  Proto  odpověď  na  otázku,  zda  půda  tlumí  nebo  zesiluje  sráž‐ kové pulsy při jejich transformaci na odtok do podloží, zní: V případě půdy nasycené  vodou  půda  srážkové  pulsy  nezeslabuje,  může  je  i  zesilovat,  v případě  sušší  půdy  může půda zeslabit srážkový puls až k nulovému odtoku (Tesař et al. 2004).   

25 

3.6 Vodní režim půd a povodí   Při  infiltraci  a  redistribuci  srážkové  vody  dochází  střídavě  k více  typům  proudění  vody  v půdě  (difúzní,  preferenční  –  makropórové,  gravitačně  destabilizované)  v  zá‐ vislosti  na  hydrofyzikálních  vlastnostech  půdy,  intenzitě  srážky  (nebo  hloubce  výto‐ py) a počáteční vlhkosti. V rámci vodního režimu půd se střídání typů proudění pro‐ jevuje  střídáním  perkolačních  a  akumulačních  fází  (Tesař  et  al.  2001).  V  perkolační  fázi  dochází  k  transformaci  srážky  na  odtok  z  půdy.  V  akumulační  fázi  se  čerpá aku‐ mulovaná  půdní  voda  na  transpiraci  rostlin.  Odběr  vody  z  kořenové  zóny  půdy  se  projevuje  snižováním  vlhkosti  půdy.  Současně  může  někdy  docházet  k  dosycování  půdy v kořenové zóně vzlínáním vody z podložních horizontů.    Vodní  režim  půdy  je    charakterizován  časovými  řadami  denních  úhrnů  infiltrované  srážkové  vody,  odebrané  vody  na  evapotranspiraci,  vody  prosáklé  do  podložních  horizontů  a  zásob  půdní  vody  v  jednotlivých  půdních  horizontech.  Na  stanovištích  s dostupnou hladinou podzemní vody nutno vzít v úvahu ještě případné sycení půdy  vodou z podloží. Postižení vzájemné závislosti vodního režimu půd a vodního provo‐ zu  rostlin  je  netriviální  záležitostí,  neboť  o  tom,  zda  v  kořenové  zóně  půdy  je  aktu‐ álně  dostatek  vody,  spolurozhoduje  časový  vývoj  vodního  režimu  půd  a  vodního  provozu rostlin za předcházející období několika dnů až týdnů.    Vodní režim půd se stanovuje na základě tenzometrického monitoringu. V jeho rám‐ ci  se  v  pravidelném  intervalu  měří  tenzometrický  tlak  v  půdních  horizontech  a  úhrn  srážek.  Tenzometrické  tlaky  se  přepočítávají  pomocí  retenčních  křivek  na  vlhkost  půdních  horizontů  a  následně  na  zásobu  vody  v  půdě.  Ta  se  určí  jako  součet  zásob  v jednotlivých  horizontech  (Kutílek  1977).    Z měřené  globální  radiace  a  teploty  vzduchu  se  vypočtou  denní  úhrny  potenciální  transpirace  (Pražák    et  al.  1994).  Ak‐ tuální  transpirace  (evapotranspirace)  je  ve  dnech,  kdy  zásoba  půdní  vody  není  ne‐

26 

dostatečná, rovna transpiraci potenciální. Ve dnech s nedostatečnou zásobou půdní  vody a při bezsrážkové situaci se pokládá evapotranspirace za nulovou.    Půda se chová jako nádrž, která se zaplňuje vsakující srážkovou vodou a vyprazdňu‐ je  výparem  přes  horní  povrch  a  výtokem  spodním  povrchem  do  podložního  trans‐ portního  kolektoru.  Vodohospodářská  bilance  půdy  v  podmínkách  bez  dostupné  hladiny podzemní vody je vyjádřena rovnicí (2).             Z  S  V  E   

(2) 

V ní značí ∆Z změnu zásoby vody v půdě, S srážky, V výtok do transportního kolekto‐ ru,  E  evapotranspirační  výpar.  Členy  bilanční  rovnice  se  v  souladu  s  meteorologic‐ kou praxí vyjadřují ve výškovém tvaru v  milimetrech. Zásobou vody v půdě se myslí  aktuální objem vody v půdním sloupci. Změna zásoby vody v půdě je rozdílem záso‐ by vody v půdě na konci a na počátku bilančního kroku. Časová posloupnost bilanč‐ ních  členů  vodohospodářské  bilance  půdy  vyjadřuje  vodní  režim  půdy  (Tesař  et  al.  2001).    Vodní  režim  povodí  se  stanovuje  na  základě  vodohospodářská  bilance  povodí.  Ta  je  ve  vegetační  sezóně  pro  případ  dobře  vybraných  experimentálních  povodí  jednodu‐ chá.  Jediným  vodním  zdrojem  jsou  srážky  dopadlé  na  plochu  území,  voda  vytéká  měrným  přepadem  na  toku  v  uzávěrovém  profilu  povodí  a  vypařuje  se  do  vzduchu  z plochy  povodí.  Voda  se  zadržuje  v  půdě  a  v  podložním  transportním  kolektoru  (celková zásoba). Bilanční rovnice povodí za bilanční krok má tvar (3). 

Z  S  O  E   

(3) 

V rovnici  značí  ∆Z  změnu  celkové  zásoby  v povodí,  S srážky,  O  odtok  uzávěrovým  profilem,  E  evapotranspirační  výpar.    Členy  bilanční  rovnice  se  vyjadřují  ve  výško‐ vém  tvaru  v    milimetrech.  Časová  posloupnost  bilančních  členů  vodohospodářské  bilance povodí vyjadřuje vodní režim povodí (Tesař et al. 2001).    27 

3.7 Separace hydrogramu odtoku z povodí a stopovače   Při studiu vodní bilance povodí  je důležité  odhadnout množství srážek,  které  sku‐ tečně dotují podzemní vodu,   to je stanovit podíl srážek, které dotují podzemní vo‐ du  a  které  odtečou  povrchovým  odtokem.  Rychlost,  s jakou  se  mění  základní  odtok  během  času,    je  měřítkem  oběhu  podzemí  vody  v povodí  (Kliner,  Kněžek  1974;  Ma‐ loszewski,  Zuber  1982).  Separace  hydrogramu  odtoku  na  základní  a    dešťový  odtok  je  výchozí  metodou,  jak  určit  složky  odtoku  z povodí  (Holko  1995;  Lichner,  Holko  2001).    Myšlenka separace hydrogramu  je založena na skutečnosti, že lze nalézt stopovače,  jejichž  zastoupení  v podzemní  (a/nebo  půdní)  a  dešťové  vodě  je  natolik  kontrastní,  že  ve  směsi  dvou/třech  vod  ve  vodním  toku  lze  určit  podíl  jednotlivých  vod  na  zá‐ kladě známé koncentrace stopovačů v jednotlivých vodách, z nichž je výsledná směs  v toku  utvořena.  Aby  byla  separace  reálně  proveditelná,  musí  stopovač  splňovat  tyto podmínky:  



musí být specifický pro jednu z vod,  



mít známou závislost rozkladu/rozpadu na čase,  



mít koncentraci plošně homogenní na povodí,  



zdroje  a  propady  stopovače  v povodí  musí  být  zanedbatelné  vzhledem  k měřeným vstupům do povodí a výstupům z něj.  

  Stopovačem  může  být  nějaká  látka  obsažená  ve  vodě  nebo  nějaká  vlastnost  vody.  Jako stopovače lze použít:  



umělé izotopy,   



přírodní izotopy,  



chemické složení  vody – např. obsah chloridů, křemíku atd.,  



fyzikální vlastnosti vody – např. teplotu, elektrickou vodivost, zákal atd.  

  28 

Volba stopovače je předmětem rozsáhlého výzkumu. Byla vyzkoušena separace hyd‐ rogramu  pomocí  umělých  a  přirozených  stopovacích  izotopů,  včetně  chemického  složení   podzemní  vody  a    odtoku,  ale  brzy  vyšlo  najevo,  že  žádný  z analyzovaných  stopovačů  nebyl  konzervativní  nebo  nebyl  specifickým    markerem  pro  jednu  z vod.  Přírodní  izotopy  způsobily  zásadní  průlom  v chápání  odtokového  procesu  (Turner,  1998).  Buttle  (1994)  poskytl  výborný  přehled  metodik  a  jejich  terénních  aplikací.  Využití stabilních izotopů vodíku a kyslíku v hydrologii malých experimentálních po‐ vodí  České  a    Slovenské  republiky  je  shrnuto  v pracích  Šandy  et  al.  (2009,  2011).   Variabilitou  obsahu  D  a  18 O  v povrchových  a  podzemních  vodách  malých  povodí  na  středním toku Labe se zabývá práce Bůzka et al. (2011).    Izotopická  separace  hydrogramu    je  založena  na  kontrastním  izotopovém  složení  podzemní  a  dešťové  vody.  Izotopové  složení  podzemní  vody  odpovídá  dlouhodobé‐ mu  průměru izotopového složení infiltrujících srážek, kdežto izotopové složení jed‐ noho  konkrétního  deště  bude  mít  od  průměru  odlišnou  hodnotu.    V případě,  kdy  neexistuje  rozdíl    mezi  dešťovou  vodou  a  podzemní  vodou,  není  možná  izotopická  separace hydrogramu odtoku.     Dalšími  složkami,  kde  lze  očekávat,  že  se  jejich  koncentrace  mění  v  poměru  základ‐ ního  a    dešťového  odtoku,  jsou  rozpuštěné  látky,    obvykle  kvantifikované  pomocí  elektrické měrné vodivosti nebo pomocí obsahu chloridů. Zásadním požadavkem je,  aby ukazatel odlišoval dešťovou a podzemní vodu a aby byl konzervativní. Například  chloridy nemusí být konzervativní v případě, kdy došlo k hromadění soli na povrchu  půdy působením evaporace  v předdešťovém období. Obezřetné použití chemických  sloučenin jako stopovačů je však možné.     V raných  studiích    byla  separace    založena  na  předpokladu,  že  se  odtoku  zúčastňují  pouze  dvě  složky:  základní  odtok  a  srážkový  odtok.  Předpokládalo  se,  že  srážky  od‐ tékají  pouze  mechanismem  povrchového  nebo  podpovrchového  odtoku  (v  několika  29 

horních  centimetrech  vodivé  vrstvy  půdy).  V  novější  době   bylo  poznáno,  že  tento  přístup  je  správný  jen  v některých  případech.  A  že  tedy  může  existovat  i  více  než  jeden  mechanismus  odtoku  srážkové  vody.  Proto  je  třeba  někdy  odlišovat  při  sepa‐ raci  více  složek  než  konvenčně  uvažované  dvě.  Hinton  et  al.  (1994)  použili   18 O  a SiO 2  jako doplňkové ukazatele v  trojsložkové separaci odtoku na podzemní, půdní  a  dešťovou  vodu.  Tento  přístup  předpokládá,  že  všechen  SiO 2   pochází  z  půdy  nebo  podzemní vody, přestože suchý spad během srážkové události může mít za následek   podstatné  chemické  zatížení  odtoku.  Nicméně  studie  ukazuje,  že  lze  odlišit  víceré  přítoky vody do toku z povodí.    Hinton  et  al.  (1994)  a  Kendall  et  al.  (1995)  shrnuli  důležité  mechanismy  tvorby  od‐ toku a zdůraznili, že jednoduchý dvousložkový model má omezení vyplývající ze sku‐ tečnosti,  že  izotopické  složení  deště,  podkorunových  srážek,  sněhové,  půdní  a  pod‐ zemní  vody  je  proměnlivé  a  často  odlišné.  Tudíž  pro  každou  složku  by  byl  potřebný  další nezávislý ukazatel do látkové bilance. V mnoha studiích, používajících izotopo‐ vé složení  rozpuštěných látek, byly získány nejednoznačné výsledky, neboť:  



neexistuje ani jeden ukazatel specifický pro každý ze zdrojů vody,  



nejsou  dostatečně  známé  vlastnosti  jednotlivých  zdrojů  vody  (např.  složení  podkorunových srážek při různých klimatických podmínkách), 



ukazatel není konzervativní.  

  Závěrem možno konstatovat, že  



správná  volba  stopovačů  rozhoduje  o  úspěšnosti  metody  separace  odtoku  v konkrétním případě,   



nejspíše  neexistuje  univerzální  sestava  stopovačů  pro  všechny  přírodní  pod‐ mínky,  



konzervativní  stopovače  neumožňují  spolehlivě  odlišit  starou  a  novou  vodu  v toku. 

  30 

3.8 Chemismus podzemních vod  

3.8.1 Formování chemického složení podzemních vod   Chemické  složení  podzemních  vod  závisí  na  složení  půdy  a  hornin,  s nimiž  vody  při‐ cházejí do styku (Pitter et al. 1977; Pitter 1999; Grünwald 1999, 1997). Obohacují se  o  elektrolyty  i  neelektrolyty,  koloidní  látky  atd.  Vzduch  v půdě  obsahuje  více  CO 2   než  atmosférický,  s  tím  souvisí  nižší  hodnota  pH.  Nižší  hodnota  pH  umožňuje  snad‐ nější obohacování vody o různé kovy. Půda obsahuje mnoho organických látek, kte‐ ré se mohou rozpouštět ve vodě (Kutílek 1977).    Formování složení podzemních vod je ovlivňováno těmito faktory:  1. Přímé  rozpouštění:  Touto  cetou  se  do  vody  dostávají  zejména  sírany  a  chloridy  alkalických kovů a sírany alkalických zemin. V menším rozsahu se rozpouštějí uhliči‐ tany  vápníku  a  hořčíku  a  některé  sloučeniny  železa  a  manganu.  Prosté  rozpouštění  nestačí  k dosažení  obvyklých  koncentrací  látek  rozpuštěných  ve  vodě.  Přímým  roz‐ pouštěním se podzemní vody obohacují huminovými látkami obsaženými v půdě.  2. Chemické  působení:  Pro  dosažení  vyšší  mineralizace  je  nutná  přítomnost  oxidu  uhličitého  popřípadě  minerálních  kyselin.  Méně  rozpustné  uhličitany  se  převádějí  na  rozpustné  hydrogenuhličitany.  Vliv  CO 2   se  uplatňuje  také  při  hydrolýze  hlini‐ tokřemičitanů:                        CaSiO 3  +  2CO 2    +      3H 2 O   → Ca 2+   + 2HCO 3 ‐    +    H 4 SiO 4       

(4) 

          2NaAlSi 3 O 8  + 2CO 2  +11 H 2 O → 2 Na +  +2 HCO 3 ‐  + 4 H 4 SiO 4  + Al 2 Si 2 O 5 (OH)  4      (5)  Voda  se  obohacuje  zejména  vápníkem,  hořčíkem,  sodíkem,  draslíkem,  hydrogenuh‐ ličitany a křemíkem.  Pokud je voda ve styku s pyritem, může proběhnout jeho che‐ mická a biochemická oxidace za vzniku síranů a železa. 

31 

3. Vliv  srážkových  a  povrchových  vod:    Na  složení  mělkých  podzemních  vod  ve  svrchních  zvodnělých  vrstvách  se  mohou  výrazně  podílet  také  infiltrující  srážkové  a povrchové  vody.  Jde  nejenom  o  běžné  látky  obsažené  v  přírodních  vodách,  ale  také o některé specifické anorganické nebo organické škodliviny.  4. Modifikující  přeměny:  Primárně  získaný  obsah  rozpuštěných  látek  přímým  roz‐ pouštěním  a  chemickým  rozkladem  podléhá  druhotným  přeměnám,  jako  je  výměna  iontů  sorpce  a  biochemické  pochody.  Dochází  k takzvané  metamorfóze  chemismu.  Oxidace  a  redukce  ovlivňuje  formy  výskytu,  rozpustnost  a  migraci  jednotlivých  slo‐ žek.  Sorpční  a  výměnou  kapacitu  mají  hlinitokřemičitany,  hydratované  oxidy,  apati‐ ty, slídy a jiné minerály. Tyto procesy významně ovlivňují  poměrné zastoupení Na + ,  K +  a Ca 2+ .  5. Modifikující  biochemické  procesy:  Podle  obsahu  rozpuštěného  kyslíku  mají  buď  oxidační  nebo  redukční  charakter.  Půda  obsahuje  kolem  10 6     až  10 8    bakterií  v 1 g  půdy  ze  svrchních  vrstev.  S zvyšující  se hloubkou  mikroorganismů  ubývá.  Ve  svrch‐ ních  provzdušněných  vrstvách  půd  probíhá  aerobní  biologický    rozklad  organických  látek  rostlinného  nebo  živočišného  původu  za  vzniku  CO 2     a  nitrifikace.  Ve  větších  hloubkách,  za  nepřítomnosti  kyslíku  (anaerobní  prostředí),  probíhá  redukce  dusič‐ nanů a posléze i redukce síranů.   

3.8.2 Vertikální zonálnost podzemních vod   Složení  podzemních  vod  se  během  cirkulace  v horninovém  prostředí  vyvíjí  v  závis‐ losti  na   době  cirkulace,  rychlosti    oběhu,  parciálním  tlaku,  teplotě.  Tyto  změny  se  projeví    ve  změně  hydrochemického  typu  vody  (Pitter  1999).  Pitter  uvádí,  že  che‐ mické složení podzemních vod se mění  v horizontálním i vertikálním směru.    

32 

Změny  ve  složení  probíhají  buď  kontinuálně,  nebo  můžeme  pozorovat  i  výraznější  změny  v chemickém  složení.  Příkladem  vertikální  zonálnosti  je  častá  změna  hydro‐ chemického typu se zvětšujíce hloubkou v pořadí:                                         HCO 3 ‐  Ca‐Mg→ HCO 3 ‐ Na→SO 4 ‐Ca→Cl‐Na           

(6) 

Současně  vzrůstá  celkové  mineralizace.  Tyto  procesy  jsou  typické  pro  vertikální  zo‐ nálnost podzemních vod.    Vertikální  zonálnost  je  podmíněna  horninovým  prostředím  a  koncentrací  kyslíku,  která je důvodem oxidačně‐redukční zonálnosti. Se zvyšující se hloubkou se koncen‐ trace  kyslíku    postupně  snižuje  a  při  poklesu  koncentrace  kyslíku  pod  0,1  mg.l ‐1   je  oxidačně redukční stav vody dán jinými procesy než jeho redukcí přes H 2 O 2  na H 2 O.     Pitter (1999) uvádí, že oxidačně‐ redukční zóny je možné rozdělit na: 



Oxidační  zóna:  je  charakterizována  přítomností  rozpuštěného  kyslíku  a  jeho  redukcí  na  H 2 O 2 ,  která  pravděpodobně  určuje  hodnotu  oxidačně‐redukčního  potencionálu vody.  



Přechodná  zóna:  je  charakterizována  redukcí  iontu  železitého    na  železnatý,  rovnováhou  mezi  limonitem  a  sideritem,  spodní  hranice  přechodné  zóny  je  určena stabilní existencí sideritu. 



Redukční zóna: je charakteristická potenciálem, který je dán rovnováhou me‐ zi hematitem  a magnetitem. 

  Podzemní vody se ve svrchní oxidační vrstvě vyznačují v případě aniontů vyšším ob‐ sahem hydrogenuhličitanů a síranů nad chloridy. V případě kationtů převládají ionty  vápníku a hořčíku  nad  obsahem  draslíku a  sodíku.  Celková mineralizace  těchto  vod  je většinou nízká v důsledku krátkého kontaktu s horninami.    

33 

V přechodné  zóně,  kde  je   hlubší  a  delší  oběh,  je  voda  více  mineralizovaná  a  na  chemickém  složení  se  již  více  podílejí  chloridy  a  alkalické  kovy.  V  případě  bezkyslí‐ katých podmínek přichází v úvahu především denitrifikace.     Vody  formované  hluboko    pod  povrchem  v redukční  zóně  jsou  charakteristické  cel‐ kově  velkou  mineralizací.  Z kationtů  převládá  sodík  a  z aniontů  chloridy.  Obsah  sí‐ ranů  bývá  menší  vzhledem  k jejich  biochemické  redukci  v anaerobních  podmínkách.  Změna  chemického  složení  podzemních  vod  se  na  rozhraní jednotlivých  zón  nemění  prudkým  skokem.  Důvodem  je  vliv  difúze,  míšení  a  geochemické  interakce,  díky  nímž se tvoří kontinuální koncentrační gradienty.  

3.8.3 Organické látky   V půdě  probíhá  mineralizace  organických  látek,  avšak  obvykle  nikoliv  úplně  až  na  jednoduché  produkty.  Dochází  také  ke  tvorbě  stabilnějších  organických  látek  větši‐ nou  aromatické  povahy  (humifikace)  a  dále  k  produkci  a  tvorbě  energeticky  boha‐ tých sloučenin v důsledku ulmifikace (rašelinění) a karbonizace (uhelnatění) převáž‐ ně za anaerobních podmínek (Kutílek 1977, Němeček et al. 1990). Výsledný produkt  humifikace se označuje jako humusové látky (humus pravý nebo vlastní), mezi které  se  řadí:  humínové  kyseliny  včetně  hymatomelanové  kyseliny,  fulvokyseliny,  huminy  a  humusové  uhlí.  Některé  humusové  látky  se  rozpouštějí  ve  vodě  a  jsou  následně  vymývány z půdy do povrchových a podzemních vod.    Humínové  kyseliny  (HK)  tvoří  jednu  z  nejkvalitnějších  složek  humusových  látek.  Zá‐ kladní stavební  položkou HK je aromatické jádro fenolického nebo chinoidního typu  s vazbou na cyklické a alifatické dusíkaté sloučeniny. Horní hranice sorpční kapacity  je  v  rozmezí  350–500  (700)  mmol.0,1  kg ‐1   HK.  V  rozpustném  stavu  se  srážejí  s  Ca 2+ ,  Mg 2+ , Fe 3+ , Al 3+ . Obsah dusíku je v průměru 3,6–4,8 %, Formy dusíku jsou,  aminové,  34 

amoniakální  a  N  heterocyklů.  V  půdách  mají  HK  nezastupitelnou  pozitivní  úlohu  při  tvorbě  drobtovité  struktury,  sorpčního  komplexu  a  v  neposlední  řadě  se  podílejí  na  změnách  chemismu.  Huminové  kyseliny  lze  z půdy  vyloužit  zásadou  a  z roztoků  vy‐ srážet kyselinami jako tmavohnědé sraženiny.    Fulvokyseliny  (FK)  mají  oproti  HK  větší  počet  bočních,  lineárních  řetězců  a  menší  počet  aromatických  jader.  Díky  tomu  jsou  i  snadněji  hydrolyzovatelné  než  HK.  Cho‐ vají se jako anionty a jsou hydrofilní. Kyselé skupiny jsou podmínkou vysoké výměné  kationtové sorpce (až 700 mmol.0,1kg ‐1  FK). Soli s Ca 2+ , Mg 2+  a Fe 2+ , ale i řadou těž‐ kých kovů jsou dobře rozpustné ve vodě. Pouze fulváty Al 3+  a Fe 3+  jsou při neutrální  a  alkalické  reakci  realativně  vodostálé.  FK  jsou  vlivem  silně  kyselého  pH  (2,6–2,8)  a dobré  rozpustnosti  v  půdním  roztoku  výrazně  agresivní  na  minerální  podíl  půd.  Obsah dusíku je značně nestálý (cca 1,2–4,1 %). FK jsou typické pro kyselé půdy.   

3.8.4 Fyzikálně chemické složení podzemních vod   Fyzikálně chemické složení podzemních vod závisí zejména na složení půdy a hornin,  s nimiž  přicházejí  do  styku.  Obohacují  se  přitom  o  elektrolyty  i  neelektrolyty,  ko‐ loidní  látky  atd.  S nižší  hodnotou  pH  souvisí  i  snadnější  obohacování  vody  o  různé  kovy (Grünwald 1997). 

Sodík  a  draslík:  V zemské  kůře  se  vyskytují  přibližně  asi  okolo  2,5  hmot.  %.  Jejich  výskyt  je  běžný  v přírodních  vodách.  Nejčastěji  se  vyluhují  z hlinitokřemičitanů,  např.  albitu  (NaAlSi 3 O 8 ),  ortoklasu  (KAlSi 3 O 8 )  a  slíd.  Ve  vodách  se  vyskytují  obvykle  jako  jednoduché  kationty  Na +  a  K + ,  důvodem  je  jejich  malá  kompletační  schopnost.  Výjimku  tvoří  vody  s vyšším  obsahem  uhličitanů  nebo  síranů.  Koncentrace  v podzemních  vodách  se  pohybuje  v miligramech    až  desítkách  miligramů  v litru.  Grünwald uvádí, že se obvyklý poměr sodíku k draslíku v přírodních vodách pohybu‐ je  v rozmezí  10:1  až  25:1.  Převládající  množství  sodných  iontů  nad  draselnými  je  35 

dáno  vyšší  sorpcí  draslíku  v půdě  a  jeho  následné  odčerpávání  rostlinami.  V atmosférických vodách se hmotnostní poměr obvykle snižuje. V základním odtoku  je koncentrace sodíku obvykle vyšší než při odtoku během srážky.    Vápník a hořčík: Zemská kůra obsahuje  asi 0,035 hmotn. % vápníku a 0,020 hmotn.  %  hořčíku.  Zdrojem  vápníku  a  hořčíku  ve  vodě  je  rozkladem  hlinitokřemičitanů  vá‐ penatých  a  hořečnatých  např.  anoritu  CaAl 2 Si 2 O 8 ,  chloritu    Mg 5 Al 2 Si 3 O 10 (OH) 8 ,    a  ve  větších  koncentracích  rozpouštěním  vápence    CaCO 3,  dolomitu  CaCO 3  .  MgCO 3,   po‐ případě  dalších  minerálů.  Výraznější  obohacení  podzemních  vod  závisí  na  obsahu  oxidu uhličitého, který zvětšuje rozpustnost minerálů na bázi uhličitanů a podporuje  zvětrávání  hlinitokřemičitanů.  V čistých atmosférických  vodách  se  koncentrace  váp‐ níku  a  hořčíku  pohybuje  do  1mg.l ‐1 .  V podzemních  vodách  se  pohybuje  koncentrace  vápníku řádově od desítek do několika set mg.l ‐1   a koncentrace hořčíku od jednotek  do desítek mg.l ‐1 .    Konduktivita:  Vodivost  roztoků  je  závislá  na  koncentraci  iontů,  jejich  pohyblivosti  a teplotě.  Celková  vodivost  je  dána  součtem  na  sobě  nezávislých  dílčích  vodivostí  kationtů  a  aniontů.  Významnou  hodnotou  je  specifická  vodivost  χ.  Je  převrácenou  hodnotou  odporu  roztoku  v Ohmech.  Nejčistší,  tzv.  vodivostní  voda,  má  při  18  °C  specifickou  vodivost  0,038  μS.cm ‐1 ,   která  je  způsobena  elektrickou  disociací  vody.  Specifická vodivost je značně závislá na teplotě. Vzrůst nebo pokles o 1 °C způsobu‐ je  změnu asi o 2 %.     pH:  Je  dáno  rovnováhou  mezi  volným  a  vázaným  CO 2  (uhličitanovou  rovnováhou,  uhličitanový komplex), pokud není přítomen ve vyšších koncentracích jiný proteoly‐ tický  systém.  Tato  závislost  může  být  porušena  přítomností  humnových  látek,  vyš‐ ším obsahem kationtů podléhajících hydrolýze. Pokles pH vody pod 4,5 je způsoben  přítomností  anorganických  nebo  organických  kyselin.  Vody  s pH  nad  8,3  obsahují  z anorganických  látek  ionty  CO 3 ‐2  nebo  OH ‐   případně  jiné  organické  zásady.  Relativ‐ 36 

ně  nízké  hodnoty  pH  způsobují  huminové  látky.  Hodnoty  pH  prostých  podzemních  vod  se  obvykle  pohybuje  v rozmezí  5,5  až  7,5.  Hodnota  pH  vody  může  být  výrazně  ovlivněno i biologickými procesy v ní probíhajícími (např. při biologické nitrifikaci se  uvolňují  vodíkové  ionty,  které  reagují  s hydrogenuhličitany  za  současného  uvolnění  CO 2 , pH klesá).    Dusičnany: Vznikají hlavně při nitrifikaci amoniakálního dusíku. Dalším zdrojem jsou  splachy  ze  zemědělsky  obdělávané  půdy.  Při  elektrických  výbojích  v atmosféře  se   oxidací  elementárního  dusíku  tvoří  dusičnany,  které  přecházejí  do  vod  atmosféric‐ kých.  Jsou  konečným  stupněm  rozkladu  organických  dusíkatých  látek  v aerobním  prostředí. Jsou obsaženy v nízkých koncentracích téměř ve všech vodách.     Chloridy:  Jsou  běžnou  součástí  vod.  S hydrogenuhličitny    a  sírany  jsou  hlavními  ani‐ onty  ve  vodách.  Mají  pouze  slabé  komplexační  schopnosti,  ale  při  vyšších  koncent‐ racích    chloridů  vytvářejí  některé  kovy  chlorokomplexy.  V povrchových  a  prostých  podzemních  vodách  může  dosáhnout  koncentrace  chloridů  obvykle  jednotek  až  de‐ sítek  mg.l ‐1 .    Chloridy  jsou  typické  pro  hluboké  podzemní  vody    z přechodné  zóny  a redukční  zóny.  Chemicky  i  biochemicky  jsou  velmi  stabilní.  Na  tuhých  fázích  se  absorbují  jen  v malé  míře,  takže  se  při  infiltraci  vody  zadržují  v půdě  jen  nepatrně.  Díky stabilitě je možné chlorid používat jako stopovač podzemních vod.    

3.9 Anorganické ionty jako stopovače   Při  průsaku  srážkové  vody  půdou  prodělává  chemické  složení  prosakující  vody  vý‐ znamné změny v důsledku dvou hlavních procesů: 



Zmenšování  koncentrace  některých  rozpuštěných  látek  v důsledku  odběru  půdní vody rostlinami. 

37 



Zvyšování  koncentrace  některých  rozpuštěných  látek  v důsledku  jejich  uvol‐ ňování z půdní matrice do vodního roztoku. 

Oba procesy probíhají současně, způsobují časově závislé změny chemického složení  podzemní  vody.  Analýzou  těchto  změn  (tj.  chemických  stopovačů)  lze  získat  infor‐ mace o původu vody a cestách, kudy voda protekla do podzemí, případně do vodní‐ ho  toku.  Chemické  stopovače  se  dělí  na  konzervativní  a  reaktivní  (Clark,  Fritz  1997;  Herczeg, Edmunds 1999; Hoeg et al. 2000).   

3.9.1 Konzervativní stopovače   Chloridy:  Jsou  všudypřítomné  v podzemní  i  půdní  vodě  a  často  představují  domi‐ nantní  iontové  zastoupení.  Jednou  z mnoha  užitečných  vlastností  Cl  iontu  je  jeho  velmi  dobrá    rozpustnost  ve  vodě.  Chloridy  jsou  zřídka  kdy  vázány  v minerálech,  ačkoli se to může stát při vysokých teplotách u minerálů jako například biotit. Chlo‐ rid je vysoce mobilní a není zapojený do běžných geochemických reakcích vyskytují‐ cích  se  ve  zvodnělých  horizontech.  Chlorid  je  proto  konzervativním  prvkem  s pohyblivostí  ve  vodním  prostředím  podobně  jako  molekuly  vody  s koeficientem  rozptylu  2x10 ‐5 .cm ‐1 .sec ‐1  Geochemický  cyklus  Cl  je  velmi  podobný  vodnímu  s jednou  důležitou  výjimkou,  kdy  se  voda  vypařuje  nebo  je  odebírána  z půdy  pro‐ střednictvím transpirace rostlin. V takovém případě chloridy zůstávají ve zbytkovém  roztoku,  a  proto  se  koncentrují  úměrně  množství  odpařené  (vytranspirované)  vody.  Zvýšené množství chloridů v podzemní vodě umožňuje odhadnout velikost výparu či  transpirace.  Pokud  se  vyskytne  zvýšená  koncentrace  chloridů  ve  vodě  v toku,  značí  to výtok půdní vody původně obsažené v kořenové zóně půdy.    Br/Cl  poměr:  Chloridy  jako  stopovače  se  používají  zřídka,  častěji  se  používá  kombi‐ nace bromidů s chloridy. Zatímco samotné chloridy poskytují jen informace o celko‐ vé  zvyšující  se  salinitě,  bromidy  mohou  indikovat  zdroj  salinity.  Poměr  Br/Cl  v mořské  vodě  je  okolo  3,47x10 ‐3   (hmotnostní  poměr)  nebo  1,57x10 ‐3   (molární  po‐ 38 

měr).  Poměr  Br/Cl  v dešťové  vodě  bývá  obvykle  velmi  podobný.  Během  evaporace  z hypersalinní  slané  vody  se  vysráží  halit  (NaCl),  který  je  výsledkem  vyřazení  Br  z pevné  fáze.  Evaporace  tudíž  způsobuje  snížení  poměru  Br/Cl  ve  vodě.  Snížení  po‐ měru  Br/Cl  umožňuje  odhadnout  velikost  výparu.  Vytéká‐li  z povodí  voda  se sníženým  poměrem  Br/Cl  oproti  srážkové  vodě,  značí  to,  že  v toku  teče  voda,  která byla původně obsažena v kořenové zóně půdy.    Nitráty:  Koncentrace  nitrátů  v dešťových  srážkách  jsou  nižší  a  variabilnější  než   v podzemní  vodě.  Koncentrace  nitrátů  může  mírně  stoupat  jako  výsledek  evapo‐ transpirace a obvykle dále vzrůstá mikrobiální činností, jako je nitrifikace amoniaku  v organické  matrici.  V nenasycené  zóně  aerobní  podmínky  obvykle  převažují,  tudíž  se  obsah  NO 3   nemění  při  průsaku  srážkové  vody  do  podzemních  vod.  V aerobním  prostředí  proto  nitráty  mohou  sloužit  jako  konzervativní  stopovač.  V aridních  a  se‐ miaridních  půdách  se  nitráty  přirozeně  akumulují  mikrobiální  mineralizací  půdních  vrstev  a  nitrifikací  NH 4+ .  V semiaridních  oblastech  je  významným  procesem  fixace  dusíku v kořenovém systému luštěnin pomocí mikrobiální symbiózy. Denitrifikace je  pravděpodobně  nevýznamná  v oxických  podmínkách  mnoha  semiaridních  oblastí,  zejména tam, kde je nízký obsah vody a organického uhlíku.   

3.9.2 Reaktivní stopovače   Reaktivní  stopovače  vznikají  převážně  interakcemi  mezi  horninami  a  vodou  v půdě.  Jejich  absolutní  koncentrace  a  jejich  poměry  mohou  proto  sloužit  jako  měřítka  vý‐ voje  či  rozsahu  různých  reakcí.  Počáteční  koncentrace  stopovače  těsně  souvisí  s koncentrací  stopovače  v infiltrující  srážkové  vodě  a  s  matečnou  horninou.  Změna  koncentrace  stopovače  může  být  použita  jako  indikátor  trvání  styku  vody  s půdou.  K tomuto  účelu  se  používají  iontové  poměry  Na/Cl,  SO 4 /Cl,  Mg/Cl,  Na/K  (Herczeg,  Edmunds 1999).      39 

NA/K  poměr:  V zemské  kůře  se  vyskytují  v koncentraci  přibližně  2,5  hmot.  %.  Jejich  výskyt je v přírodních vodách běžný. Ve vodách se vyskytují převážně jako jednodu‐ ché  kationty  Na +  a  K + ,  protože  jejich  kompletační  schopnost  je  malá.  Výjimku  tvoří  vody  s vyšším  obsahem  uhličitanů  nebo  síranů.    Koncentrace  obou  iontů  v podzemních vodách se pohybuje v miligramech až desítkách miligramů v litru (Pit‐ ter et al. 1977; Pitter 1999).   Tab. 1:  Poměry sodného a draselného iontu ve vodách (Pitter 1999)  Původ vody 

Látkový poměr 

Hmotnostní poměr 

Srážková voda 

4,76 

2,8 

Podzemní voda 

6,8 

4 

Pitná voda smíšeného původu 

5,78 

3,4 

  Ve  vodě,  která  byla  delší  obsažena  v půdě,  dochází  ke  změně  poměru  sodných  a draselných  iontů,  což  je  dáno  vyšší  sorpcí  draslíku  v půdě  a  jeho  následným  od‐ čerpáváním rostlinami. Tudíž se poměr obsahu sodného a draselného iontu zvětšuje  oproti  atmosférické  vodě.  Příklady  poměrů  sodného  a  draselného  iontu  ve  vodách  udává  tab. 1.  Styk  vody  s půdou  nemění  obsah  sodného  iontu  v půdní  vodě,  není‐li  půda zasolena.   

3.10 Vyplavování kationtů z horských povodí v ČR   Monitorovací sít čtrnácti povodí GEOMON (Fottová et al. 2011) reprezentativně po‐ krývá  horské  a  podhorské  oblasti,  které  jsou  hlavními  zdroji  srážkové  vody  v ČR.  Dlouholetý  systematický  výzkum  v této  síti  povodí  přinesl  zásadní  poznatky  o  vlivu  atmosférické  depozice,  porostů  a  půdy  na  vyplavování  kationtů  z horských  a  pod‐ horských  oblastí  ČR.    Acidifikace  a  následná  nutriční  degradace  horských  lesních  půd  nepříznivě  ovlivňují  kvalitu  povrchových  vod  a  zdraví  lesních  porostů  (Fottová  2003;  Hruška  et  al.  2005;    Krám,  Hruška,  2010).  Dominantní  příčinou  acidifikace  horských půd je atmosférická depozice okyselujících látek. Před odsířením uhelných  elektráren v ČR to byly zejména oxidy síry, dnes jsou to spíše oxidy dusíku. Ty půso‐ 40 

bí  na  stromy  hnojivě,  proto  roste  řídké  dřevo  (Šrámek  et  al.  2005).  Lámavé  stromy  pak  snadno  podléhají  větrným  kalamitám.  Nezdravé  a  polámané  porosty  transpirují  méně  než  porosty  zdravé,  takže  se  zejména  v létě  přehřívají  ve  srovnání  s porosty  v dobré  kondici  (Tesař  et  al.  2006b).  Přehřívání  rozsáhlých  krajinných  celků  způso‐ buje  změny  v makroenergetice  krajiny,  které  se  projevují  extremalizací  klimatu  a  následně  i hydrologického  režimu  (Pokorný  2000).  Klimatické  a  hydrologické  extré‐ my pak často vedou k dalšímu zhoršení zdravotního stavu lesa.    Smrkové  porosty  vyčesávají  více  vody  z mlh  a  nízké  oblačnosti  než  porosty  listnaté,  tudíž zvyšují atmosférickou depozici okyselujících látek na půdu. Navíc mají vysokou  spotřebu  bazických  živin,  které  odčerpávají  z půdy.  V důsledku  těchto  dvou  jevů  je  v půdě  pod  smrkovým  porostem  k dispozici  méně  bazických  látek  pro  neutralizaci  kyselin  z  atmosférické  depozice.  Při  acidifikaci  jsou  z  půd  vyplavovány  bazické  kati‐ onty (Ca, Mg, K, Na), což způsobuje nutriční degradaci půd. Spolu s depozicí eutrofi‐ zujících  sloučenin  dusíku  vznikají  disproporce  ve  výživě  stromu.  V  půdě  se  nedostá‐ vá  přístupného  hořčíku,  případně  je  blokován  jeho  příjem  do  stromů.  V důsledku  přehnojení dusíkem dřeviny rychleji přirůstají. V případě smrku se hořčík do nových  jehlic musí relokovat ze starších, ty žloutnou a opadávají. Vysoká depozice dusíku je  tak jednou z příčin zvýšené náchylnosti smrčin ke stresovým faktorům (Šrámek et al.  2005), což vede k jejich poškození v důsledku prořídnutí jehlic.    Poškozené  jehličnany  se  zmenšeným  podílem  jehlic  v koruně  paradoxně  vyčesávají  více  vody  z  mlh  a  nízké  oblačnosti  než  porosty  zdravé  (Fišák  et  al.  2006).  Je  to  způ‐ sobeno zvětšením turbulentní depozice kapiček vody (Lovett,  Reiners 1986). Depo‐ novaná  mlžná  a  oblačná  voda  na  porostech  obsahuje  podstatně  větší  koncentrace  látek  než  voda  dešťová.  Faktor  obohacení  –  poměr  koncentrace  látky  v mlžné  vodě  a v dešťové  vodě – dosahuje  např.  hodnoty  3 až  18  na  Šumavě a  7 až  74  v Krušných  horách  (Tesař  et  al.  2000b).  Přitom  v podmínkách  českých  hraničních  hor  dosahuje  roční depozice mlžné a oblačné vody asi 10 % ročního úhrnu vertikálních srážek (Te‐ sař et al. 2000a). Znamená to, že v celoročním měřítku je depozice mlžné a oblačné  41 

vody  významným  zdrojem  látek  vstupujících  na  povrch  porostů  v horských  oblas‐ tech.  Mokrá  depozice  na  porosty  je  tedy  tvořena  dvěma  objemově  významnými  složkami,  a  sice  padajícími  srážkami  (především  déšť  a  sníh)  a  usazenými  srážkami  (především  voda  vyčesaná  z mlh  a  nízké  oblačnosti).  Na  porosty  se  zachycuje  vedle  mokré depozice také prach, který vytváří depozici suchou. Zachycená srážková voda  z porostů odkapává na povrch půdy a vytváří tzv. podkorunové srážky. V nich je ob‐ sažena  nejen  depozice  mokrá,  ale  také  depozice  suchá.  Proto  mají  podkorunové  srážky podstatně vyšší koncentrace látek než srážky na volné ploše.    V půdě  a  v geologickém  podloží  dochází  k mnoha  velice  složitým  dějům,  kterými  se  ovlivňuje chemické složení prosakující srážkové vody. V důsledku těchto dějů vytéká  z povodí vodním tokem voda podstatně jiného chemického složení než voda srážko‐ vá  (Pitter  1999).  Na  změny  chemického  složení  vody  prosakující  půdou  má  největší  vliv  životní  aktivita  půdní  bioty,  životní  aktivita  rostlin,  srážky,  teplota  a  minerální  složka  půdy.  Minerální  složka  půdy  může  podstatně  ovlivňovat  kyselost  vody  pufra‐ cí, kdy se snižuje kyselost vody vlivem bazických kationtů.     Dnešní  zásoby  bazických  kationtů  vznikly  zvětráváním  minerální  složky  půdy  zejmé‐ na  za  poslední  doby  ledové.  Pozvolným  rozpouštěním  těchto  zásob  se  uvolňuje  do  vodního roztoku na běžných půdách 5 až 10 kg.ha ‐1  draslíku a sodíku ročně. Přičemž  obsah  sodíku  v  půdě  je  nižší  než  obsah  draslíku.  Vyplavení  volného  draslíku  z půdy  se  děje  dosti  rychle,  lesy  na  vývojově  mladých  půdách  ročně  ztrácejí  5  až  10  kg  draslíku  z hektaru vyplavením. Ionty draslíku a sodíku jsou vyluhovány do vody také  mineralizací organické hmoty, kdy se jako volné ionty dostávají do půdního roztoku.     Dalším zdrojem Na a K je atmosférická depozice, kterou se ukládají obě látky na po‐ vrch  půdy  a  vegetace.  Avšak  jejich  vyplavování  z půdy  do  vodních  toků  převyšuje  přísun  z atmosférické  depozice.  Což  znamená,  že  pufrační  schopnost  půdy  se  v budoucnosti  úplně  vyčerpá,  až  bude  vyplavena  zásoba  bazických  kationtů  z půdy.  42 

V  půdách  na  kyselých  substrátech  se  tak  již  stalo  (Krám,  Hruška  2010).  Vyplavování  bazických  kationtů  z půd  má  tak  zásadní  vliv  na  chemismus  povrchových  vod,  zejména na  jejich  kyselost a alkalitu (Fottová et al. 2011).  Nadměrná kyselost způ‐ sobuje  výtok  toxických  forem  hliníku  do  vod  a  jejich  biologické  ochuzení  (Krám  et  al. 2009). 

V posledních  padesáti  letech  došlo  na  území  ČR  ke  globálnímu  nárůstu  teplot  ovzduší, a to asi o 0,16 až 0,33 °C za dekádu.  Současně je pozorována extremalizace  hydrologického  cyklu,  která  se  projevuje  v teplém  období  roku  výskytem  krátkodo‐ bých  srážek  o  vysokém  úhrnu,  které  způsobují  bleskové  povodně,  a  výskytem  dlou‐ hých  teplých  a  bezdeštných  období,  ve  kterých  významně  klesá  vodnost  zejména  malých toků  (Boháč et  al.  2010;  Daňhelka  et al.  2010).  Je  to  důsledek  faktu,  že  více  energie  a  vodní  páry  v  klimatickém  systému  znamená  více  extrémních  jevů,  jako  jsou silné srážky a povodně, vichřice, hurikány a další (Pretel 2010; Metelka, Tolasz,  2009).  V důsledku  oteplení  atmosféry  vzrostla  také  teplota  vody  v tocích  (Novický  et al. 2009). Oteplení se zákonitě projevilo vzestupem teplot půdy a skalního podlo‐ ží  do  stametrových  hloubek  (Bodri,  Čermák  1999).  Všechny  tyto  jevy  silně  ovlivňují  intenzitu vymývání sodíku a draslíku z půdy a podloží.     V letech  1994–1998  došlo  k odsíření  tepelných  elektráren  v  ČR,  což  mělo  za  násle‐ dek  výrazné  zmenšení  atmosférické  depozice  sloučenin  síry  (Fottová  2003).  Součas‐ ně  došlo  k  explozivnímu  rozvoji  automobilové  dopravy  a  vytápění  zemním  plynem,  proto  narostla  atmosférická  depozice  sloučenin  dusíku.  Přesto  však  byly  prokázány  statisticky významné poklesy koncentrací dusičnanů a síranů v odtoku z téměř všech  čtrnácti  povodí  sítě  GEOMON,  která  pokrývá  zejména  horské  oblasti  ČR.  Na  povo‐ dích  krytých  lesním  porostem,  kde  došlo  ke  snížení  koncentrací  aniontů  síranů  v odtoku  z  povodí,  byl  také  zaznamenán  významný  pokles  koncentrací  bazických  kationtů  v odtoku,  takže  došlo  ke  snížení  jejich  ztrát  vymýváním  z povodí.  Tyto  změny  jsou  prokazatelně  vyvolány  změnou  atmosférické  depozice,  kdy  v důsledku  odsíření  uhelných  elektráren  podstatně  poklesly  emise  oxidu  siřičitého  (Fottová  et  al. 2011).  43 

4. Experimentální povodí Liz 4.1 Přírodní poměry   Přírodní  poměry  zájmového  území  popisuje  práce  Tesaře  et  al.  (2006a).  V současné  době  je  monitorováno  vrcholové  povodí  Volyňky  –  Liz.  Povodí  Liz  má  plochu  0,99 km 2 .  Obr. 1  představuje  fyzickogeografickou  mapu  povodí  Liz  a  obr. 2  znázor‐ ňuje věkovou strukturu lesa.  

  Obr. 1: Fyzickogeografická mapa povodí Liz 

Povodí  Liz  se  nachází  v oblasti  Vimperské  vrchoviny,  která  svou  jihovýchodní  částí  zasahuje  do  CHKO  a  NP  Šumava.  Z hlediska  typologického  členění  reliéfu  náleží  Vimperská  vrchovina  mezi  členité  vrchoviny.  Experimentální  území  je  součástí  vr‐ chovinné  jižní  části  Vimperské  vrchoviny,  která  přechází  do  horského  pásma  Šuma‐ vy.   44 

Rozložení půdních druhů ve Vimperské vrchovině je dáno hlavně geologickým slože‐ ním  matečních  hornin  a  nadmořskou  výškou.  Převládají  hlinitopísčité  a  písčitohlini‐ té  středně  hluboké  půdy.  Z lesních  půdních  typů  jsou  nejvíce  zastoupeny  kambize‐ mě.  Poměrně  hojně  se  vyskytují  podzoly.  V nivách  kolem  vodních  toků  se  vyskytují  fluvizemě a gleje. V nejvyšších polohách na vrcholech kopců se nacházejí nevyvinuté  půdy. Ze zemědělsky využívaných půdních typů jsou zastoupeny kambizemě, gleje a  částečně i fluvizemě.     Na  vývoji  kambizemí  se  výrazněji  uplatnily  zejména  klimatické  podmínky,  reliéf  a  vlastnosti  půdotvorných  substrátů.  Zvýšené  množství  srážek  a  nižší  teploty  vedly  k zvýšené intenzitě vyluhování, při níž současně při kyselé reakci dochází k omezení  biologické  činnosti,  a  tím  k značnému  hromadění  kyselých  organických  látek  na  po‐ vrchu  půdy.  Lehčí  zrnitostní  složení  půdotvorných  substrátů  kambizemí  a podzolů  eliminuje  vliv  většího  množství  srážek,  takže  nedochází  k oglejení.    Pouze  v dolních  částech  svahů  a  na  plošinách,  kde  je  zvětralinový  materiál  vrstevnatě  ukládán,  se  vytvářejí  poněkud  méně  propustná  deluvia,  na  kterých  dochází  k různému  stupni  oglejení.  Gleje  jsou  výrazně  podmíněny  vlastností  reliéfu  a  s ním  souvisejícími  hyd‐ rologickými poměry.     Z hlediska  geologického  je  zájmové  území  součástí  rozsáhlého  moldanubického  masivu.  Na  geologické  stavbě  se  podílejí  převážně  horniny  metamorfované,  pararu‐ ly,  s menšími  injekovanými  lokalitami  v severní  části  území,  jež  je  z větší  části  za‐ lesněno.  Všechny  horniny  skalního  podkladu  jsou  v nivních  polohách  překryty  niv‐ ními nevápnitými uloženinami, v depresích a na spodních a středních částech svahů  i  svahovinami  čtvrtohorního  stáří.  V údolních  polohách  se  místy  vytvořily  rozsáhlé  lokality rašelin.     Povodí Liz je zalesněné, porost povodí patří do kyselé smrkové bučiny, půdní pokryv  tvoří  kambizem  (Kozák,  Němeček  2009),  zeměpisné  souřadnice:  13°  40´  01´´  až  13°  45 

41´  00´´  východní  délky,  49°  03´  23´´  až  49°  04´  09´´ severní  šířky,  výška  povodí  828  až  1074  m  n. m.  s průměrnou  výškou  941,5  m  n. m.  Plocha  povodí  je  0,99 km 2 ,  střední  sklonitost  povodí  je  16,6 %,  délka  údolnice  1,45 km,  délka  toků  2,28 km.  Průměrná  roční  teplota  vzduchu  6,3 °C,  průměrná  teplota  vzduchu  v lednu  ‐3,4 °C,  průměrná  teplota  vzduchu  v červenci  13,6 °C,  průměrný  roční  srážkový  úhrn  825 mm, průměrný roční počet dnů sněhové pokrývky 92.    

  Obr. 2: Věková struktura lesa na povodí Liz 

    46 

4.2 Přístrojové vybavení   Přístrojové  vybavení  povodí  a  ploch  vychází  z koncepčního  záměru  kvantifikovat  celý  cyklus  v měřítku  malého  povodí.  Standardně  se  měří  dešťové  srážky,  horizon‐ tální  srážky,  sněhová  pokrývka,  příkon  sluneční  radiace,  teplota  vzduchu  a  půdy,  teplota  povrchu  půdy  a  rostlinstva,  tenzometrické  tlaky  půdní  vody,  vlhkost  půdy,  průtok závěrovým  profilem  povodí.  Měřící  přístroje  jsou  konstruovány jako  elektro‐ nická čidla připojená k dataloggerům.   

  Obr. 3:  Meteorologická stanice (foto M. Tesař) 

47 

  Obr. 4: Měření  podkorunových  srážek,  stoku  po  kmeni,  chemismu  srážkových  vod  a  mízní‐ ho toku (foto M. Tesař)   

Meteorologická  stanice  je  umístěna  ve  středové  poloze  mezi  povodími  a  plochami  v nadmořské výšce 830 m (obr. 3). Jedná se o plně automatizovaný systém pro kon‐ tinuální monitoring přenosu tepla a vody v přízemní vrstvě atmosféry a nenasycené  půdní  zóně.  Gradientová  měření  základních  meteorologických  veličin  jsou  umístěna  v úrovních  2,  5  a  10  m  nad  terénem.  Kontinuálně  jsou  měřeny  teploty  a  vlhkosti  vzduchu,  tlak  vzduchu,  směr  a  rychlost  větru,  trvání  slunečního  svitu,  globální  radi‐ ace včetně její odražené složky, intenzita a úhrn dešťových padajících srážek. V jed‐ notlivých  úrovních  půdního  profilu  jsou  měřeny  tenzometrické  tlaky,  objemové  vlh‐ kosti půdy a teploty půdy.    

48 

  Obr. 5: Uzávěrový  profil  povodí  Liz  s měrným  přepadem,  ultrazvukovým  hladinoměrem  a  čidly (foto M. Tesař) 

  Meteorologická  stanice  je  doplněna  monitorovacím  a vzorkovacím  systémem    ob‐ lačné a mlžné depozice, který se skládá z detektoru současného stavu počasí PWD11  (Present  Weather  Detector,  Vaisala,  Finsko)  doplněného  aktivním  mlhoměrným  za‐ řízením  NES 210 Fog Sampler (Eigenbrodt, SRN). Tato sestava umožňuje kontinuální  měření stavu počasí a depozice vody z větrem hnaných mlh a nízké oblačnosti.    Denní  úhrny  dešťových  srážek  jsou  měřeny  v síti  tvořené  9  srážkoměry.  Síť  pokrývá  území  15  km 2 ,  v němž  leží  sledované  povodí  a  plochy.  Dešťové  intenzity  jsou  měře‐ ny na 8 místech. Sněhová pokrývka je měřena na pěti lokalitách v nadmořských výš‐ kách od 830 do 1122 m n. m., a to vždy na volné ploše a v sousedícím lesním poros‐ tu.   49 

V povodí je instalováno zařízení pro kvantifikaci podkorunových srážek (obr. 4) a to‐ ku  po  kmeni,  a  sice  ve  smrkovém  (850  m  n. m.)  a  v  bukovém  porostu  (860  m  n. m.)  Měření mízního toku  ve  stromech  na  povodí  Liz  metodou  THB (Čermák et  al.,  2004)  bylo instalováno ve smrkovém porostu (850 m n. m.).     Na  povodí  je  umístěno  10  stanovišť,  na  nichž  se  měří  dynamika  půdní  vody.  Stano‐ viště vytvářejí na povodí náhodnou síť. Měří se tenzometrické tlaky v hloubkách 15,  30, 45 a 60 cm, průměrná objemová vlhkost půdy v  hloubce 30 cm a 45 cm pod te‐ rénem a průměrná vlhkost ve vrstvě 0–60 cm. V závěrovém profilu povodí Liz je mě‐ řena  poloha  hladiny  na  měrném  přepadu  ultrazvukovým  hladinoměrem.  V bazénu  před  měrným  profilem  se  měří  pH,  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  a celková iontová vodivost (obr. 5).   

4.3 Historie hydrologického výzkumu v povodí Volyňky   Historie  hydrologického  výzkumu  v povodí  Volyňky  je  zmíněna  v pracích  Tesaře  et  al.  (2006a)  a  Balka  (2005).  Ústav  pro  hydrodynamiku  AV  ČR  započal  v roce  1964  ex‐ perimentální hydrologický výzkum v povodí Volyňky. V roce 1965  byla v  rámci pro‐ jektu  UNESCO  založena  Mezinárodní  hydrologická  dekáda  (International  Hydrologi‐ cal Decade – IHD), která se realizovala v letech 1965–1974. Povodí Volyňky bylo za‐ hrnuto  do  celosvětové  soustavy  sledovaných  povodí.  Základní  hydrologické  údaje  experimentálního  povodí  Volyňky  publikuje  zpráva  o  jeho  založení  (Balek,  Holeček,  1964). Hydrologický režim povodí Volyňky v období mezinárodní hydrologické deká‐ dy byl zpracován v souhrnné publikaci (Balek, Kulveitová, 1977).   Experimentální  povodí  Volyňky  bylo  založeno  tak,  aby  bylo  možné  sledovat,  jak  se  utváří  odtok  z povodí  s jeho  zvětšující  se  plochou  (0,999  až  383,201  km 2 ),  snižující  se  nadmořskou  výškou  (vrchol  Boubína  1362  m  n. m.  až  výška  nuly  vodočtu  v Něměticích 423 m n. m.), měnícím se vegetačním pokryvem (od lesů, přes louky až  k orné  půdě)  a  zvětšující  se  intenzitou  lidské  činnosti  (od  shora  dolů  gradující  osíd‐ 50 

lení, zemědělství, průmysl). Soustavné měření srážek a odtoků v celé síti 4 limnigra‐ fických  a  11  srážkoměrných  stanic  probíhalo  v letech  IHD  (1965–1974).  Po  jejím  skončení přešla pozorovací síť do správy ČHMÚ a byla ve zredukované formě provo‐ zována do devadesátých let minulého století.  Dvě párová vrcholová povodí Liz a Al‐ brechtec  ležící  v CHKO  Šumava  na  hranici  Národního  parku  Šumava  byla  zřízena  Ústavem  pro  hydrodynamiku  v roce  1975  a  v zásadně  modernizované  podobě  jsou  provozována dodnes.     Základem  hydrologického  výzkumu  na  povodí  Liz  je  od  roku  1975  soustavné  měření  srážek, odtoků, teploty a vlhkosti vzduchu, rychlosti a směru větru. Od roku 1983 se  měří tenzometrické tlaky v půdním profilu a globální radiace a od roku 2000 zásoba  vody v půdě pomocí integračních vlhkoměrů. Počínaje rokem 1989 se sleduje mokrá  atmosférická  depozice  formou  usazených  srážek.  Povodí  Liz  je  součástí  celoevrop‐ ské  sítě  reprezentativních  povodí  ERB  (Tesař  et  al.,  2006a)  a  celostátní  sítě  GEO‐ MON.   

4.4 Souhrn výsledků výzkumu hydrologického cyklu povodí   Hydrologický  výzkum  na  povodí  Liz  se  zaměřuje  na  kvantifikaci  všech  složek  hydro‐ logického cyklu. V rámci výzkumu dešťového odtoku z povodí byly zkoumány zejmé‐ na tyto otázky:   



Transpirace souvislého porostu. 



Vodní režim půdy. 



Tvorba dešťového odtoku z povodí. 

 

51 

Výzkum  transpirace  souvislého  porostu  na  povodí  Liz  ukázal,  že  rostliny  se  chovají  jako  regulovaný  chladič,  který  řídí  výměnu  vody  mezi  půdou,  rostlinami  a  atmosfé‐ rou  (Pražák  et  al.  1994).  Hybatelem  oběhu  vody  je  příkon  tepla  z  globální  radiace,  který v kombinaci s teplotou vzduchu způsobuje ohřívání rostlin. Rostliny reagují na  přehřátí slunečním zářením nad určitou optimální teplotu (asi 25 °C) výparem vody.  V době  maximálního  příkonu  tepla  ze  sluneční  radiace  se  teplota  rostlin  transpirací  snižuje  tak,  že  kolísá  okolo  střední  hodnoty  asi  25  až  27  °C,  je‐li  současně  teplota  vzduchu  nižší  než  25  °C.  Vzestup  teploty  rostlin  nad  teplotou  25  až  27  °C  značí,  že  transpirační  chlazení  je  nedostatečné.  Buď  proto,  že  není  v půdě  k dispozici  voda,  nebo  proto,  že  teplota  okolního  vzduchu  převyšuje  25  °C.  K situaci  s přehřátým  vzduchem  dochází  zejména  tehdy,  přinese‐li  vítr  horký  vzduch    ohřátý  nad   rozsáh‐ lými  nechlazenými  plochami  bez  vegetace,  jakou  jsou  města,  zoraná  pole  a  pouště.  Pokud  k transpiraci  nedochází,  rostliny  se  nechladí,  a  dochází  proto  k  zahřívání  at‐ mosféry a průniku tepla do půdy. Přehřáté rostliny téměř nerostou, neboť intenzita  fotosyntézy  je  vysoce  citlivá  na  teplotu,  případně  hynou,  přesáhne‐li  jejich  teplota  kritickou hranici asi 55 °C (Slavíková 1986).     Analýzou  tenzometricky  měřeného  vodního  režimu  půdy  na  deseti  stanovištích  roz‐ místěných na povodí Liz bylo prokázáno, že povodí pokryté transpirující vegetací se  hydrologicky chová  jako  homogenní  celek.  Plošná  homogenita vodního  režimu  půdy  na  malém  zalesněném  povodí  byla  vysvětlena  jako  zákonitý  důsledek  plošné  homo‐ genity příkonu globální radiace na povodí. V případě povodí plně pokrytého vegeta‐ cí dochází totiž  k plošně homogenní transpiraci. A to vcelku nezávisle na druhovém  složení porostů. Z ekologie rostlin je známa skutečnost, že rostlinná společenstva se  vyvíjejí tak, aby jako celek maximalizovala produkci fytomasy (Eagelson 1978; Slaví‐ ková  1986).  Což  v podmínkách  přebytku  sluneční  energie,  který  na  povodí  obvykle  panuje během vegetační sezóny, znamená, že limitujícím faktorem růstu je dostatek  vody pro transpirační chlazení přebytečného tepla z pohlcené zářivé energie, nikoliv  nedostatek  slunečního  záření  (Šír  et  al.  2008).  Takže  porost,  ať  je  jakkoliv  druhově  rozmanitý, má snahu vytranspirovat plošně stejné množství vody.    52 

Ve vodním režimu půd byly identifikovány dvě střídající se fáze: perkolační – dešťo‐ vá  voda  prosakuje  půdou  do  transportní  vrstvy,  kterou  protéká  až  do  toku,  akumu‐ lační  –  dešťová  voda  se  v  půdě  hromadí,  do  transportní  vrstvy  nevtéká  (Tesař  et  al.  2001).  Vazba  zásoby  vody  v půdě  na  srážky  je  vcelku  zákonitá.  Následkem  vsaku  srážkové vody se půda sytí a zásoba roste. V období mezi výraznými srážkami se pů‐ da  vlivem  odběru  vody  na  transpiraci  rostlin  vysušuje  a  zásoba  neroste,  příp.  klesá  (akumulační  fáze).  Do  transportního  kolektoru  epizodicky  odtéká  vsáklá  srážková  voda  jen  v  situacích,  kdy  se  nezadržela  v půdě  (perkolační  fáze).  Přitom  množství  takto odteklé vody je na hydrologické úrovni objemově významné.    Bylo  prokázáno,  že  tvorba dešťového  odtoku  z povodí  probíhá  jako  dvě  transforma‐ ce:  (1)  srážky  na  výtok  z  půdy  a  (2)  výtoku  z  půdy  na  odtok  z  povodí.  Podíl  obou  transformací  na  formování  odtoku  se  mění  dle  vodního  režimu  půd.  V perkolační  a v akumulační  fázi  se  uplatňují  odlišné  mechanismy  tvorby  odtoku.  V  perkolační  fázi  se  doplňuje  zásoba  vody  v transportním  kolektoru.  Voda  z  něj  vytéká  do  toku  a vytváří  jako  bezprostřední  reakci  na  srážku  průtokové  vlny.  V  akumulační  fázi  vy‐ tváří  základní  odtok  pomalu  vytékající  voda  z transportního  kolektoru  (Tesař  et  al.  2001). V současné době probíhá výzkum dešťového odtoku pomocí izotopových sto‐ povačů (Šanda et al. 2011) a hydrochemických stopovačů (Vondrka et al. 2011).    

4.5 Souhrn výsledků výzkumu látkové bilance povodí   V rámci stanovení látkové bilance povodí se kvantifikují množství a kvalita:  



Dešťových a sněhových srážek na volné ploše a pod korunami porostů. 



Usazených srážek na porostech. 



Výtoku vody v uzávěrovém profilu povodí. 

 

53 

Množství  dešťových  a  sněhových  srážek  na  volné  ploše  a  pod  korunami  porostů  je  měřeno  pomocí  ombrografů  a  totalizátorů  obvyklými  metodami.  Měření  probíhá  ve  smrkovém  a  bukovém  porostu.  Usazené  srážky  jsou  zkoumány  od  roku  1988  na  vr‐ cholové  stanici  Churáňov  ve  výšce  1123  m  n. m.  (Eliáš  et  al.  1995).  Roční  úhrn  usa‐ zených  srážek  ve  formě  depozice  mlžné  a  oblačné  vody  na  lesní  ekosystém  byl  od‐ hadnut  pomocí  mikrometeorologického  modelu  jako  9  %  celkového  ročního  úhrnu  vertikálních srážek pro oblast Šumavy (Tesař et al. 2000b, 2005).      V měsíčním  intervalu  jsou  odebírány  a  analyzovány  vzorky  srážkové  vody  a  vody  v uzávěrovém  profilu.  Vzorky  vody  z  nízké  oblačnosti  či  mlhy  jsou  získávány  aktiv‐ ním  odběrovým  přístrojem  (Daube  et  al.,  1987)  a  pasivním  odběrovým  zařízením  (Grunow 1952).  Ve vzorcích srážkové vody  se stanovuje pH, H + , iontová vodivost. ,  Na + ,  K + ,  NH 4 + ,  Mg 2+ ,  Ca 2+ ,  F ‐ ,  Cl ‐ ,  NO 3 ‐ ,  SO 4 2‐ ,  Mn,  Zn,  Fe,  Al,  As,  Cd,  Pb,  Cu.  pH  se  měří  pomocí  elektrody  Radiometer  GK‐2401C,  fluoridy  se  stanovují  iontově  selek‐ tivní  elektrodou,  chloridy,  nitráty  a  sulfáty  iontovou  chromatografií  (HPLC),  amoni‐ um  spektrofotometricky,  základní  kationty  metodou  plamenného  AAS  a  těžké  kovy  za  použití  metody  AAS  (ETAAS).  V  období  1993–2008  byl  zaznamenán  statisticky  průkazný  klesající  lineární  trend  koncentrace  H + ,  Na + ,  Cl ‐   a  SO 4 2‐  v atmosférických  srážkách (Škoda et al. 2011).    Porovnání  chemismu  mlžné  a  oblačné  vody  ve  srovnání  s chemismem  vertikálních  (bulk)  srážek    v  hydrologických  letech  1994  až  2003    ukázalo,  že  poměr  koncentrací  sledované  složky  ve  vodě  mlžné  a  dešťové  (faktor  obohacení)  dosahuje  na  Šumavě  hodnot od 0,1 (pro Cu) do 12,3 (pro NH 4 + ). Iontová vodivost mlžné a oblačné vody je  ve  srovnání  s dešťovou  vodou  šestkrát  větší,  což  svědčí  o  tom,  že  mlžná  a  oblačná  voda  je  silně  mineralizovaná.  Látková  depozice  formou  větrem  hnané  nízké  oblač‐ nosti a mlhy na vegetační porosty povodí tvoří významnou, někdy dokonce podstat‐ nou, část celkové mokré depozice (Tesař et al. 2005).    54 

Tab. 2: Bilance  sodíku  v hydrologických  letech  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (Štěpánová  2012)  hydrologický 

srážky 

vstup Na +  v podkoru‐

rok 

 

nových srážkách  ‐1

výstup Na +  vodou v 

bilance Na +  

toku 

 

‐1

(mm rok ) 

‐1

(kg ha  rok ) 

1994 

911 

1,99 

11,67 

‐9,68 

1995 

1142 

2,75 

12,97 

‐10,22 

1996 

986 

1,66 

16,61 

‐14,95 

1997 

825 

1,99 

14,71 

‐12,72 

1998 

827 

1,95 

8,40 

‐6,44 

1999 

739 

2,38 

13,28 

‐10,90 

2000 

770 

2,81 

10,92 

‐8,11 

2001 

707 

1,57 

8,11 

‐6,54 

2002 

1333 

1,83 

19,76 

‐17,93 

2003 

677 

2,53 

13,38 

‐10,86 

2004 

785 

1,86 

14,18 

‐12,31 

2005 

1028 

1,55 

15,48 

‐13,93 

2006 

937 

1,30 

15,75 

‐14,46 

2007 

997 

2,10 

12,52 

‐10,42 

2008 

895 

2,84 

18,22 

‐15,38 

2009 

1003 

1,34 

16,95 

‐15,61 

  Statistické  modely  vývoje  koncentrací  dvanácti  analytů  (Al tot ,  H + ,  Na + ,  K + ,  NH 4 + ,  Mg 2+ ,  Mn 2+ ,  Ca 2+ ,  F ‐ , Cl ‐ ,  NO 3 ‐ , SO 4 2‐ )  v povrchové vodě  v uzávěrovém  profilu  povodí  Liz  v  období  1993–2008  prokázaly,  že  koncentrace  čtyř  látek  (Ca 2+ ,  Mn 2+ ,  Cl ‐  a  Al tot )  lineárně  s časem  klesá.  Nejvýrazněji  klesá  koncentrace  vápníku.  Vývoj  koncentrace  sodíku, draslíku a dusičnanů nejlépe vystihuje polynomický trend třetího řádu. Kon‐ centrace  K +   mají  klesající   charakter  do  roku  2004,  kdy  dochází  k mírnému  obrácení  tohoto  trendu.  Koncentrace  NO 3 ‐   nejlépe  vystihuje  sestupná  fáze  paraboly,  kdy  ke  konci sledovaného období dochází ke zpomalení rychlosti klesání. Chování koncent‐ rací Na +  v povrchové vodě v časovém průběhu nejlépe vystihuje kvadratická funkce,  kde  je  patrný  rostoucí  trend  od  začátku  sledování  v roce  1993  do  roku  2002,  kde  55 

funkce  dosahuje  maxima,  a  poté  následuje  sestupná  fáze  až  do  konce  roku  2008.  Koncentrace  Cl ‐   vykazují  průkazný  klesající  trend.  Ze  sledovaných  stopových  prvků  vykázaly průkazný klesající lineární trend Mn 2+  a Al tot . Klesající vyplavování kationtů  do  povrchových  vod  z   povodí  je  důsledkem poklesu  kyselé  atmosférické  depozice,  v důsledku  čehož  dochází  ke zmenšujícímu  se  zvětrávání  hornin  (Škoda  et  al.  2011;  Fottová et al. 2011).    Tab. 3: Bilance  draslíku  v hydrologických  letech  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (Štěpánová  2012)  hydrologický 

vstup K +  

výstup K +  

bilance K +

K +  ve srážkách 

K +  v podkoruno‐

rok 

 

 

 

volné plochy 

vých srážkách 

(kg ha ‐ 1  rok ‐1 )  1994 

2,36 

3,71 

‐1,34 

1,81 

8,82 

1995 

3,24 

4,58 

‐1,34 

2,06 

14,18 

1996 

1,41 

4,81 

‐3,40 

1,34 

14,00 

1997 

1,52 

3,58 

‐2,06 

1,47 

15,75 

1998 

1,68 

1,95 

‐0,27 

1,06 

15,28 

1999 

2,24 

3,12 

‐0,87 

1,11 

13,96 

2000 

8,66 

2,59 

6,07 

3,85 

26,89 

2001 

2,31 

1,68 

0,63 

1,12 

14,25 

2002 

1,37 

4,54 

‐3,17 

0,94 

13,89 

2003 

5,48 

3,40 

2,09 

2,23 

24,82 

2004 

1,90 

3,17 

‐1,27 

0,69 

11,79 

2005 

1,58 

3,57 

‐1,99 

0,82 

9,35 

2006 

2,91 

3,44 

‐0,52 

1,73 

17,45 

2007 

2,56 

2,90 

‐0,34 

1,18 

14,36 

2008 

4,75 

4,14 

0,61 

1,89 

16,14 

2009 

2,32 

4,04 

‐1,72 

1,71 

14,39 

  Bilanci  sodíku  a  draslíku  na  povodí  Liz  v hydrologických  letech  1994  až  2009  doku‐ mentují  tab. 2  a  tab. 3.  Bilance sodíku  byla  stanovena  jako  rozdíl  vstupu  Na +   v  pod‐ korunových  srážkách  a  výstupu  Na +   vodou  v uzávěrovém  profilu  povodí.  Bilance  56 

draslíku byla stanovena jako rozdíl vstupu K +   a výstupu K +  vodou v uzávěrovém pro‐ filu  povodí.  Vstup  K +   byl  vypočten  ze  srážek  na  volné  ploše  vynásobením  faktorem  suché  depozice  (DDF,  dry  deposition  faktor).  Faktor  suché  depozice  je  definován  jako  podíl  koncentrace  Na +   v podkorunových  srážkách  a  koncentrace  Na +   ve  sráž‐ kách volné plochy.      Tab. 4: Faktor  suché  depozice  v hydrologických   letech  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (Štěpá‐ nová 2012)  hydrologický 

Na +  ve srážkách volné 

rok 

plochy 

Na +  v podkorunových  faktor suché depozice  srážkách 

(kg ha ‐ 1  rok ‐1 ) 

(‐) 

1994 

1,53 

1,99 

1,31 

1995 

1,75 

2,75 

1,57 

1996 

1,58 

1,66 

1,05 

1997 

1,93 

1,99 

1,03 

1998 

1,23 

1,95 

1,59 

1999 

1,18 

2,38 

2,02 

2000 

1,25 

2,81 

2,25 

2001 

0,76 

1,57 

2,06 

2002 

1,26 

1,83 

1,45 

2003 

1,03 

2,53 

2,46 

2004 

0,67 

1,86 

2,77 

2005 

0,81 

1,55 

1,92 

2006 

0,77 

1,30 

1,68 

2007 

0,97 

2,10 

2,16 

2008 

1,13 

2,84 

2,51 

2009 

0,99 

1,34 

1,35 

  Pro  bilanční  účely  je  nepoužitelná  koncentrace  K +  v podkorunových  srážkách,  neboť  draslík  podléhá  vnitřnímu  cyklu  v  rostlinném  krytu,  v jehož  důsledku  se  obohacují  podkorunové  srážky  smýváním  draslíku  z povrchu  vegetace,  kam  byl  vytlačen  z rostlin.  Výpočet  DDF  vychází  z poznatku,  že  sodík  nepodléhá  vnitřnímu  cyklu  57 

v rostlinném krytu (Staelens et al. 2003). Výpočet DDF dokumentuje tab. 4.  V tab. 5  je  uveden  poměr  Na/K  ve  výtoku  z povodí.  Počínaje  hydrologickým  rokem  1997  má  z hlediska  tohoto  poměru  voda  v uzávěrovém  profilu  charakter  vody  podzemní  (tab. 1).     Tab. 5: Poměr  Na/K  ve výtoku  z  povodí  Liz  v hydrologických letech  1994  až  2009  (Štěpáno‐ vá 2012)  hydrologický 

ztráta Na +  výtokem 

ztráta K +  výtokem  ‐1

rok 

‐1

(kg ha  rok ) 

Na/K  (‐) 

1994 

11,67 

3,71 

3,1 

1995 

12,97 

4,58 

2,8 

1996 

16,61 

4,81 

3,5 

1997 

14,71 

3,58 

4,1 

1998 

8,40 

1,95 

4,3 

1999 

13,28 

3,12 

4,3 

2000 

10,92 

2,59 

4,2 

2001 

8,11 

1,68 

4,8 

2002 

19,76 

4,54 

4,4 

2003 

13,38 

3,40 

3,9 

2004 

14,18 

3,17 

4,5 

2005 

15,48 

3,57 

4,3 

2006 

15,75 

3,44 

4,6 

2007 

12,52 

2,90 

4,3 

2008 

18,22 

4,14 

4,4 

2009 

16,95 

4,04 

4,2 

 

58 

5. Metodika  

5.1 Stopovače pro separaci odtoku z povodí   Dvousložková  separace  odtoku    z povodí  vyžaduje  použití  dvou  stopovačů  pro  odli‐ šení  nové  dešťové    vody  a  staré  půdní  vody  v odtoku  z povodí.  Volba  stopovačů  vy‐ chází z poznatků, že: 



draselný iont K +  se dobře sorbuje v půdě, 



nová  dešťová  voda  má  podstatně  menší  celkový  obsah  iontů  než  stará  půdní  voda. 

Proto se jako stopovače používají: 



koncentrace  draselného  iontu  ve  vodě –  měří  se  jako  napětí  na  draselné  ion‐ tově selektivní elektrodě, 



celkový obsah iontů ve vodě – měří se jako celková iontová vodivost vody. 

    Oba  stopovače  jsou  specifickým  způsobem  nekonzervativní,  což  umožňuje  testovat  tyto hypotézy o mechanismech tvorby odtoku z povodí: 



v bezdeštném období:   o hypotéza  B1:  v toku  protéká  převážně  stará  půdní  (mělká  podzemní)  voda – iontová vodivost vody v toku je podstatně větší než iontová vo‐ divost  vody  v předchozím  dešťovém  období  (voda  se  obohatila  o  ionty  rozpouštěním pevné složky půdy),   o hypotéza  B2:  při  souběžné  transpiraci  rostlin  je  délka  zdržení  vody  v půdě, stáří vody, uměrná trvání bezdeštného období – napětí na dra‐ selné  elektrodě  klesá  s  trváním  bezdeštném  období  (draselný  iont  se  odebírá z půdy transpirací do roslin),  59 



v dešťovém období při dešti v toku protéká:   o hypotéza  D1:  nová  dešťová    voda  –  aktuální  iontová  vodivost  vody  v toku  je  podstatně  menší  než  iontová  vodivost  vody  v předchozím  bezdeštném  období  (voda  se  dostala  se  do  toku  preferenčním  proudě‐ ním v půdě, takže většinu půdního objemu obtekla),  o hypotéza  D21:  stará  půdní  voda  –  aktuální  napětí  na  draselné  elektro‐ dě  je  podstatně  větší  v předchozím  bezdeštném  oobdobí  (voda  byla  dlouhodobě  stabilizována  v  malých  pórech  půdy,  na  jejichž  stěny  se  sorboval draselný iont, takto obohacená voda byla vsakem nové dešťo‐ vé vody z půdy vytlačena do toku). 

 

5.2 Kontinuální měření iontové vodivosti, draslíku, průtoku a srážek   Ve  vodě  v nádržce  před  měrným  přepadem  v uzávěrovém  profilu  povodí  Liz  se  kon‐ tinuálně  v desetiminutovém  intervalu  měří  pH,  napětí  na  draselné  iontově  selektiv‐ ní  elektrodě  (Theta  ’90,  http://www.theta90.cz/)  a  celková  iontová  vodivost.  Měře‐ ní  zajišťuje  monitorovací  stanice  MS4016G  (Fiedler‐Mágr,  http://www.fiedler‐ magr.cz/).     Měřící  čidla  jsou  umístěna  v robustních  trubkových  chráničkách,  které  poskytují  mechanickou  ochranu  před  plaveninami  a  splaveninami  (obr. 5).  Konstrukce  chráni‐ ček  zaručuje  samočištění  čidel.  Čidla  se  pravidelně  vizuálně  kontrolují  a  kalibrují  podle  návodu  dodaného  výrobcem  (Theta  ’90).  Čidla  jsou  umístěna  ve  vodě,  která  má  jen  velmi  malé  kolísání  teplot.  Teplotní  závislost  čidel  je  kompenzována  pomocí  měřené teploty vody v místě umístění čidla.   

60 

Na Thompsonově měrném přepadu se kontinuálně v desetiminutovém intervalu mě‐ ří  přepadová  výška  pomocí  ultrazvukového  hladinoměru    (Fiedler‐Mágr),  který  je  připojen  k téže  monitorovací  stanici  MS4016G.    Čidlo  hladinoměru  je  umístěno  v klimaticky  odolné  schránce  a  je  chráněno  před  osluněním  (obr. 5).  Čidlo  je  insta‐ lováno v dostatečné výšce nad hladinou vody, takže je chráněno před splaveninami.     Čidlo  bylo  kalibrováno  výrobcem.  V pravidelných  intervalech  se  kontroluje  jeho  bezchybná  funkce.  Měřící  dráha  ultrazvukového  signálu  se  odehrává  v atmosféře  mezi  vysílačem  ultrazvuku  a  vodní  hladinou  za  značného  kolísání  teploty.  Teplotní  závislost  čidla  je  kompenzována  pomocí  měřené  teploty  vzduchu  v místě  vysílače  ultrazvuku.    Analogové  signály  ze  všech  čidel  jsou  přenášeny  teplotně  odolným  způsobem  do  stejného  A/D  převodníku  v  monitorovací  stanici  MS4016G.  Převodník  je  teplotně  kompenzován.  Digitální  primární  data  jsou  z monitorovací  stanice  přenášena  sítí  GSM  do  centrálního  datového  skladu  (https://stanice.fiedler‐magr.cz/).    Obslužný  program  datového  skladu  počítá  z primárně  měřených  přepadových  výšek  pomocí  konzumční křivky desetiminutové odtoky (Kolář et al. 1983).      Srážky  na  volné  ploše  v páteřní  meteorologické  stanici  jsou  kontinuálně  měřeny  pomocí  člunkového  srážkoměru,  který  zaznamenává  čas,  kdy  se  překlopí  člunek,  je‐ hož  objem  odpovídá  0,1  mm  srážky.  Měření  je  teplotně  nezávislé.  Srážkoměr  byl  kalibrován  výrobcem,  v  pravidelném  intervalu  se  čistí  a  kontroluje.  Primární  data  jsou  ukládána  pomocí  datového  přenosu  síti  GSM  do  centrálního  datového  skladu.   Obslužný  program  datového  skladu  počítá    z primárně  měřených  dat  desetiminuto‐ vé srážkové úhrny.   

61 

5.3 Měsíční stanovení koncentrace sodného a draselného iontu   Vzorky  potoční  vody  z  uzávěrového  profilu  se  odebírají  první  den  v  měsíci  do  jedné  PE  lahve  o  objemu  250  ml  a  dvou  lahví  o  objemu  100  ml.  Jeden  vzorek  o  objemu  100 ml  je  bezprostředně  po  odběru  stabilizován  1  ml    čisté  50%  kyseliny  dusičné.  Vzorky jsou uloženy ve tmě při teplotě 4 °C.     Na volné ploše jsou umístěny tři otevřené sběrače, do nichž padají v teplém období  srážky  včetně  prachu.  Sběrače  jsou  konstruovány  tak,  aby  v  nich  nedocházelo  k  od‐ paru  a  zahušťování  zachycených  srážek.  V  případě  intenzivních  srážek  vytéká  voda  přeplňující  sběrače  do  PE  sudu  s  víkem.  Na  konci  měsíce  jsou  do  tohoto  sudu  vy‐ prázdněny všechny sběrače.     V chladném  období  roku  jsou  tuhé  a  kapalné  srážky  po  celý  měsíc  shromažďovány  ve  třech  plastových  sběrných  nádobách  s  vloženým  PE  pytlem.  Do  nádob  může  pa‐ dat  prach.  V případě  intenzivních  srážek  jsou  nádoby  vyprazdňovány  do  PE  sudu  s  víkem. Tak je zajištěno, že nedojde ke ztrátě srážek přeplněním sběrných nádob. Na  konci  měsíce  jsou  do  tohoto  sudu  vyprázdněny  všechny  sběrné  nádoby.  Obsah  ná‐ dob se nechá rozmrznout v chladné místnosti, přičemž je zabráněno výparu a zahuš‐ ťování roztáté vody.     Ze  srážkové  vody,  nahromaděné  ve  sběrném  sudu,  se  odebírají  vzorky  první  den  v  měsíci do jedné PE lahve o objemu 250 ml a dvou lahví o objemu 100 ml. Jeden vzo‐ rek  o  objemu  100  ml  je  bezprostředně  po  odběru  stabilizován 1  ml    čisté  50% kyse‐ liny dusičné. Vzorky jsou uloženy ve tmě při teplotě 4 °C. Po odebrání vzorků se sud  vylije a vymyje destilovanou vodou.    62 

Pod korunami lesního porostu je umístěno devět otevřených sběračů ve čtvercovém  sponu  3  x  3  m,  do  nichž  padají  podkorunové  srážky  včetně  prachu.  Shromažďování  a vzorkování  podkorunových  srážek  se  řídí  pravidly  platnými  pro  srážky  volné  plo‐ chy.  Chemické analýzy provádí akreditovaná laboratoř České geologické služby, v. v. i.   

5.4 Doplňková hydrologická a meteorologická měření   V blízké meteorologické stanici jsou měřeny obvyklé veličiny včetně příkonu globál‐ ní  radiace  (obr. 3).  Na  deseti  stanovištích  na  ploše  povodí  se  manuálně  měří  tenzo‐ metrický  tlak  ve  hloubkách  15,  30,  45  a  60  cm,  vlhkost  půdy  ve  hloubkách  15  a  45 cm,  celková  vlhkost  půdy  v horizontu  0  až  60  cm,  teplota  půdy  ve  hloubkách  15  a 30  cm.  Kontinuálně  se  měří  mízní  tok  (SAP  flow)  na  6  typických  stromech.    Meto‐ diku měření popisují práce Tesaře et al.  (2000, 2001, 2004, 2006a).   

5.5 Zpracování a vyhodnocování dat   Z primárních  dat  v centrálním  datovém  skladu  se  jednoduchými  výpočty  odvozují  aplikační data užívaná k dalším výpočtům.  



Měsíční  srážková  výška  (mm.měsíc ‐1 )  je  měsíční  sumace  desetiminutových  srážkových úhrnů. 



Roční  srážková  výška  (mm.rok ‐1 )  je  roční  sumace  desetiminutových  srážko‐ vých úhrnů. 



Měsíční odtok (m 3 .měsíc ‐1 ) je měsíční sumace desetiminutových odtoků. 



Roční odtok (m 3 .rok ‐1 ) je roční sumace desetiminutových odtoků. 



Měsíční  odtoková  výška  (mm.měsíc ‐1 )  je  podíl  měsíčního  odtoku  a  plochy  po‐ vodí. 



Roční odtoková výška (mm.rok ‐1 ) je podíl ročního odtoku a plochy povodí.  63 

  Z aplikačních dat a z výsledků laboratorního stanovení koncentrací Na +  a K +  ve vzor‐ cích vody z uzávěrového profilu páteřního vodního toku se stanovuje: 



Měsíční  ztráta  Na +   výtokem  (kg.km ‐2 .měsíc ‐1 )  je  násobek  průměrné  měsíční  koncentrace iontu ve vodě v toku měsíčním odtokem dělený plochou povodí. 



Roční  ztráta  Na +   výtokem  (kg.km ‐2 .měsíc ‐1 )  je  roční  součet  měsíčních  ztrát  Na +  výtokem. 



Roční  ztráta  K +   výtokem  (kg.km ‐2 .měsíc ‐1 )  je  roční  součet  měsíčních  ztrát  K +   výtokem. 

  Výsledné  veličiny  jsou  prezentovány  ve  formě  tabulek  a  grafů.  V grafech  jsou  zná‐ zorněny časové průběhy, součtové čáry a dvojité součtové čáry vhodných kombinací  veličin. 

64 

 

6. Výsledky 6.1 Roční a měsíční ztráty draselných a sodných iontů v letech 2002 až 2009   V letech 2002 až 2009 bylo na povodí Liz zkoumáno, jak souvisí ztráta iontů draslíku  a  sodíku  výtokem  z povodí  se  srážkami  a  odtokem  (tab. 6).  Ve  zkoumaném  období  se  vyskytly  roky  s extrémně  vysokým  ročním  srážkovým  úhrnem  (2002,  2005,  2007,  2009). V srpnu roku 2002 bylo povodí zasaženo extrémní povodní. Rok 2003 byl na‐ opak  velice  suchý.  Roční  srážkový  úhrn  v  letech  2002–2009  kolísá  v  rozmezí  626– 1281  mm,  což  odpovídá  73  %  až  149  %  ročního  průměrného  srážkového  úhrnu  86 mm  za  období  1976–2008.  I  když  meziroční  kolísání  srážkových  úhrnů  je  značné,  celé  období  2002–2009  je  průměrné  vodné,  neboť  srážkový  úhrn  dosahuje  97  %  normálu.  Roční  odtoková  výška  se  pohybuje  v  širokém  rozmezí  301–613  mm.  Nej‐ nižší  roční  odtoková  výška  301  mm  byla  zaznamenána  ve  výjimečně    suchém  roce  2003.     V období 2002 až 2009 kolísají koncentrace K +  okolo hodnoty 0,85±0,10 mg.l ‐1 , kon‐ centrace  Na +   kolísají  okolo  hodnoty    3,89±0,49  mg.l ‐1   (tab. 6).  Velice  úzké  rozmezí  všech  hodnot  plyne  z toho,  že  vzorky  vody  byly  odebírány  mimo  období  extrémně  vysokých průtoků.    V tab. 7 jsou uvedeny celoroční sumy ztráty Na +  a K +  výtokem z povodí v konfrontaci  s roční srážkovou a odtokovou výškou. Ve sloupci Na/K je vyčíslen poměr roční ztrá‐ ty  obou  iontů.  Sloupec  srážky  obsahuje  charakteristické  údaje  o  meteorologických  poměrech. N označuje rok s normálními srážkami, S značí suchý rok, En značí měsíc,  ve kterém se vyskytly extrémně vysoké srážky.  65 

Tab. 6: Průměr a směrodatná odchylka pH, koncentrace  Na + , K +  a vodivosti ve vzorcích  vody odebraných v závěrovém profilu povodí Liz v hydrologických letech 2002 až 2009 

6,54± 0,24 

Na +   (mg.l ‐ 1 )  3,91±0,48 

K+  (mg.l ‐ 1 )  0,86±0,06 

vodivost  (µS.cm ‐ 1 )  58,68±5,9 

2003 

6,63±0,32 

3,81±0,56 

0,85±0,10 

58,36±5,85 

2004 

6,90±0,25 

4,04±0,36 

0,88±0,09 

56,84±5,78 

2005 

6,79±0,29 

4,06±0,26 

0,89±0,08 

58,6 

2006 

6,65±0,45 

3,88±0,60 

0,81±0,11 

56,35±0,65 

2007 

6,86±0,32 

3,99±0,57 

0,86±0,12 

– 

2008 

7,00±0,61 

3,63±0,37 

0,79±0,09 

– 

2009 

6,92±0,09 

3,82±0,45 

0,84±0,07 

52,51±4,19 

2002 – 2009 

6,78±0,39 

3,89±0,49 

0,85±0,10 

57,09±5,81 

hydrologický  rok  2002 

pH 

    Tab. 7: Srážky,  odtok  a  ztráta  Na +   a  K +  výtokem  z  povodí  Liz  v kalendářních  rocích  2002  až  2009. N – normální srážky, En – extrémní srážky v měsíci n, S – výjimečně suchý rok   

srážková výš‐ ka (mm.rok ‐1 ) 

odtoková  výška  (mm.rok ‐ 1 ) 

ztráta Na +    výtokem  (kg.km ‐ 2 .rok ‐ 1 ) 

ztráta K +   výtokem  (kg.km ‐ 2 .rok ‐ 1 ) 

Na/K (‐) 

srážky

2002 

1281,3 

616,3 

2143 

542 

3,95 

E8 

2003 

626,2 

301,1 

1087 

271 

4,00 

S 

2004 

799,8 

369,4 

1442 

322 

4,48 

N 

2005 

1022,1 

395,6 

1603 

355 

4,52 

E8 

2006 

931,0 

461,0 

1731 

370 

4,68 

E8 

2007 

1099,3 

442,9 

1499 

325 

4,60 

E9 

2008 

805,3 

396,8 

1434 

325 

4,40 

N 

2009 

1134,0 

510,0 

1855 

423 

4,38 

E6 

  66 

Tab. 8: Měsíční srážkové výšky, ztráty Na +  a ztráty K +  výtokem z povodí Liz v letech 2002 až  2009  

měsíc  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

2002  106,0   125,3  115,1  45,8  68,4  108,5  103,3  342,7  106,5  126,4  71,7  57,0 

měsíc  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

2002  96,24  170,08  240,99  295,57  94,71  111,79  88,99  359,98  197,19  232,43  64,80  166,18 

měsíc  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

2002  20,27  42,10  56,18  67,77  19,28  21,18  18,68  79,71  47,13  58,95  64,80  40,35 

měsíční srážkové výšky (mm)  2004  2005  2006  2007  2008  107,6  87,6  73,3  156,5  28,5  85,9  143,7  51,2  44,1  67,6  83,0  63,6  79,6  103,1  96,8  42,7  53,6  101,4  5,7  74,3  74,3  58,4  89,0  134,8  60,6  125,2  47,9  82,3  79,1  105,6  54,2  160  192  105,4  91,1  27,4  211,9  146,7  75,3  75,3  58,5  69,4  15,1  144,7  77,9  48,1  39,1  19,7  67,8  34,2  68,5  41,3  55,0  101,6  46,2  24,4  45,6  25,7  81,2  43,4  měsíční ztráty Na +  výtokem (kg.km ‐ 2 .měsíc ‐ 1 )  2003  2004  2005  2006  2007  2008  159,47  94,19  67,89  72,77  125,61  118,96  148,79  178,33  71,80  65,55  129,73  94,83  149,28  155,01  218,02  154,76  166,00  270,46  128,39  200,68  195,34  427,24  121,82  172,81  105,48  123,48  105,18  169,22  134,99  137,48  60,13  247,29  76,01  95,53  94,96  131,03  57,10  89,71  100,12  167,69  86,02  102,37  58,77  70,04  299,79  186,42  71,72  86,31  47,14  60,83  160,34  119,53  70,84  83,70  62,77  58,92  122,57  92,24  95,16  72,26  35,08  94,13  87,74  84,51  119,53  79,58  62,25  53,80  80,75  76,88  266,13  68,66  měsíční ztráty K +  výtokem (kg.km ‐ 2 .měsíc ‐1 )  2003  2004  2005  2006  2007  2008  71,73  18,98  13,58  15,49  29,12  26,81  33,89  44,06  14,60  13,20  30,10  20,68  36,58  36,93  47,07  29,65  47,62  66,53  29,73  49,87  48,25  95,88  29,72  44,42  22,60  26,96  27,80  34,71  30,90  33,56  11,97  49,96  13,06  21,35  20,05  28,41  9,02  17,46  17,40  36,33  18,23  19,95  12,12  13,82  67,27  40,71  13,56  18,23  9,14  13,06  38,25  25,75  14,49  16,98  12,00  12,26  28,20  18,45  13,99  16,63  6,87  24,12  19,22  17,79  25,75  15,96  13,20  11,24  16,42  16,82  48,60  14,21  2003  109,1  34,0  12,5  27,3  75,0  52,6  75,5  34,8  11,2  116,4  16,8  61,0 

    67 

2009  20,6  75,2  60,8  51,7  136,4  248,9  139,0  62,0  47,2  71,3  183,3  37,9  2009  67,34  58,92  136,72  263,88  159,16  312,92  246,05  125,62  95,93  140,31  126,68  0,00  2009  12,86  11,01  29,87  58,37  37,40  63,10  71,34  28,60  21,15  30,70  29,48  0,00 

Tab. 9: Měsíční srážkové výšky, odtokové výšky a poměry Na/K na povodí Liz v letech 2002  až 2009 

měsíc  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

2002  ‐  125,3  115,1  45,8  68,4  108,5  103,3  342,7  106,5  126,4  71,7  57,0 

2003  109,1  34,0  12,5  27,3  75,0  52,6  75,5  34,8  11,2  116,4  16,8  61,0 

měsíc  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

2002  23,3  55,4  73,9  81,7  21,4  24,6  20,1  85,7  54,2  67,8  ‐  43,4 

2003  69,6  38,9  42,1  31,6  26,0  14,8  13,7  13,9  10,9  14,5  10,1  15,0 

měsíc  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

2002  4,7  4,0  4,3  4,4  4,9  5,3  4,8  4,5  4,2  3,9  ‐  4,1 

2003  2,2  4,4  4,1  4,3  4,7  5,0  6,3  4,8  5,2  5,2  5,1  4,7 

měsíční srážkové výšky (mm)  2004  2005  2006  2007  107,6  87,6  73,3  156,5  85,9  143,7  51,2  44,1  83,0  63,6  79,6  103,1  42,7  53,6  101,4  5,7  74,3  58,4  89,0  134,8  125,2  47,9  82,3  79,1  54,2  160  192  105,4  27,4  211,9  146,7  75,3  58,5  69,4  15,1  144,7  48,1  39,1  19,7  67,8  68,5  41,3  55,0  101,6  24,4  45,6  25,7  81,2  měsíční odtokové výšky (mm)  2004  2005  2006  2007  23,1  16,6  17,4  35,1  51,8  17,2  15,0  34,6  40,6  49,6  36,2  68,0  60,1  58,8  141,0  32,7  30,6  28,7  48,2  30,0  63,2  17,9  35,0  22,0  22,1  23,8  36,7  19,8  15,9  73,1  42,9  16,3  13,6  40,7  28,0  15,9  13,4  28,8  22,0  25,4  21,5  20,9  20,2  65,8  13,4  19,6  18,5  77,1  měsíční poměry Na/K (‐)  2004  2005  2006  2007  5,0  5,0  4,7  4,3  4,0  4,9  5,0  4,3  4,2  4,6  5,2  3,5  4,0  4,0  4,5  4,1  4,6  3,8  4,9  4,4  4,9  5,8  4,5  4,7  5,1  5,8  4,6  4,7  5,1  4,5  4,6  5,3  4,7  4,2  4,6  4,9  4,8  4,3  5,0  6,8  3,9  4,6  4,8  4,6  4,8  4,9  4,6  5,5 

    68 

2008  28,5  67,6  96,8  74,3  60,6  105,6  91,1  75,3  77,9  34,2  46,2  43,4 

2009  20,6  75,2  60,8  51,7  136,4  248,9  139,0  62,0  47,2  71,3  183,3  37,9 

2008  37,8  31,8  72,3  54,2  40,4  35,5  26,3  22,0  20,2  18,5  19,7  18,2 

2009  15,1  13,8  33,2  80,0  38,2  86,4  91,5  34,0  24,6  35,7  32,4  25,1 

2008  4,4  4,6  4,1  3,9  4,1  4,6  5,1  4,7  4,9  4,3  5,0  4,8 

2009  5,2  5,4  4,6  4,5  4,3  5,0  3,4  4,4  4,5  4,6  4,3  ?? 

Měsíční  ztráty  Na +   a  K +    výtokem  z povodí  v porovnání  s měsíční  srážkovou  a  odto‐ kovou výškou jsou pro roky 2002 až 2009 uvedeny v tabelárních přílohách 1, 3, 5, 7,  9, 11, 13 a 15. V připojených obrázcích (přílohy 2, 4, 6, 8, 10, 12, 14 a 16) jsou gra‐ ficky  znázorněny  roční  součtové  čáry  srážek  a  odtoku  spolu  s  ročními  součtovými  čárami ztráty Na +  a K +  výtokem z povodí. V přílohách 17 až 32 jsou obrázky obsahu‐ jící  trojici  ročních  součtových  čar:  srážky  –  odtok,  ztráta  Na +   –  srážky,    ztráta  K +   –  srážky,  dále  přinášejí  obdobně  součtové  čáry  týkající  se  ztráty  K + .  Měsíční  srážkové  výšky,  ztráty  Na +   a  ztráty  K +  výtokem  z  povodí  Liz  v letech  2002  až  2009  obsahuje  tab. 8. Měsíční srážkové výšky, odtokové výšky a poměry Na/K sumarizuje tab. 9.   

6.2 Výtok půdní a srážkové vody do toku při dešti   Výtok srážkové vody do toku je ilustrován na obr. 6 až 8 pro uzávěrový profil povodí  Liz  v trvání  160  hodin  počínaje půlnocí  5. 8.  2010.  Obr. 6 ukazuje   kumulativní  sráž‐ ky  spolu  s označením  tří  významných  srážkových událostí  S1 a  ž  S3.  Při krátké  hodi‐ nové  srážce  S1  napršelo  10  mm  mezi  20.  a  21.  hodinou.  Na  ní  navazující  srážka  S2  přinesla  6  mm  za  tři  hodiny  mezi  29.  a  32.  hodinou.  Delší  srážková  vlna  S3  o  úhrnu  16 mm trvala 23 hodin od 44. do 67. hodiny.  

  Obr. 6: Kumulativní srážka na povodí Liz v trvání 160 hodin počínaje půlnocí 5. 8. 2010 

69 

 

  Obr. 7:  Průtok  a  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  ve  vodě  v uzávěrovém  profilu povodí Liz v trvání 160 hodin počínaje půlnocí 5. 8. 2010 

 

  Obr. 8: Průtok a iontová vodivost protékající vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v trvání  160 hodin počínaje půlnocí 5. 8. 2010 

70 

Průtok  uzávěrovým  profilem  povodí  reaguje  na  jednotlivé  srážkové  periody  odliš‐ ným  způsobem  (obr. 7  a  8).  Prudká  a  krátká  srážka  S1  vyvolala  náhlou  průtokovou  vlnu  P1  se  strmým  vzestupem  průtoku  ze  14  na  26  l.s ‐1 ,  na  níž  navazuje  krátká  se‐ stupná větev o trvání 9 hodin. Návazná srážka S2 vyvolala nevýrazný vzestup průto‐ ku  z 18  na  20  l.s ‐1   a  následný  pokles  na  výchozí  hodnotu  při  celkovém  trvání  průto‐ kové vlny P2 asi 15 hodin. Další srážka S3 vyvolala výraznou průtokovou vlnu P3, při  které  vzrostl  během  16  hodin  průtok  z 18  na  31  l.s ‐1 .  Dlouhá  sestupná  průtoková  větev trvala asi 90 hodin.    Na  obr. 7  je  znázorněn  průtok  a  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  ve  vodě  v toku.  Během  průtokové  vlny  P1  se  neprojevila  změna  koncentrace  draselné‐ ho iontu. Během průtokové vlny P2 došlo ke zvýšení napětí D2 na iontově selektivní  elektrodě o asi 5 mV, ovšem se zpožděním asi 10 hodin po počátku deště i vzestup‐ né fáze odtoku. Tvar průtokové vlny P3 dosti dobře kopíruje i vlna zvýšeného napětí  D3 na draselné iontově selektivní elektrodě; malý rozdíl je v tom, že tato vlna končí  již v 80. hodině. Znamená to, že voda prosakující půdou vymývá draselný iont, který  byl sorbován v objemu půdy, avšak jeho zásoba byla vymyta před koncem průtokové  vlny.  Tudíž  napětí  opětovně  kleslo  na  hodnotu  asi  150  mV,  která  byla  dosahována  před započetím vlny.    Obr. 8  znázorňuje  pro  tutéž  situaci  průběh  průtoku  a  iontové  vodivosti  protékající  vody.  Strmá  průtoková  vlna  P1  byla  provázena  náhlým  pokles  vodivosti  V1  vody  v toku  o  asi  5  μS.  Během  nevýrazné  průtokové  vlny  P2  nebyl  zaznamenán  pokles  vodivosti.  Tvar  výrazné  průtokové  vlny  P3  dosti  dobře  zrcadlově  kopíruje  i  vlna  vo‐ divosti  V3.  Zvýšení  průtoku  je  provázeno  snížením  vodivosti  vody  v toku  až  o  10  μS  oproti období bez dešťových srážek. Je možno říci, že vlna iontové vodivosti je zrca‐ dlovým obrazem průtokové vlny. S rostoucím průtokem vodivost klesá a s klesajícím  průtokem  vodivost  roste.  Znamená,  že  do  toku  vytéká  z půdy  směs  půdní  a  dešťové  vody  (dešťová  voda  má  malou  iontovou  vodivost),  která  mění  vzájemné  proporce 

71 

obou  složek.  S rostoucím  průtokem  roste  zastoupení  dešťové  vody  ve  směsi  obou  vod a naopak s klesajícím průtokem klesá i podíl dešťové vody ve výtoku z povodí.    Obr. 7  i  8  svědčí  o  tom,  že  nově  infiltrovaná  srážková  voda  z půdy  nejprve  vytlačí  převážně  půdní  vodu  starou  (zvýšená  koncentrace  draselného  iontu),  poté  z půdy  vytéká  převážně  voda  dešťová  (snížená  iontová  vodivost)  a  pak  směs  obou  vod  s klesajícím  podílem  vody  dešťové  (obsah  draselného  iontu  se  nemění,  protože  byl  již  z půdy  vyplaven;  iontová  vodivost  postupně  roste,  protože  klesá  podíl  dešťové  vody).   

  Obr. 9: Průtok  a  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  ve  vodě  v uzávěrovém  profilu povodí Liz od 10. 8. do 25. 8. 2010  

   

72 

6.3 Výtok půdní a srážkové vody do toku během bezesrážkového období   Obr. 9  ukazuje  průtok  a  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  ve  vodě  v uzávěrovém  profilu  povodí  Liz  od  10.  8.  do  25.  8.  2010.  V tomto  období  pršelo  od  12.  do  17.8.  každý  den  (celkem  20,2  mm),  avšak  jenom  dne  16.  8.  došlo  k mírnému  zvýšení  průtoku.  Jinak  po  celou  dobu  průtok  klesá  a  spolu  s ním  klesá  i  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě.  Značí  to,  že  se  snižuje  obsah  draselného  ion‐ tu ve vodě vytékající z půdy do toku.   

6.4 Tenzometrické tlaky   Tenzometrické  tlaky  v půdě  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období  od  14.  5.  do  20.  10.  2010  v hloubkách  15,  30,  45  a  60  cm  jsou  znázorněny  na  obr. 10  až  13.  Čísla v legendách obrázků značí čísla stanovišť, kde byl tlak měřen. 

73 

  Obr. 10: Tenzometrické  tlaky  v hloubce  15  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010 

 

  Obr. 11: Tenzometrické  tlaky  v hloubce  30  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010 

74 

  Obr. 12: Tenzometrické  tlaky  v hloubce  45  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010 

  Obr. 13: Tenzometrické  tlaky  v hloubce  60  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010 

75 

7. Diskuse 7.1 Tvorba odtoku z povodí v ročním měřítku   Roční  ztráta  K +   výtokem  z povodí  Liz  v  letech  2002  až  2009  kolísá  v  rozmezí    271– 542  kg.km ‐2 .rok ‐1   (tab. 7).  Což  je  o  něco  více,  než  činí  odhad  0–100  kg.km ‐2 .rok ‐1   ztráty  acidifací  –  vyplavováním  z lesních  ekosystémů  (Hofmeister,  Hruška  2002),  avšak  je  ve  shodě  s  dlouhodobými  údaji  za  období  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (tab. 3). Roční ztráta Na +  výtokem v rozmezí 1087–2143 kg.km ‐2 .rok ‐1  (tab. 7) je také  větší  než  publikovaný  odhad  100–700  kg.km ‐2 .rok ‐1 ,  ale  souhlasí  s  dlouhodobými  údaji za období 1994 až 2009 (tab. 2).    Extrémně  vysoký  výtok  sodíku  z povodí  těsně  souvisí  se  srážkovými  extrémy,  neboť  ve  čtyřech  letech  s vysokým  ročním  srážkovým  úhrnem  (2002,  2005,  2006,  2009)  došlo současně i k vysoké ztrátě sodíku. Naproti tomu roční ztráta draslíku není tak  výrazně  vázána  na  roční  srážkový  úhrn.  Jen  ve  dvou  letech  (2002,  2009)  odpovídá  extrémnímu ročnímu srážkovému úhrnu i extrém v roční ztrátě draslíku (tab. 7).     Hmotnostní  poměr  Na/K  se  v ročních  hodnotách  pohybuje  v rozmezí  3,95–4,68  (tab. 7).  To  odpovídá  dlouhodobému  měření,  které  ukazuje  stejné  hodnoty  od  roku  1997 (tab. 5). Podle  Pittera (1999) odpovídá hmotnostní poměr Na/K = 4 podzemní  vodě  (tab. 1).  Znamená  to,  že  voda  vytékající  z povodí  má  z hlediska  ročního  pomě‐ ru Na/K setrvale charakter podzemní vody. Tudíž v ročním měřítku je podíl přímého  odtoku na celkovém odtoku z povodí nevýrazný. 

76 

 

7.2 Tvorba odtoku z povodí v měsíčním měřítku   Analýza měsíčních dat ukazuje, že v měsíčním měřítku korelují extrémní ztráty výto‐ kem  draslíku  a  sodíku  s vysokými  srážkovými  úhrny  (duben  a  srpen  2002,  srpen  2005,  duben  2006,  červen  a  červenec  2009),  jak  ukazuje  tab. 8,  v níž  jsou  extrémy  označeny tučným písmem.    V měsíčním měřítku se ukazuje, že extrémně nízký poměr Na/K (leden 2003, březen  2007)  souvisí  s táním  sněhové  pokrývky  v podmínkách,  kdy  tající  voda    intenzivně  proplachuje  půdu  a  vymývá  z ní  draslík  (tab. 9,  označeno  kurzívou).  Extrémně  vyso‐ ký  poměr  Na/K  je  naopak  dosahován  v teplých  letních  či  podzimních  měsících  s malým  srážkovým  a  odtokovým  úhrnem  (červen  2003,  květen  a  červen  2005,  říjen  2007).  V těchto  měsících  obsahuje  vytékající  voda  menší  množství  draslíku,  protože  draslík je odčerpáván z půdy rostlinami (tab. 9, označeno tučným písmem).     Dvojité  součtové  čáry  v souřadnicích  suma  K  –  suma  Na  ukazují,  že  v jarním  období  tání  sněhové  pokrývky,  vyjma roku  2006  (příloha  10)  a  2009  (příloha  16),    je  poměr  ztráty  draslíku  ke  ztrátě  sodíku  větší  než  v dalších  měsících  (přílohy  2,4,  6,  8,  12,  14).  S trváním  vegetační  sezóny  pak  tento  poměr  klesá,  což  je  známkou  toho,  že  draslík  se  méně  vymývá  do  vod.  V  mimovegetačním  období,  pokud  netaje  sníh,  do‐ sahuje  poměr  ztráty  draslíku  ku  ztrátě  sodíku  ustálených  hodnot.  Na  součtové  čáře  se  v  ročním  chodu  objevuje  proto  mírná  výchylka  ve  tvaru  oblouku  vyklenutého  vzhůru ve směru růstu svislé osy.     Po  celý rok  2006  (příloha  10)  je  poměr  ztráty  draslíku  ku  ztrátě  sodíku  téměř  shod‐ ný.  Bylo  to  zřejmě  způsobeno  mohutnou  ztrátou  sodíku  v měsíci  dubnu  (příloha  9).  V roce 2009 (příloha 16) způsobil vysoký srážkový úhrn v měsících květu až červenci  vysokou  ztrátu  sodíku  i  draslíku,  avšak  ztrátu  draslíku  poměrně  menší  než  ztrátu  77 

sodíku.  Proto  se  na  součtové  čáře  se  v  ročním  chodu  objevuje  mírná  výchylka  ve  tvaru  oblouku  vyklenutého  dolů  proti  směru  růstu  svislé  osy.    Menší  ztráta  draslíku  v období  silných  dešťů  ve  vegetační  sezóně  je  důsledkem  faktu,  že  draslík  se,  na  rozdíl od sodíku, velice dobře fixuje v sorpčním komplexu půdy.    V převážné  většině  zkoumaných  měsíců  dosahuje  hmotnostní  poměr  Na/K  hodnot  v rozmezí 4 až 5 (tab. 9). Podle  Pittera (1999) odpovídá hmotnostní poměr Na/K = 4  podzemní  vodě  (tab. 1).  Znamená  to,  že  voda  vytékající  z povodí  má    z hlediska  po‐ měru  Na/K  v měsících,  kdy  nedošlo  k extrémním  dešťovým  srážkám  nebo  k promytí  půdy  tající  sněhovou  vodou,  charakter  podzemní  vody.  Tudíž  v měsíčním  měřítku  je  podíl  přímého  odtoku  na  celkovém  odtoku  z povodí  významný  jen  tehdy,  pokud  do‐ šlo k extrémním dešťovým srážkám nebo k promytí půdy tající sněhovou vodou.   

7.3 Tvorba odtoku z povodí v desetiminutovém měřítku   Z detailního rozboru tří velmi rozdílných srážkových epizod plyne (obr. 7 a 8), že při  vydatném  dešti  nově  infiltrovaná  srážková  voda  z půdy  nejprve  vytlačí  převážně  půdní vodu starou (zvýšená koncentrace draselného iontu), poté z půdy vytéká pře‐ vážně  voda  dešťová  (snížená  iontová  vodivost)  a  pak  směs  obou  vod  s klesajícím  podílem  vody  dešťové  (obsah  draselného  iontu  se  nemění,  protože  byl  již  z půdy  vyplaven; iontová vodivost postupně roste, protože klesá podíl dešťové vody).  Zna‐ čí  to,  že  hydrodynamickým  mechanismem,  který  řídí  pohyb  vody  v půdě  při  zasako‐ vání  srážky,  je  s největší  pravděpodobností  gravitačně  destabilizované  (oscilační)  proudění  (Pražák  et  al.  1992).    Vysvětlení  lze  vidět  v tom,  že  při  větší  vlhkosti  půdy  se  vodivě  propojí  původně  navzájem  vzduchem  izolované  zaplněné  póry  do  vyššího  vodního  tělesa,  než  unesou  kapilární  síly.  Takto  utvořené  vodní  těleso  proto  padá  pórovým  řečištěm  směrem  dolů.  Při  tom,  jak  na  svém  čele  potkává  póry  zaplněné  starou  vodou  (má  vyšší  obsah  draslíku),  ji  před  sebou  tlačí  až  ji  dotlačí  do  vysoce  propustného podloží.   78 

Obr. 10  až  13  svědčí  o  tom,  že  tenzometrické  tlaky  v půdě  jsou  ve  všech  hloubko‐ vých  úrovních  po  celé  ploše  povodí  takřka  ve  všech  měřených  dnech  velice  podob‐ né.  Z hlediska  tvorby  odtoku  z povodí  to  znamená,  že  se  povodí  chová  jako  homo‐ genní jednotka. Potvrdil se tak starší poznatek o plošné homogenitě vodního režimu  půd na povodí v běžně vodném roce 1999, kdy se neprojevil nedostatek srážek (po‐ tenciální  transpirace  za  143  dní  asi  160  mm,  srážky  367  mm),  ale  i  v  suchém  roce  2000,  kdy  potenciální  transpirace  (asi  282  mm  za  149  dní)  dosáhla  srážkového  úhr‐ nu  (280  mm).  Bylo  konstatováno,  že    plošná  variabilita  výtoku  z půdy  do  podloží  je  pouhých 9 % vzhledem k srážkovému úhrnu. Vzhledem k tomu, že srážky jsou běžně  měřeny  s  chybou  10  %,  znamená  to,  že  výtok  z  půdy  do  transportního  kolektoru  je  vlivem heterogenity půdního pokryvu zatížen stejnou nejistotou, s jakou jsou měře‐ ny srážky (Bayer et al. 2004).    

  Obr. 14: Schéma tvorby odtoku. 1 transformace srážka‐výtok z půdy, 2 transformace výtok  z půdy‐odtok tokem (Bayer et al. 2004) 

  Plošná  synchronizace  výtoku  vody  z půdy  do  podloží  vysvětluje,  proč  lze  v závěrovém  profilu  povodí  pozorovat  v reakci  na  větší  srážku  jasně  rozlišitelnou  vlnu vyšší koncentrace draslíku (obr. 7). Detailní měření v desetiminutovém interva‐ lu  tak  potvrzuje  správnost  schematizace  tvorby  odtoku  dešťové  vody  z povodí  (obr. 14), která byla navržena v práci Bayera et al. (2004). V ní je výtok z půdy jedi‐ 79 

ným přítokem do transportního kolektoru tvořeného vysoce propustným zvětralino‐ vým  podložím.    Přičemž  tok  vody  v  půdě  je  pak  v  zásadě  jednorozměrný,  děje  se  ve  svislici  od  půdního  povrchu  k  rozhraní  půdy  a  transportního  kolektoru.  Voda  v transportním  kolektoru  se  pohybuje  šikmo  po  svahu  k  vodnímu  toku.   K obdobnému závěru došli autoři Šanda a Císlerová (2000) a Tesař et al. (2008).    Od tradičního názoru, že hlavním mechanismem tvorby odtoku z povodí je povrcho‐ vý  odtok  (Horton,  Hawkins  1965),  se  dnešní  poznání  přiklání  k názoru,  že  nejvíce  k odtoku  přispívá  transport  směsi  nové  dešťové  a  staré  půdní  vody  z časově  pro‐ měnných  zdrojových  zón  (Dunne,  Black  1970;  Beven,  Kirgby  1979;  Blazkova  et  al.  2002a,  b).  Z tohoto  hlediska  lze  pohlížet  na  malé  povodí  Liz  jako  na  jednu  poměrně  homogenní zdrojovou zónu.   

80 

8. Závěr   V  práci  je  navržena  a  ověřena  metoda  dvousložkové  separace  odtoku  z malého  po‐ vodí za použití dvou nekonzervativních stopovačů: 



koncentrace  draselného  iontu  ve  vodě –  měří  se  jako  napětí  na  draselné  ion‐ tově selektivní elektrodě, 



celkový  obsah  iontů  ve  vodě  iontová  –  měří  se  jako  celková  iontová  vodivost  vody. 

Tyto  stopovače  jsou  specifické  pro  každou  z vod,  takže  umožňují  odlišit  novou  deš‐ ťovou vodu od staré půdní (mělké podzemní) vody v odtoku z malého povodí.     Experimenty  v desetiminutovém  měřítku spočívaly  v měření  napětí  na draselné  ion‐ tově  selektivní  elektrodě,  celkové  iontová  vodivosti  vody  a  průtoku  v uzávěrovém  profilu  povodí  Liz.  Experimentálně  byly  v desetiminutovém  časovém  měřítku  potvr‐ zeny tyto hypotézy o mechanismech tvorby odtoku z povodí: 



v bezdeštném období:   o hypotéza  B1:  v toku  protéká  převážně  stará  půdní  (mělká  podzemní)  voda – iontová vodivost vody v toku je podstatně větší než iontová vo‐ divost  vody  v předchozím  dešťovém  období  (voda  se  obohatila  o  ionty  rozpouštěním pevné složky půdy),   o hypotéza  B2:  při  souběžné  transpiraci  rostlin  je  délka  zdržení  vody  v půdě, stáří vody, úměrná trvání bezdeštného období – napětí na dra‐ selné  elektrodě  klesá  s  trváním  bezdeštného  období  (draselný  iont  se  odebírá z půdy transpirací do rostlin), 



v dešťovém období při dešti v toku protéká:   o hypotéza  D1:  nová  dešťová    voda  –  aktuální  iontová  vodivost  vody  v toku  je  podstatně  menší  než  iontová  vodivost  vody  v předchozím  bezdeštném  období  (voda  se  dostala  se  do  toku  preferenčním  proudě‐ ním v půdě, takže většinu půdního objemu obtekla),  81 

o hypotéza D2:  stará půdní  voda  – aktuální  napětí na  draselné  elektrodě  je  podstatně  větší  v předchozím  bezdeštném  období  (voda  byla  dlou‐ hodobě  stabilizována  v  malých  pórech  půdy,  na  jejichž  stěny  se  sorbo‐ val draselný iont, takto obohacená voda byla vsakem nové dešťové vo‐ dy z půdy vytlačena do toku).    Metoda separace odtoku umožňuje zodpovědět otázky:  



Jak  se  mění  zastoupení  dešťové  a  půdní  vody  ve  směsi  obou  vod  ve  výtoku  z povodí?  Při  výrazné  odtokové  vlně  s rostoucím  průtokem  roste  zastoupení  dešťové vody ve směsi obou vod a naopak s klesajícím průtokem klesá i podíl  dešťové  vody  ve  výtoku  z povodí.  V nevýrazné  odtokové  vlně  je  zastoupeni  dešťové vody v odtoku malé. 



Jakým  hydrodynamickým  mechanismem  dochází  k výtoku  půdní  vody  do  pod‐ loží  a  toku?  Nově  infiltrovaná  srážková  voda  z půdy  nejprve  vytlačí  převážně  půdní vodu starou (zvýšená koncentrace draselného iontu), poté z půdy vyté‐ ká  převážně  voda  dešťová  (snížená  iontová  vodivost)  a  pak  směs  obou  vod  s klesajícím podílem vody dešťové (obsah draselného iontu se nemění, proto‐ že  byl  již  z půdy  vyplaven;  iontová  vodivost  postupně  roste,  protože  klesá  podíl dešťové vody). 



Lze  kvantifikovat  stáří  vody  vytékající  do  toku,  tedy  délku  zdržení  vody  v  pů‐ dě?  V období,  kdy  klesá  průtok,  roste  stáří  vody  vytékající  z půdy  do toku  (klesá  obsah  draselného  iontu  ve  vodě  vytékající  z půdy  do toku,  protože  se  draslík odebírá transpirací do rostlin). 

  Experimentální  ověření  metody  bylo  provedeno  na  nezávisle  měřené  osmileté  řadě  dat srážko‐odtokových a chemických dat na povodí Liz, z nichž byla odvozeny ztráty  draselného a sodného iontu výtokem z povodí ve dvou časových měřítcích: 



měsíční  měřítko:  V měsíčních  sumách  korelují  extrémní  ztráty  výtokem  dras‐ líku a sodíku s vysokými srážkovými úhrny. 

82 



roční  měřítko:  V ročních  sumách  korelují  extrémní  ztráty  výtokem  sodíku  s vysokými  srážkovými  úhrny.    Ztráty  draslíku  nekorelují  s vysokými  srážko‐ vými úhrny. 

  Potvrdil  se  tudíž  zásadní  poznatek,  získaný  v desetiminutovém  měřítku,  že  k výtoku  nové  dešťové  vody  do  toku  dochází  jen  výjimečně  při  výrazných  odtokových  vlnách  způsobených  srážkami  s vysokými  úhrny.  Proto  voda  vytékající  z povodí  má  z hlediska  ročního  i  měsíčního  poměru  Na/K  charakter  podzemní  vody  s vyjímkou  několika  málo  měsíců,  kdy  došlo  k extrémním  dešťovým  srážkám  nebo  k promytí  půdy tající sněhovou vodou.    Dříve  se  soudilo,  že  půdní  voda  spoluvytváří  zejména  základní  odtok.  Získané  po‐ znatky  ukazují,  že  půdní  voda  je  významnou  složkou  přímého  odtoku  a  jen  při  vý‐ razných  odtokových  vlnách  je  v odtoku  více zastoupena  nová  srážková  voda  protek‐ lá půdou mechanismem prefenčního proudění.           

83 

9. Seznam literatury   1.

AHUJA  L.  R.,  JOHNSEN  K.  E.,  HEATHMAN  G.  C.  (1995):  Macroporetransport  of  a surface  applied  bromide  tracer:  model  evaluation  and  refinement.  Soil  Science Society of America Journal 59, 1234–1241. 

2.

ALAOUI  A.  M.,  GERMANN  P.,  LICHNER  Ľ.,  NOVÁK  V.  (1997):  Preferential  trans‐ port  of  water  and  131  Iodide  in  a  clay  loam  assessed  with  TDR‐technique  and  boundary layer flow theory. Hydrology and Earth System Science 1, 813–822. 

3.

ALLISON  G.  B.,  BARNES  C.  J.,  HUGHES  M.  W.,  LEANEY  F.  W.  J.  (1976):  Effect  of  climate  and  vegetation  on  oxygen‐18  and  deuterium  profiles  in  soils.  In:  Inter‐ pretation  of  environmental  isotope  and  hydrochemical  data  in  groundwater  hydrology.  Panel  Proceedings  Series  108.  International  Atomic  Energy  Agency,  Vienna, s. 105–123. 

4.

AMIN  M.  H.  G.,  CHORLEY  R.  J.,  RICHARDS  K.  S.,  HALL  L.  D.,  CARPENTER  T.  A.,  CÍSLEROVÁ M., VOGEL, T. (1997): Study of infiltration into a heterogeneous soil  using magnetic resonance imaging. Hydrological Processes 11, 471–483. 

5.

BABIAKOVÁ  G.,  BODIŠ  D.,  PALKOVIČ  D.  (1990):  Hydrologická  a  hydrochemická  odozva povodí. Vodohospodársky časopis 38, 427–452. 

6.

BALEK  J.  (2005):  Malá  povodí  jako  trvalý  zdroj  informací.  In:  Šír  M.,  Lichner  L.,  Tesař  M.,  Holko  L.  (eds)  Hydrologie  malého  povodí  2005.  Ústav  pro  hydrody‐ namiku AV ČR, Praha, s. 1–5. 

7.

BALEK  J.,  HOLEČEK  J.  (1964):  Výzkumné  a  representativní  povodí  ústavu  pro  hydrodynamiku  ČSAV  na  Volyňce:  základní  údaje.  Ústav  pro  hydrodynamiku  ČSAV, Praha, 18 s. 

8.

BALEK  J.,  KULVEITOVÁ  J.  (1977):  Hydrologický  režim  reprezentativního  povodí  Volyňky  v období  Mezinárodní  hydrologické  dekády  a  databanka  hodinových  čistých dat z tohoto období. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 27 s. 

9.

BALEK  J.,  RÁLKOVÁ  J.,  SLUNÉČKO  J.  (1965):  Použití  isotopů  pro  hydrologická  měření.  Ústav  pro  hydrodynamiku  ČSAV,  Ústav  jaderného  výzkumu  ČSAV,  Pra‐ ha, 20 s. 

84 

10. BAYER  T.,  TESAŘ  M.,  ŠÍR,  M.  (2004):  Tvorba  dešťového  odtoku  z malého  hor‐ ského  povodí.  In:  Šustr  P.,  Dvořák  L.  (eds)  Aktuality  šumavského  výzkumu  II.  Správa  NP a CHKO Šumava, Vimperk, s. 56–62.    11. BERGMANN  H.,  SACKL  B.,  MALOSZEWSKI  P.,  STICHLER  W.  (1988):  Hydrological  Investigations in a Small Catchment Area Using Isotope Data Series. In:  Morfis  A.,  Paraskevopoulou  P.  (eds)  Proc.  of  5th  Int.  Symp.  on  Underground  Water  Tracing. Institute of Geology and Mineral Exploration, Athens, s. 255–272.   12. BETSON  R.  P.  (1964):  What  is  Watershed  Runoff?  Journal  of  Geophysical  Re‐ search 69, 1541–1552.  13. BEVEN  K.,  GERMANN  P.  (1982):  Macropores  and  water  flow  in  soils.  Water  Re‐ sources Research 18, 1311–1325.  14. BEVEN  K.  J.,  KIRKBY  M.  J.  (1979):  A  Physically  Based,  Variable  Contribution  Area Model of Basin Hydrology. Hydrological Sciences Bulletin 24, 43–69.  15. BÍL M., FÜRST T., VODÁK R., PRAŽÁK J., ŠÍR M., TESAŘ M. (2010): Nový podezře‐ lý  ve  vyšetřování  příčiny  bleskových  povodní  aneb  jak  jsme  sto  let  řešili  špat‐ nou  rovnici.  In:  Geografie  pro  život  ve  21.  století.  Ostravská  univerzita,  Ostra‐ va, s. 235–239.  16. BLAZKOVA  S.,  BEVEN  K.  J.,  KULASOVA  A.  (2002a):  On  constraining  TOPMODEL  hydrograph  simulations  using  partial  saturated  area  information.  Hydrological  Processes 16, 441–458.  17. BLAZKOVA  S.,  BEVEN  K.,  TACHECI  P.,  KULASOVA  A.  (2002b):  Testing  the  distri‐ buted water table predictions of TOPMODEL (allowing for uncertainty in model  calibration):  the  death  of  TOPMODEL?  Water  Resources  Research  38,  Doi:  10.1029/2001WR000912.  18. BODRI  L.,  ČERMÁK  V.  (1999):  Climate  change  of  the  last  millennium  inferred  from  borehole  temperatures:  regional  patterns  of  climatic  changes  in  the  Czech Republic –  Part III. Global and Planetary Change 21, 225–235.  19. BOHÁČ M., KUKLA P., KULASOVÁ B. (2010): Dopady změny klimatu na minimál‐ ní  průtoky.  In:  Voda  v  měnícím  se  prostředí,  1.  díl.  Český  hydrometeorologický  ústav, Praha, s. 77–82.  20. BONNELL  M.  (1993):  Progress  in  the  understanding  of  runoff  generation  dyna‐ mics in forests. Journal of Hydrology 150, 217–275.  85 

21. BRONSTERT  A.  (1999):  Capabilities  and  Liminations  of  Detailled  Hillslope  Hyd‐ rological Modelling. Hydrological Processes 13, 21–48.  22. BURNS  D.  A.  (2002):  Stromflow‐hydrograph  separation  based  on  isotopes:  the  thrill is gone – what´s next? Hydrological Processes 16, 1515–1517.  23. BUTTLE  J.  M.  (1994):  Isotope  hydrograph  separation  and  rapid  delivery  of  pre‐ event water from drainage basins. Progress in Physical Geography 18, 16–41.  24. BŮZEK F., KADLECOVÁ  R.,  JAČKOVÁ  I.,  LNĚNIČKOVÁ Z., ČEJKOVÁ  B. (2011):  Stu‐ dium variability D a  18 O  v povrchových a podzemních vodách malých povodí na  středním  toku  Labe.  In:  Šír  M.,  Tesař  M.  (eds)  Hydrologie  malého  povodí  2011.  Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha, s. 29–36.  25. CEY E. E., RUDOLPH D. L. (2009): Field study of macropore flow processes using  tension  infiltration  of  a  dye  tracer  in  partially  saturated  soils.  Hydrological  Processes 23, 1099–1085.  26. CÍSLEROVÁ  M.,  ŠIMŮNEK  J.,  VOGEL  T.  (1988):  Changes  of  steady‐state  infil‐ tration rates in recurrent ponding infiltration experiments. Journal of Hydrolo‐ gy 104, 1–16.  27. CÍSLEROVÁ  M.,  VOGEL  T.,  VOTRUBOVÁ  J.,  ROBOVSKÁ  A.  (2002):  Searching  be‐ low  thresholds:  tracing  of  the  origins  of  preferential  flow  within  the  undistur‐ bed soil samples. In: Raats P. A. C., Smiles D. E., Warwick A. (eds) Environmen‐ tal mechanics: Water, mass and energy transfer in the biosphere. AGU Geophy‐ sical Monograph Series 129, s. 265–274.  28. CÍSLEROVÁ  M.,  VOGEL  T.,  ŠIMŮNEK  J.  (1990):  The  infiltration‐outflow  experi‐ ment  used  to  detect flow  deviations.  In:  Roth  K.,  Fluhler H.,  Jury W.  A.,  Parker  J. C.  (eds)    Field‐Scale  Water  and  Solute  Flux  in  Soils.  Birkhauser  Verlag,  Basel,  s. 109–117.  29. CLARK,  I.  D.,  FRITZ,  P.  (1997):  Environmental  isotopes  in  hydrogeology.  CRC  press LLC, Boca Raton, Florida.  30. CZELIS R., SPITZ  P.  (2003): Retence  vody  v povodí při  povodních.  Acta Hydrolo‐ gica Slovaca 4, 233–241.  31. ČERMÁK  J.,  KUČERA  J.,  NADEZHDINA  N.  (2004):  Sap  flow  measurements  with  two  thermodynamic  methods,  flow  integration  within  trees  and  scaling  up 

86 

from  sample  trees  to  entire  forest  stands.  Trees,  Structure  and  Function  18,  529–546.  32. DAMAŠKOVÁ  H.,  RÖSSLEROVÁ  R.  (1994):  Transport  rozpuštěných  látek  v půdním  prostředí  v podmínkách  neustáleného  proudění  –  polní  experiment.  Journal of Hydrology and Hydromechanics 42, 38–50.  33. DAŇHELKA  J.,  KREJČÍ J.,  VLASÁK  T.  (2010):  Vliv klimatické  změny  na povodňový  režim. In: Voda v měnícím se prostředí, 1.díl. Český hydrometeorologický ústav,  Praha, s. 71–76.  34. DAUBE  B.,  KIMBALL  K.  D.,  LAMAR  P.  A.,  WEATHERS  K.  C.  (1987):  Two  new  ground‐level  cloud  water  sampler  designs  which  reduce  rain  contamination.  Atmospheric Environment 4,  893–900.  35. DEBANO  L.  F.  (2000):  The  role  of  fire  and  soil  heating  on  water  repellency  in  wildland environments: a review. Journal of Hydrology 231–232, 195–206.  36. DEKKER  L.  W.,  RITSEMA  C.  J.  (1996):  Variation  in  water  content  and  wetting  patterns  in  Dutch  water  repellent  peaty  clay  and  clayey  peat  soils.  Catena  28,  89–105.  37. DEWALLE R. D., PIONKE H. B. (1989): Tracing stormflow in seepage zones using  oxygen‐18.  In:  Woessner  W.  W.,  Potts  D.  F.  (eds)  Headwaters  hydrology.  Ame‐ rican.  Water  Resources  Association  Technical  Publication  Series  TPS‐89‐1,  s. 511–516.  38. DEWALLE  R.  D.,  EDWARDS  P.  J.,  SWISTOCK  B.  R.,  ARAVENA  R.,  DRIMMIE  R.  J.  (1997): Seasonal isotope hydrology of three Applachian forest catchment. Hyd‐ rological Processes 11, 1895–1906.  39. DEWALLE R. D., SWISTOCK B. R., SHARPE W. E. (1988): Three component tracer  model for storm flow on a small Appalachian forest.  Journal of Hydrology  104,  301–310.  40. DOERR  S.  H.  (1998):  On  standardizing  the  "Water  Drop  Penetration  Time"  and  the "Molarity of an Ethanol Droplet" techniques to classify soil hydrophobicity:  a  case  study  using  medium  textured  soils.  Earth  Surface  Processes  and  Land‐ forms 23, 663–668. 

87 

41. DOERR  S.  H.,  SHAKESBY  R.  A.,  WALSH  R.  P.  D.  (2000):  Soil  water  repellency:  its  causes, characteristics and hydro‐geomorphological significance. Earth‐Science  Reviews 51, 33–65.  42. DOLEŽAL  F.,  KULHAVÝ  Z.,  KVÍTEK  T.,  SOUKUP  M.,  TIPPL  M.  (2003):  Methods  of  runoff  separation  applied  to  small  stream  and  tile  drainage  runoff.  Technical  Documents in Hydrology 67, 131–136.  43. DUNNE  T.  (1983):  Relation  of  Field  Studies  and  Modelling  in  the  Prediction  of  Storm Runoff. Journal of Hydrology 65,  25–48.  44. DUNNE  T.,  BLACK  R.  D.  (1970):  Partial  Area  Contributions  to  Storm  Runoff  in  a Small New England Watershed. Water Resources Research 6, 1296–1311.   45. DURAND  P.,  TORRES  J.  L.  J.  (1996):  Solute  transfer  in  agricultural  catchments:  the interest and limits of mixing models. Journal of Hydrology 181, 1–22.  46. EAGELSON  P.  S.  (1978):  Climate,  soil,  and  vegetation.  Water  Resources  Re‐ search 14, 705–776.  47. ELIÁŠ  V.,  TESAŘ  M.,  BUCHTELE  J.  (1995):  Occult  precipitation:  Sampling  chemi‐ cal  analysis  and  process  modeling  in  the  Šumava  Mts.  (Czech  Republic)  and  in  the Taunus Mts. (Germany). Journal of Hydrology 166, 409–420.  48. FAEH A., SHERER S., NAEF F. (1997): A Combined Field and Numerical Approach  to  Investigate  Flow  Processes in  Natural Macroporous  Soil  Under  Extreme  Pre‐ cipitation. Hydrology and Earth System Sciences  4, 787–800.   49. FEDDES  R.  A.,  HOFF  H.,  BRUEN  M.,  DAWSON  T.,  DE  ROSNAY  P.,  DIRMEYER  P.,  JACKSON  R.  B.,  et  al.  (2001):  Modeling  root  water  uptake  in  hydrological  and  climate  models.  Bulletin  of  the  American  Meteorological  Society  82,  2797– 2809.  50. FIŠÁK  J.,  SKŘIVAN  P.,  TESAŘ  M.,  FOTTOVÁ  D.,  DOBEŠOVÁ  I.,  NAVRÁTIL  T.  (2006):  Forest  vegetation  affecting  the  deposition  of  atmospheric  elements  to  soils. Biologia 61, 255–260.  51. FLURY  M.,  FLÜHLER  H.,  JURY  W.  A.,  LEUENBERGER  J.    (1994):  Susceptibility  of  soils to preferential fl ow of water: A field study. Water Resouces Research 30,  1945–1954. 

88 

52. FOTTOVÁ  D.  (2003):  Trends  in  sulphur  and  nitrogen  deposition  fluxes  in  the  GEOMON  network,  Czech  Republic,  between  1994  and  2000.    Water,  Air,  and  Soil Pollution 150, 73–87.  53. FOTTOVÁ  D.,  ŠTĚPÁNOVÁ  M.,  KRÁM  P.  (2011):  Šestnáct  let  monitoringu  látko‐ vých  toků  v  síti  malých  povodí  GEOMON.  In:  Šír  M.,  Tesař  M.  (eds)  Hydrologie  malého povodí 2011. Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha, s. 101–108.  54. FOTTOVÁ D. et al. (2011): Hodnocení dopadů klimatických změn na hydrologic‐ kou  bilanci  a  návrh  praktických  opatření  ke  zmírnění  jejich  dopadů.  Závěrečná  zpráva projektu SP/1a6/151/07. Česká geologická služba, Praha, 254 s.  55. GENEREUX  D.  (1998):  Quantifying  uncertainty    in  tracer‐based  hydrograph  se‐ parations. Water Resources Research 348, 915–919.  56. GERKE  H.  H.,  VAN  GENUCHTEN  M.  T.  (1993):  A  dual‐porosity  model  for  simula‐ ting  the  preferential  movement  of  water  and  solutes  in  structured  porous  me‐ dia. Water Resources Research 29, 305–319.  57. GERMANN  P.  F.  (1985):  Kinematic  wave  approach  to  infiltration  and  drainage  into  and  from  soil  macropores.  Transactions  of  the  American  Society  of  Ag‐ ricultural Engineers 28, 745–749.  58. GERMANN  P.  F.  (1990):  Preferential  Flow  and  the  Generation  of  Runoff,  1. Boundary Layer Flow Theory. Water Resources Research 26, 3055–3063.  59. GERMANN  P.,  BEVEN  K.  (1981):  Water  Flow  in  Soil  Macropores  I.  An  Experi‐ mental Approach. Journal of Soil Science 32, 1–13.  60. GERMANN  P.  F.,  BEVEN  K.  (1985):  Kinematic  Wave  Approximation  to  Infiltrati‐ on  Into  Soils  With  Sorbing  Macropores.  Water  Resources  Research  21,  990– 996.  61. GERMANN  P.  F.,    AL  HAGREYB  S.  A.  (2008):  Gravity‐Driven  and  Viscosity‐ Dominated  Infiltration  into  a  Full‐Scale  Sand  Model.  Vadose  Zone  Journal    7,  1160–1169.  62. GERMANN  P.  F.,  DI PIETRO L.  (1996):  When  is  porous‐media  flow  preferential?  A hydromechanical perspective. Geoderma 74, 1–21.  63. GERMANN  P.  F., DI PIETRO L.  (1999):  Scales  and  dimensions  of momentum  dis‐ sipation  during  preferential  flow  in  soils.  Water  Resources  Research  35,  1443– 1454.  89 

64. GLASS  R.  J.,  NICHOLL  M.  J.  (1996):  Physics  of  gravity  fingering  of  immiscible  fluids  within  porous  media  –  An  overview  of  current  understanding  and  selec‐ ted complicating factors. Geoderma 70, 133–163.  65. GLASS  R. J.,  YARRINGTON  L.  (2003):  Mechanistic  modeling  of  fingering,  non‐ monotonicity,  fragmentation,  and  pulsation  within  gravity/buoyant  destabili‐ zed two‐phase/unsaturated flow. Water Resources Research 39, 1058–1067.  66. GUPTA A., CVETKOVIC V. (2000): Tracer transport through a drainage basin. In:  Dassargues  A.  (ed)  Tracers  and  modelling  in  hydrogeology.  IAHS  Publication  no. 262. IAHS Press, Wallingford, s. 553–558.  67. GRUNOW  J.  (1952):  Nebelniederschlag.  Berichte  des  Deutschen  Wetterdienstes  42, 30–34.  68. GRÜNWALD A. (1999): Voda a ovzduší 20 (chemie).  Vydavatelství ČVUT, Praha.  69. HASSANIZADEH  S.  M.,  CELIA  M.  A.,  DAHLE  H.  K.  (2002):  Dynamic  Effect  in  the  Capillary  Pressure–Saturation  Relationship  and  its  Impacts  on  Unsaturated  Flow.  Vadose Zone Journal 1, 38–57.  70. HERCZEG  A.  L.,  EDMUNDS  M.  W.  (1999):  Inorganic  ions  as  tracers.  In:  Cook  P. G.,  Herczeg  A.  L.  (eds)  Environmental  tracers  in  subsurface  hydrology.  Kluwer Academic Publishers Group, Boston, s. 31–77.  71. HERRMANN  A.  (1993):  The  application  of  isotopic  tracer  techniques  for  hydro‐ logical  process  studies.  In:  Gustrad    A.  (ed)  Flow  regimes  from  International  Experimental  and  Network  Data,  Vol.  III  Inventory  of  Streamflow  Generation  Studies.  Institute of Hydrology, Wallingford, s. 17–34.  72. HERRMANN  A.  (1997):  Global  review  of  isotope  hydrological  investigations.  In:  Oberlin  G.  (ed)  FRIEND‐3rd  Report  1994–1997.  Cemagref  Editions,  Antony,  s. 307–316.  73. HEWLETT  J.  D.,  HIBBERT  A.  R.  (1967):  Factors  Affecting  the  Response  of  Small  Watersheds  to  Precipitation  in  Humid  Areas.  In:  Soper  E.  E.,  Lull  H.  W.  (eds)  Forest Hydrology. Pergamon Press, London, s. 275–290.  74. HINCAPIÉ I.,  GERMANN   P. F.  (2009a):  Impact  of  initial  and  boundary  conditi‐ ons on preferential flow. Journal of Contaminant Hydrology 104, 67–73.  75. HINCAPIÉ I.,  GERMANN   P. F.  (2009b):  Gravity‐Driven  Viscous  Flow  in  Sand  Bo‐ xes Assessed with Neutron Radiography. Vadose Zone Journal 8, 891–901.  90 

76. HINTON  M.  J.,  SCHIFF  S.  L.,  ENGLISH M.  C. (1994): Examining  the  contributions  of glacial till water to storm runoff using two‐ and three‐component hydrogra‐ ph separation. Water Resources Research 30, 983–993.  77. HLAVČOVÁ  K.,  HOLKO  L.,  SZOLGAY  J.  (2001):  Runoff  Generation  and  Modelling  on the Hillslopes and in the Small Catchments. Životné Prostredie 35, 126–132.     78. HOFMEISTER J., HRUŠKA J. (2002): Noste dříví do lesa. Vesmír 81, 568–572.  79. HOEG  S.,  UHLENBROOK  S.,  LEIBUNDGUT  CH.  (2000):  Hydrograph  separation  in  a mountainous  catchment  –  combining  hydrochemical  and  isotopic  tracers.  Hydrological Processes 14, 1199–1216.  80. HOLKO  L.  (1995):  Využitie  stabilných  prírodných  izotopov  pri  hydrologickom  výskume  horského  povodia.  Kandidátska  dizertačná  práca.  Ústav  hydrológie  SAV, Bratislava, 99 s.  81. HOLZMANN  H.,  KURÁŽ  V.,  NACHTNEBEL  P.,  WAKONIG,  B.  (2002):  Comparison  and  reliability  of  different  techniques  for  riverbed  infiltration  measurements.  Journal of Hydrology and Hydromechanics 50, 213–232.   82. HOPMANS  J.  W.,  CÍSLEROVÁ  M.,  VOGEL  T.  (1994):  X‐ray  tomography  of  soil  properties.  Tomography  of  soil  –  water  –  root  processes.  SSSA  Special  Publi‐ cation 36, 17–28.  83. HORTON,  J.  H.,  HAWKINS, R.  H.(1965):  Flow  Path  of  Rain  From the  Soil  Surface  to the Water Table. Soil Science 100, 377–383.  84. HRUŠKA J., CIENCIALA E. (eds) (2005): Dlouhodobá acidifikace a nutriční degra‐ dace  lesních  půd  –  limitující  faktor  současného  lesnictví.  Česká  geologická  služba, Praha, 154 s.  85. CHAPMAN T. (1999): A comparison of algorithms for stream flow recession and  baseflow separation. Hydrological Processes 13, 701–714.  86. CHRISTOPHERSEN N., NEAL C., HOOPER R. P., VOGT R. D., ANDERSEN S. (1990):  Modeling  streamwater  chemistry  as  a  mixture  of  soil  water  end‐members  –  a step  towards  second  generation  acidification  models.  Journal  of  Hydrology  116, 307–320.  87. CHRISTOPHERSEN  N.,  HOOPER  R.  P.  (1992):    Multivariate  analysis  of  stream  water  Chemical  data:  The  use  of  principal  component  analysis  for  the  end‐  member mixing problem. Water Resources Research 28, 99–107.  91 

88. EDWARDS  W.  M.,  SHIPITALO  M.  J.,  DICK  W.  A.,  OWENS  L.  B.  (1992):  Rainfall  intensity  affects  transport  of  water  and  chemicals  through  macropores  in  no‐ till soil. Soil Science Society of America Journal 56, 52–58.  89. JARVIS  N. (2007): Review  of  non‐equilibrium  water and  solute transport  in  soil  macropores:  Principles,  controlling  factors  and  consequences  for  water  quali‐ ty.  European Journal of Soil Science  58, 523–546.  90. KANTOR P. (1983): Intercepční ztráty smrkových a bukových porostů. Vodohos‐ podársky Časopis 31, 643–651.  91. KANTOR  P.  (1987):  Evaporace  z povrchu  půdy  a  z přízemní  vegetace  ve  smrko‐ vých a bukových lesích. Vodohospodársky Časopis 35, 81–93.  92. KENDALL  C.,  SKLASH  M.  G.,  BULLEN  T.  D.  (1995):  Isotope  Tracers  of  Water  and  Solute  Sources  in  Catchments.  In:  Trudgill  S.  (ed)  Solute  Modelling  in  Cat‐ chment Systems. John Wiley and Sons, New York, s. 261–303.  93. KENDALL C., MCDONNELL J. J.  (eds) (1998): Isotope Tracers in Catchment Hyd‐ rology. Elsevier Science B. V., Amsterdam, 839 s.  94. KIRCHNER J. W., FENG X., NEAL, C. (2000): Fractal stream chemistry and its im‐ plications for contaminant transport in catchments. Nature 403, 524–527.  95. KIRCHNER  J.  W.,  FENG  X.,  NEAL,  C.  (2001):  Catchment‐scale  advection  and  dis‐ persion  as  a  mechanism  for  fractal  scaling  in  stream  tracer  concentrations.  Journal of Hydrology 254, 82–101.  96. KLINER, K., KNĚŽEK, M. (1974): Metoda separace podzemního odtoku při využi‐ tí pozorování hladiny podzemní vody. Vodohospodársky Časopis  5, 457–466.  97. KODEŠOVÁ  R.,  KOČÁREK  M.,  KODEŠ  V.,  ŠIMŮNEK  J.,  KOZÁK  J.  (2008):  Impact  of  soil  micromorphological  features  on  water  flow  and  herbicide  transport  in  soils. Vadose Zone Journal 7, 798–809.  98. KODEŠOVÁ  R.,  NĚMEČEK  K.,  KODEŠ  V.,  ŽIGOVÁ  A.  (2011):  Using  Dye  Tracer  for  Visualization  of  Preferenti  Flow  at  Macro‐and  Microscales.  Vadose  Zone  Jour‐ nal 11, doi:10.2136/vzj2011.0088. Žigová  99. KODEŠOVÁ R., VIGNOZZI N., ROHOŠKOVÁ M., HÁJKOVÁ T., KOČÁREK M., PAGLI‐ AI  M.,  KOZÁK  J.,  ŠIMŮNEK  J.  (2009):  Impact  of  varying  soil  structure  on  trans‐ port  processes  in  different  diagnostic  horizons  of  three  soil  types.  Journal  of  Containant Hydrology 104, 107–125.   92 

100. KÖHNE  J.  M.,  KÖHNE  S.,  ŠIMŮNEK  J.  (2009a):  A  review  of  model  applications  for  structured  soils:  a)  Water  flow  and  tracer  transport.  Journal  of  Contami‐ nant Hydrology 104, 4–35.  101. KÖHNE  J.  M.,  KÖHNE  S.,  ŠIMŮNEK  J.  (2009b):  A  review  of  model  applications  for  structured  soils:  b)  Pesticide  transport.  Journal  of  Contaminant  Hydrology  104, 36–60.  102. KOLÁŘ V., PATOČKA C., BÉM J. (1983): Hydraulika. SNTL/Alfa, Praha/ Bratislava,  474 s.  103. KOZÁK  J.,  NĚMEČEK  J.  (2009):    Atlas  půd  České  republiky.  Ministerstvo  země‐ dělství ČR ve spolupráci s Českou zemědělskou univerzitou, Praha, 149 s.  104. KOŽÍŠEK  F.,  JELIGOVÁ  H.  (2002):  Zdravotní  význam  sodíku  ve  vodách.  Státní  zdravotní ústav, Praha, 20 s.  105. KRÁM P., HRUŠKA J. (2010): Streamwater chemistry in three contrasting mono‐ lithologic  watersheds.  In:  Birkle  P.,  Torres‐Alvarado  I. S.  (eds)  Water‐Rock  In‐ teraction. CRC Press/Balkema, Taylor & Francis Group, London, s. 257–260.  106. KRÁM  P.,  HRUŠKA  J.,  DRISCOLL  C.  T.,  JOHNSON  C.  E.,  OULEHLE  F.  (2009):  Long‐ term  changes  in  aluminum  fractions  of  drainage  waters  in  two  forest  catchments  with  contrasting  lithology.  Journal  of  Inorganic  Biochemistry  103,  1465–1472.  107. KUNG  K.  J.  S.  (1990):  Preferential  flow  in  a  sandy  vadose  zone:  2.  Mechanisms  and implications. Geoderma 46, 59–71.  108. KURÁŽ  V.,  SOUKUP  M.  (2004):  Vliv  odvodnění  na  půdní  a  hydrologické  režimy.  Vodní hospodářství 54, 246–248.  109. KURÁŽ  V.  (2011):  Saturated  hydraulic  conductance  of  forest  soils  affected  by  track harvesters. Journal of Forest Science 57, 321–339.  110. KUŘÍK    P.  (2000):  Vliv  lesních  porostů  na  extrémní  průtoky.  Zprávy  lesnického  výzkumu 45, 33–37.  111. KUTÍLEK M. (1977): Vodohospodářská pedologie. SNTL/ALFA, Praha, 296 s.  112. KUTILEK  M.,  GERMANN   P. F.  (2009):  Converging  hydrostatic  and  hydromecha‐ nic concepts of preferential flow definitions. Journal of Contaminant Hydrology  104, 61–66. 

93 

113. KUTÍLEK  M.,  NIELSEN D.  R. (1994):  Soil  hydrology. Catena  Verlag, Cremlingen  –  Destedt, 370 s.  114. LICHNER Ľ. (1997): In‐situ measurement of bypassing ratio in macroporous soil.  Journal  of Hydrology and Hydromechanics 45, 365–376.  115. LICHNER  Ľ.  (2003):  Vodoodpudivosť  pôdy.  Časť  1:  Definície  a charakteristiky  vodoodpudivosti pôdy. Journal  of Hydrology and Hydromechanics 51, 309–320.  116. LICHNER  Ľ.  (2004):  Vodoodpudivosť  pôdy.  Časť  2:  Hydrologické  a  pedologické  dôsledky  vodoodpudivosti  pôdy.  Journal  of  Hydrology  and  Hydromechanics  52,  52–60.  117. LICHNER Ľ., BABEJOVÁ N., DEKKER, L. W. (2002): Effects of kaolinite and drying  temperature  on  the  persistence  of  soil  water  repellency  induced  by  humid  acids. Rostlinná výroba 48, 203–207.  118. LICHNER  Ľ.,  ČIPÁKOVÁ  A.  (2002):  Cadminum  distribution  coefficients  and  Cd  transport in structured soils. Rostlinná výroba 48, 96–100.  119. LICHNER Ľ., HOLKO L. (2001): Indikátorové metódy v hydropedológii a hydroló‐ gii povodí. Veda, Bratislava, 100 s.  120. LICHNER  Ľ.,   HOUŠKOVÁ  B.,  ŠÍR,  M.  (2002):  Preferované  prúdenie  vody  v pôde.  Phytopedon 1 (Suppl. to 1),  126–129.  121. LICHNER Ľ., MESZÁROS I., GERMANN P., ALAOUI A. M., ŠÍR M., FAŠKO P. (1999):  Impact  of  land‐use  change  on  nutrient  fluxes  in  structured  soils.  In:  Heathwai‐ te L. (ed) Impact of land‐use change on nutrient loads from diffuse sources. IA‐ HS Publication no. 257. IAHS Press, Wallingford, s. 171–177.  122. LOVETT  G.  M.,  REINERS  W.  A.  (1986):  Canopy  structure  and  cloud  water  depo‐ sition in subalpine coniferous forests. Tellus 38B, 319–327.  123. MALOSZEWSKI  P.,  ZUBER  A.  (1982):  Determining  the  turnover  time  of  ground‐ water  systems  with  the  aid  of  environmental  tracers,  1.  Models  and  Their  Ap‐ plicability. Journal of Hydrology 57, 207–231.  124. MARTINEC  J.,  SIEGENHALTER  U.,  OESCHGER  H.,  TONGIORGI  E.  (1974):  New  in‐ sights  into  the  runoff  mechanism  by  environmental  isotopes.  In:  Isotope  Tech‐ niques  in  Groundwater  Hydrology  1974.  Proceedings  Series  186.  International  Atomic Energy Agency, Vienna, s. 129–142. 

94 

125. McDONNEL J. J, STEWART M. K., OWENS I. F. (1991): Effect of Catchment‐Scale  Subsurface Mixing on Stream Isotopic Response. Water Resources Research 27,  3065–3073.  126. McDONNELL  J.,  ROWE  L.  K.,  STEWART  M.  K.  (1999):  A  combined  tracer‐ hydrometric  approach  to  assess  the  effect  of  catchment  scale  on  water  flow  path, source and age. In:  Leibundgut C., McDonnell J., Schultz G. (eds) Integra‐ ted  Methods  in  Catchment  Hydrology  –  Tracer,  Remote  Sensing,  and  New  Hyd‐ rometric Techniques. IAHS Publication no. 258. IAHS Press, Wallingford, s. 265– 273.  127. METELKA  L.,  TOLASZ  R.  (2009):  Klimatické  změny:  fakta  bez  mýtů.  Univerzita  Karlova, Praha, 35 s.   128. NĚMEČEK  J.,  SMOLÍKOVÁ,  L.,  KUTÍLEK,  M.  (1990):  Pedologie  a  paleopedologie.  Academia, Praha, 546 s.  129. NOVICKÝ  O.  et  al.:  (2009):  Teploty  vody  v  tocích  České  republiky.  Výzkumný  ústav vodohospodářský T. G. Masaryka, Praha, 135 s.  130. OR  D.  (2008):  Scaling  of  capillary,  gravity  and  viscous  forces  affecting  flow  morphology  in  unsaturated  porous  media.  Advances  in  Water  Resources  31,  1129–1136.  131. PARLANGE J.‐Y., HILL D. E. (1976): Theoretical analysis of wetting front instabi‐ lity in soils. Soil Science 122, 236–239.  132. PAYNE B. R. (1990): The use of stable isotope tracers for the estimation of the  direction of groundwater flow. Journal of Hydrology 112, 395–401.  133. PEKÁROVÁ P., PEKÁR J. (1994): Dvojkroková separácia hydrogramu na tri zložky  založená  na  jednom  chemickom  stopovači.  Vodohospodársky  Časopis  42,  365– 379.  134. PITTER P. (1999): Hydrochemie. Vydavatelství VŠCHT, Praha, 568 s.  135. PITTER P., SLÁDEČEK V., GRUNWALD A. (1977): Hydrochemie, obecná technolo‐ gie vody a hydrobiologie. Vydavatelství ČVUT, Praha.  136. POKORNÝ  J.  (2000):  Dissipation  of  solar  energy  in  landscape  –  controlled  by  management of water and vegetation. Renewable Energy 24, 1641–1645.  137. POKORNÝ  J.  (2009):  Vodní  hospodářství  –  Stavby  v rybářství.  Informatorium,  Praha, 318 s.  95 

138. PRAŽÁK J., ŠÍR M., KUBÍK F., TYWONIAK J., ZARCONE C. (1992): Oscillation phe‐ nomena in gravity driven drainage. Water Resources Research 28, 1849–1855.  139. PRAŽÁK    J.,  ŠÍR  M.,  TESAŘ    M.  (1994):    Estimation  of  plant  transpiration  from  meteorological  data  under  conditions  of  sufficient  soil  moisture.  Journal  of  Hydrology 162, 409–427.  140. PRETEL  J.  (2010):  Některé  projevy  změny  klimatu  v  České  republice.  Ochrana  ovzduší 1, 4–7.  141. PRUDKÝ  J.  (2003):  Analýza  přirozené  retence  vody  v povodí  řeky  Opavy  při  po‐ vodni v červenci 1997. Acta Hydrologica Slovaca 4, 248–254.  142. RETTER M.,  KIENZLER P.,  GERMANN P. F.  (2006):  Vectors  of  subsurface  stormflow  in  a  layered  hillslope  during  runoff  initiation.  Hydrology  and  Earth  System Sciences 10, 309–320.  143. RICHARDS L. A. (1931): Capillary conduction of liquids in porous mediums. Phy‐ sics 1, 318–333.  144. ROBSON  A.  J.,  BEVEN  K.,  NEAL  C.  (1992):  Towards  identifying  sources  of  sub‐ surface  flow:  a  comparison  of  components  identified  by  a  physically  based  ru‐ noff  model  and those  determined  by  chemical  mixing techniques.  Hydrological  Processes 6, 199–214.  145. ROSS  P.,  SMETTEM  K.  R.  J.  (2000):  A  simple  treatment  of  physical  non‐ equilibrium  water  flow  in  soil.  Soil  Science  Society  of  America  Journal  64,  1926–1930.  146. SHIPITALO  M.  J.,  EDWARDS  W.  M.  (1996):  Effects  of  initial  water  content  on  macropore‐matrix  flow  and  transport  of  surface‐applied  chemicals.  Journal  of  Environmental Quality 25, 662–670.  147. SHIPITALO  M.  J.,  EDWARDS  W.  M.,  DICK  W.  A.,  OWENS  L.  B.  (1990):  Initial  storm  effects  on  macropore  transport  of  surface‐applied  chemicals  in  no‐till  soil. Soil Science Society of America Journal 54, 1530–1536.  148. SKLASH M. G., FARVOLDEN R. N., FRITZ P. (1976): A conceptual model of water‐ shed response to rainfall, developed through the use of oxygen‐16 as a natural  tracer. Canadian Journal of Earth Sciences 13, 271–283.  149. SLAVÍKOVÁ J. (1986): Ekologie rostlin. SPN, Praha, 366 s. 

96 

150. SOULSBY  C.,  PETRY  J.,  BREWER  M.  J.,  DUNN  S.  M.,  OTT  B.,  MALCOLM  I.  A.  (2003):  Indentifying  and  assessing  uncertainty  in  hydrological  pathways:  a  no‐ vel approach  to end member  mixing in  a Scottish agricultural catchment. Jour‐ nal of Hydrology 274, 109–128.  151. SKLASH  M.  G.,  FARVOLDEN  R.  N.  (1979):  The  role  of  groundwater  in  storm  ru‐ noff. Journal of Hydrology 43, 45–65.  152. SNĚHOTA M., CISLEROVÁ M., AMIN M. H. G., HALL L. D. (2010): Tracing the ent‐ rapped air in heterogeneous soil by means of magnetic resonance imaging. Va‐ dose Zone Journal 9, 373–384.  153. STAELENS  J., DE SCHRIJVER A., OYARZÚN C., LUST N. (2003): Comparison of dry  deposition  and  canopy  exchange  of  base  cations  in  temperate  hardwood  fo‐ rests in Flanders and Chile. Gayana Botánica 60, 9–16.  154. ŠANDA  M.,  CÍSLEROVÁ  M.  (2000):  Observations  of  subsurface  hillslope  flow  processes in the Jizera Mountains region, Czech Republic. Technical Documents  in Hydrology 37, 219–226.  155. ŠANDA  M.,  KULASOVÁ  A.,  CÍSLEROVÁ  M.  (2009):  Hydrological  Processes  in  the  Subsurface Investigated by Water Isotopes and Silica. Soil & Water Research 4,  83–92.  156. ŠANDA  M.,  VITVAR  T.,  HOLKO  L.,  BLAŽKOVÁ  Š.,  BŮZEK  F.,  CÍSLEROVÁ  M.,  FOT‐ TOVÁ D., KOSTKA Z., KULASOVÁ A., KVÍTEK T., ŠNYTR O., TACHECÍ P., TESAŘ M.,  VÍCHA Z., ŽLÁBEK P. (2011): Využití stabilních izotopů vodíku a kyslíku v hydro‐ logii  malých  experimentálních  povodí  České  a  Slovenské  republiky.  In:  Šír  M.,  Tesař  M.  (eds)  Hydrologie  malého  povodí  2011.  Ústav  pro  hydrodynamiku  AV  ČR, Praha, s. 419–436.   157. ŠIMŮNEK  J.,  JARVIS  N.  J.,  VAN  GENUCHTEN  M.  TH.,  GÄRDENÄS  A.  (2003):    Re‐ view  and  comparison  of  models  for  describing  non‐equilibrium  and  preferen‐ tial flow and transport in the vadose zone. Journal of Hydrology 272, 14–35.  158. ŠÍR  M.,  LICHNER  Ľ.,  TESAŘ  M.,    KREJČA  M.,  VÁCHA  J.  (2008):  Soil  Water  Reten‐ tion and Gross Primary Productivity in the Zábrod area in the Šumava Mts. Soil  & Water Research 3 (Special Issue 1),  S130–S138.  159. ŠKODA  S.,  VÁCHAL  J.,  DUMBROVSKÝ  M.,  TESAŘ  M.,  VÁCHALOVÁ  R.  (2011):  Vztah  chemismu  povrchových  vod  a  horninového  prostředí  v  lesním  povodí  LIZ  97 

na Šumavě. In Šír M., Tesař M. (eds) Hydrologie malého povodí 2011. Ústav pro  hydrodynamiku AV ČR, Praha, s. 437–442.  160. ŠRÁMEK  ET  AL.  (2005):  Vliv  současných  depozic  dusíku  na  zvyšování  přírůstu  a kvalitu  výživy  smrkových  porostů.  Závěrečná  zpráva.  Výzkumný  ústav  lesního  hospodářství a myslivosti, Jíloviště‐Strnady, 57 s.  161. ŠTĚPÁNOVÁ M. (2012): Osobní sdělení.  162. TALLAKSEN  L.  M.  (1995):  A  review  of  baseflow  recession  analysis.  Journal  of  Hydrology 165, 349–370.  163. TESAŘ  M.,  BALEK  J.,  ŠÍR  M.  (2006a):  Hydrologický  výzkum  v povodí  Volyňky  a autoregulace  hydrologického  cyklu  v povodí  Liz.  Journal  of  Hydrology  and  Hydromechanics 54, 137–150.  164. TESAŘ M., FOTTOVÁ D., ELIÁŠ V., ŠÍR M. (2000a): Occult precipitation as an im‐ portant  contribution  to  the  wet  deposition  in  Bohemian  Forest.  Silva  Gabreta  4, 87–96.   165. TESAŘ  M.,  SYROVÁTKA  O.,  ŠÍR  M.,  LICHNER  Ľ.,  VÁCHAL  J.,  KREJČA  M.  (2008):  Storm runoff in the foothill headwater area Senotín.  Soil & Water Research 3,  168–174.  166. TESAŘ M., ŠÍR M., FOTTOVÁ D. (2000b): Long‐term fog and cloud water deposi‐ tion monitoring in the Šumava Mts. (Southern Bohemia, Czech Republic). Tech‐ nical Documents in Hydrology 37, 281–288.  167. TESAŘ  M.,  ŠÍR  M.,  FOTTOVÁ  D.  (2005):  Usazené  srážky  a  chemismus  malého  horského povodí. In: Šír M., Lichner L., Tesař M., Holko L. (eds) Hydrologie ma‐ lého povodí 2005. Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha, s. 343–350.  168. TESAŘ M., ŠÍR M., KREJČA M., FIŠÁK J., POLÍVKA J. (2010): Soil water movement  during  the  extreme  precipitation  in  the  Šumava  Mts.  and  in  the  Krkonoše  Mts.  in August 2002. Folia Geographica, Series Geographica – Physica XLI, 67–73.  169. TESAŘ    M.,  ŠÍR  M.,  LICHNER  Ľ.,  ČERMÁK  J.  (2007):  Plant  transpiration  and  net  entropy  exchange  on  the  Earth’s  surface  in  a  Czech  watershed.  Biologia  62,  547–551.   170. TESAŘ  M.,  ŠÍR  M.,  LICHNER  Ľ.,  ZELENKOVÁ  E.  (2006b):  Influence  of  vegetation  cover  on  thermal  regime  of  mountainous  catchments.  Biologia  61/Suppl.  19,  S31–S314.  98 

171. TESAŘ M., ŠÍR M., PRAŽÁK J., LICHNER Ľ. (2004): Instability driven flow and ru‐ noff formation in a small catchment. Geologica Acta 2, 147–156.   172. TESAŘ  M.,  ŠÍR  M.,  SYROVÁTKA  O.,  PRAŽÁK  J.,  LICHNER  Ľ.,  KUBÍK  F.  (2001):  Soil  water  regime  in  head  water  regions  –  observation,  assessment  and  modelling.  Journal of Hydrology and Hydromechanics 49, 355–375.  173. TROMP‐VAN MEERVELD H. J., MCDONNELL, J. J. (2006a): Threshold relations in  subsurface  stormflow  1.  A  147  storm  analysis  of  the  Panola  hillslope.  Water  Resources Research 42, W02410, doi:10.1029/2004WR003778.  174. TROMP‐VAN MEERVELD H. J., MCDONNELL, J. J. (2006b): Threshold relations in  subsurface  stormflow  2.  The  fill  and  spill  hypothesis.  Water  Resources  Re‐ search 42, W02411, doi:10.1029/2004WR003800.  175. TURNER  J.  V.,  BARNES  C.  J.  (1998):  Modeling  of  isotopes  and  hydrochemical  responses in catchment hydrology. In: Kendall C., McDonnell J. J. (eds) Isotope  Tracers in Catchment Hydrology. Elsevier Sci., New York, s. 723–760.  176. UHLENBROOK  S.,  LEIBUNDGUT  CH.,  MALOSZEWSKI  P.  (2000):  Natural  tracers  for  investigating  residence  times,  runoff  components  and  validation  of  a  rain‐ fall‐runoff  model.  In:  Dassargues  A.  (ed)  Tracers  and  modelling  in  hydrogeolo‐ gy. IAHS Publication no. 262. IAHS Press, Wallingford, s. 465–471.   177. VANDERKWAAK  J.  E.,  SUDICKY  E.  A.  (2000):  A  comparison  of  observed  and  si‐ mulated  hydrograph  separations  for  a  field‐scale  rainfall‐runoff  experiment.  In: Dassargues A. (ed) Tracers and modelling in hydrogeology. IAHS Publication  no. 262. IAHS Press, Wallingford, s. 473–479.  178. VOGEL  T.,  ŠANDA  M.,  DUŠEK  J.,  DOHNAL  M.,  VOTRUBOVÁ  J.  (2010):  Using  oxy‐ gen‐18  to  study  the  role  of  preferential  flow  in  the  formation  of  hillslope  ru‐ noff. Vadose Zone Journal 9, 252–259.  179. VOGEL  H.‐J.,  WELLER  U.,  IPPISCH  O.  (2010):    Non‐equilibrium  in  soil  hydraulic  modelling. Journal of Hydrology 393, 20–28.  180. VONDRKA A., ŠÍR M.,  TESAŘ M. (2007): Separace hydrogramu dešťového odto‐ ku  pomocí  elektrochemických  měření.  In:  Jakubíková,  A.,  Broža,  V.,  Szolgay,  J.  (eds)  Extrémní  hydrologické  jevy  v povodích.  České  vysoké  učení  technické  v Praze a Slovenská vodohospodárská spoločnosť, Praha, s. 155–162. 

99 

181. VONDRKA  A.,  ŠÍR  M.,  TESAŘ  M.  (2011):  Odtok  z  malého  horského  povodí  v  dů‐ sledku  přesycení  půdy  vodou.  In:  Šír  M.,  Tesař  M.  (eds)  Hydrologie  malého  po‐ vodí 2011. Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha, s. 485–490.   182. VOTRUBOVÁ  J.,  CÍSLEROVÁ  M.,  AMIN  M.  H.  G.,  HALL  L.  D.  (2003):  Recurrent  ponded  infiltration  into  structured  soil:  A  magnetic  resonance  imaging  study.  Water Resources Research 39, 1371, doi:10.1029/2003WR002222.   183. WEILER  M.  (2001):  Mechanisms  controlling  macropore  flow  during  infiltration.  Dye  tracer  experiments  and  simulations.  Diss.  ETHZ  No.  14237.  ETH,  Zürich,  151 s.  184. WEILER  M.,  MCDONNEL  J.  J.  (2004):  Virtual  experiments:  a  new  approach  for  improving  process  conceptualization  in  hillslope  hydrology.  Journal  of  Hydro‐ logy 285, 3–18.  185. WEILER  M.,  MCGLYNN  B.  L.,  MCGUIRE  K.  J.,  MCDONNEL  J.  J.  (2003):  How  does  rainfall become runoff? A combined tracer and runoff  transfer function appro‐ ach. Water Resources Research 39, 1315, doi: 10.1029/2003WR002331.  186. ZEHE  E.,  FLÜHLER,  H.  (2001a):  Preferential  transport  of  isoproturon  at  a  plot  scale and a field scale tile‐drained site. Journal of Hydrology 247, 100–115.  187. ZEHE E., FLÜHLER, H. (2001b): Slope scale variation of flow patterns in soil pro‐ files. Journal of Hydrology 247, 116–132.   

Seznam tabulek   Tab. 1:  Poměry sodného a draselného iontu ve vodách (Pitter 1999)  Tab. 2:  Bilance  sodíku  v hydrologických  letech  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (Štěpá‐ nová 2012)  Tab. 3:  Bilance  draslíku  v hydrologických  letech  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (Štěpá‐ nová 2012)  Tab. 4:  Faktor  suché  depozice  v letech  1994  až  2009  na  povodí  Liz  (Štěpánová  2012)  Tab. 5:  Poměr  Na/K  ve výtoku  z  povodí  Liz  v hydrologických letech  1994  až  2009  (Štěpánová 2012)  100 

Tab. 6:  Průměr  a  směrodatná  odchylka  pH,  koncentrace    Na + ,  K +   a  vodivosti  ve  vzorcích  vody  odebraných  v závěrovém  profilu  povodí  Liz  v hydrologických  letech 2002 až 2009  Tab. 7:  Srážky,  odtok  a  ztráta  Na +   a  K +  výtokem  z  povodí  Liz  v kalendářních  rocích  2002 až 2009  Tab. 8:  Měsíční srážkové výšky, ztráty Na +  a ztráty K +  výtokem z povodí Liz v letech  2002 až 2009  Tab. 9:  Měsíční srážkové výšky, odtokové výšky a poměry Na/K na povodí Liz  v letech 2002 až 2009   

Seznam obrázků   Obr. 1: 

Fyzickogeografická mapa povodí Liz 

Obr. 2: 

Věková struktura lesa na povodí Liz 

Obr. 3: 

Meteorologická stanice 

Obr. 4: 

Měření  podkorunových  srážek,  stoku  po  kmeni,  chemismu  srážkových  vod  a mízního toku 

Obr. 5: 

Uzávěrový  profil  povodí  Liz  s měrným  přepadem,  ultrazvukovým  hladino‐ měrem a čidly 

Obr. 6: 

Kumulativní  srážka  na  povodí  Liz  v trvání  160  hodin  počínaje  půlnocí  5. 8.  2010 

Obr. 7: 

Průtok  a  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  ve  vodě  v uzávěrovém  profilu  povodí  Liz  v trvání  160  hodin  počínaje  půlnocí  5.  8.  2010 

Obr. 8: 

Průtok a iontová vodivost protékající vody v uzávěrovém profilu povodí Liz  v trvání 160 hodin počínaje půlnocí 5. 8. 2010 

Obr. 9: 

Průtok  a  napětí  na  draselné  iontově  selektivní  elektrodě  ve  vodě  v uzávěrovém profilu povodí Liz od 10. 8. do 25. 8. 2010 

Obr.  10:  Tenzometrické  tlaky  v hloubce  15  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010  101 

Obr.  11:  Tenzometrické  tlaky  v hloubce  30  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010  Obr.  12:  Tenzometrické  tlaky  v hloubce  45  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010  Obr.  13:  Tenzometrické  tlaky  v hloubce  60  cm  na deseti  stanovištích  na  povodí  Liz  v období od 14. 5. do 20. 10. 2010  Obr. 14:   Schéma tvorby odtoku. 1 transformace srážka‐výtok z půdy, 2 transforma‐ ce výtok z půdy‐odtok tokem (Bayer et al. 2004)   

Seznam symbolů   Bo 

bezrozměrné číslo   

 

 

 

 

 

Δρ  

rozdíl hustoty mezi vodou a vzduchem 

g   

gravitační konstanta 

a   

charakteristický rozměr 

σ   

povrchové napětí kapaliny na rozhraní kapalina – plyn 

∆Z

změna zásoby vody v půdě

S

srážky

V

výtok do transportního kolektoru

E

evapotranspirační výpar 

∆Z

změna celkové zásoby v povodí 

O

odtok uzávěrovým profilem

 

 

 

Seznam příloh   Příloha 1:

Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2002 

Příloha 2:

Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2002 na povodí Liz 

Příloha 3:

Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2003 

Příloha 4:

Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2003 na povodí Liz  102 

Příloha 5:

Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2004 

Příloha 6:

Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2004 na povodí Liz  

Příloha 7:

Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2005 

Příloha 8:

Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2005 na povodí Liz  

Příloha 9:

Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2006 

Příloha 10: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2006 na povodí Liz  Příloha 11: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2007  Příloha 12: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2007 na povodí Liz   Příloha 13: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2008  Příloha 14: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2008 na povodí Liz   Příloha 15: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2009  Příloha 16: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2009 na povodí Liz   Příloha 17: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2002 na povodí Liz  Příloha 18: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2002 na povodí Liz  Příloha 19: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2003 na povodí Liz  Příloha 20: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2003 na povodí Liz  Příloha 21: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2004 na povodí Liz  Příloha 22: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2004 na povodí Liz  Příloha 23: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2005 na povodí Liz  Příloha 24: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2005 na povodí Liz  Příloha 25: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2006 na povodí Liz  Příloha 26: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2006 na povodí Liz  Příloha 27: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2007 na povodí Liz  Příloha 28: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2007 na povodí Liz  Příloha 29: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2008 na povodí Liz  Příloha 30: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2008 na povodí Liz  Příloha 31: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2009 na povodí Liz  Příloha 32: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2009 na povodí Liz  Příloha 33: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2002  Příloha 34: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2003  Příloha 35: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2004  Příloha 36: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2005  103 

Příloha 37: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2006  Příloha 38: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2007  Příloha 39: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2008  Příloha 40: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2009   

104 

 

Přílohy

105 

Příloha 1: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2002  2002  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  23,3  55,4  73,9  81,7  21,4  24,6  20,1  85,7  54,2  67,8  64,8  43,4 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  10,6  125,3  115,1  45,8  68,4  108,5  103,3  342,7  106,5  126,4  71,7  57,0 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  96,24  170,08  240,99  295,57  94,71  111,79  88,99  359,98  197,19  232,43  ‐  166,18 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  20,27  42,10  56,18  67,77  19,28  21,18  18,68  79,71  47,13  58,95  ‐  40,35 

Na/K  (‐)  4,7  4,0  4,3  4,4  4,9  5,3  4,8  4,5  4,2  3,9  ‐  4,1 

700

suma odtoku (mm)

600 500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

suma srážek (mm)

  600

500

suma K (kg)

400

300

200

100

0 0

500

1000

1500

2000

2500

suma Na (kg)

  Příloha 2: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2002 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  106 

Příloha 3: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2003  2003  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  69,6  38,9  42,1  31,6  26,0  14,8  13,7  13,9  10,9  14,5  10,1  15,0 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  109,1  34,0  12,5  27,3  75,0  52,6  75,5  34,8  11,2  116,4  16,8  61,0 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  159,47  148,79  149,28  128,39  105,48  60,13  57,10  58,77  47,14  62,77  35,08  62,25 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  71,73  33,89  36,58  29,73  22,60  11,97  9,02  12,12  9,14  12,00  6,87  13,20 

Na/K  (‐)  2,2  4,4  4,1  4,3  4,7  5,0  6,3  4,8  5,2  5,2  5,1  4,7 

350

suma odtoku (mm)

300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

suma srážek (mm)

  300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma Na (kg)

 

Příloha 4: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2003 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  107 

Příloha 5: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2004  2004  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  23,1  51,8  40,6  60,1  30,6  63,2  22,1  15,9  13,6  13,4  21,5  13,4 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  107,6  85,9  83,0  42,7  74,3  125,2  54,2  27,4  58,5  48,1  68,5  24,4 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  94,19  178,33  155,01  200,68  123,48  247,29  89,71  70,04  60,83  58,92  94,13  53,80 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  18,98  44,06  36,93  49,87  26,96  49,96  17,46  13,82  13,06  12,26  24,12  11,24 

Na/K  (‐)  5,0  4,0  4,2  4,0  4,6  4,9  5,1  5,1  4,7  4,8  3,9  4,8 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

suma Na (kg)

 

Příloha 6: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2004 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  108 

Příloha 7: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2005  2005  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  16,6  17,2  49,6  58,8  28,7  17,9  23,8  73,1  40,7  28,8  20,9  19,6 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  87,6  143,7  63,6  53,6  58,4  47,9  160  211,9  69,4  39,1  41,3  45,6 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  67,89  71,80  218,02  195,34  105,18  76,01  100,12  299,79  160,34  122,57  87,74  80,75 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  13,58  14,60  47,07  48,25  27,80  13,06  17,40  67,27  38,25  28,20  19,22  16,42 

Na/K  (‐)  5,0  4,9  4,6  4,0  3,8  5,8  5,8  4,5  4,2  4,3  4,6  4,9 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  400 350

suma K (kg)

300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

suma Na (kg)

 

Příloha 8: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2005 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  109 

Příloha 9: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2006  2006  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  17,4  15,0  36,2  141,0  48,2  35,0  36,7  42,9  28,0  22,0  20,2  18,5 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  73,3  51,2  79,6  101,4  89,0  82,3  192  146,7  15,1  19,7  55,0  25,7 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  72,77  65,55  154,76  427,24  169,22  95,53  167,69  186,42  119,53  92,24  84,51  76,88 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  15,49  13,20  29,65  95,88  34,71  21,35  36,33  40,71  25,75  18,45  17,79  16,82 

500

800

Na/K  (‐)  4,7  5,0  5,2  4,5  4,9  4,5  4,6  4,6  4,6  5,0  4,8  4,6 

500 450

suma odtoku (mm)

400 350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

600

700

900

1000

suma srážek (mm)

  400 350

suma K (kg)

300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

suma Na (kg)

 

Příloha 10: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2006 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  110 

Příloha 11: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2007  2007  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  35,1  34,6  68,0  32,7  30,0  22,0  19,8  16,3  15,9  25,4  65,8  77,1 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  156,5  44,1  103,1  5,7  134,8  79,1  105,4  75,3  144,7  67,8  101,6  81,2 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  125,61  129,73  166,00  121,82  134,99  94,96  86,02  71,72  70,84  95,16  119,53  266,13 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  29,12  30,10  47,62  29,72  30,90  20,05  18,23  13,56  14,49  13,99  25,75  48,60 

Na/K  (‐)  4,3  4,3  3,5  4,1  4,4  4,7  4,7  5,3  4,9  6,8  4,6  5,5 

500

suma odtoku (mm)

400

300

200

100

0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

suma Na (kg)

 

Příloha 12: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2007 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  111 

Příloha 13: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2008  2008  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  37,8  31,8  72,3  54,2  40,4  35,5  26,3  22,0  20,2  18,5  19,7  18,2 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  28,5  67,6  96,8  74,3  60,6  105,6  91,1  75,3  77,9  34,2  46,2  43,4 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  118,96  94,83  270,46  172,81  137,48  131,03  102,37  86,31  83,70  72,26  79,58  68,66 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  26,81  20,68  66,53  44,42  33,56  28,41  19,95  18,23  16,98  16,63  15,96  14,21 

Na/K  (‐)  4,4  4,6  4,1  3,9  4,1  4,6  5,1  4,7  4,9  4,3  5,0  4,8 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

suma Na (kg)

 

Příloha 14: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2008 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  112 

Příloha 15: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku 2009  2009  1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12 

odtoková výška  (mm.měsíc‐1)  15,1  13,8  33,2  80,0  38,2  86,4  91,5  34,0  24,6  35,7  32,4  25,1 

srážková výška  (mm.měsíc‐1)  20,6  75,2  60,8  51,7  136,4  248,9  139,0  62,0  47,2  71,3  183,3  37,9 

ztráta Na výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  67,34  58,92  136,72  263,88  159,16  312,92  246,05  125,62  95,93  140,31  126,68  ‐ 

ztráta K výtokem  (kg.km‐2.měsíc‐1)  12,86  11,01  29,87  58,37  37,40  63,10  71,34  28,60  21,15  30,70  29,48  ‐ 

Na/K  (‐)  5,2  5,4  4,6  4,5  4,3  5,0  3,4  4,4  4,5  4,6  4,3  ‐ 

600

suma odtoku (mm)

500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  450 400

suma K (kg)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800

2000

suma Na (kg)

 

Příloha 16: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2009 na povodí Liz  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  113 

700

suma odtoku (mm)

600 500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1000

1200

1400

500

600

700

suma srážek (mm)

2500

suma Na (kg)

2000

1500

1000

500

0 0

200

400

600

800

suma srážek (mm)

2500

suma Na (kg)

2000

1500

1000

500

0 0

100

200

300

400

suma odtoku (mm)

  Příloha 17: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2002 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

114 

  700

suma odtoku (mm)

600 500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

suma srážek (mm)

  600

suma K (kg)

500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

1400

suma srážek (mm)

  600

500

suma K (kg)

400

300

200

100

0 0

100

200

300

400

500

600

700

suma odtoku (mm)

  Příloha 18: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2002 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  115 

  350

suma odtoku (mm)

300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

suma srážek (mm)

  1400 1200

suma Na (kg)

1000 800 600 400 200 0 0

100

200

300

400

500

600

700

suma srážek (mm)

  1200

suma Na (kg)

1000 800 600 400 200 0 0

50

100

150

200

250

300

350

suma odtoku (mm)

  Příloha 19: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2003 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem.  116 

350

suma odtoku (mm)

300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

suma srážek (mm)

  300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

suma srážek (mm)

  300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

50

100

150

200

250

300

350

suma odtoku (mm)

  Příloha 20: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2003 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

117 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  1600 1400

suma Na (kg)

1200 1000 800 600 400 200 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  1600 1400

suma Na (kg)

1200 1000 800 600 400 200 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

suma odtoku (mm)

  Příloha 21: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2004 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

118 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

suma odtoku (mm)

  Příloha 22: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2004 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

119 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  1800 1600

suma Na (kg)

1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  1800 1600

suma Na (kg)

1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

suma odtoku (mm)

  Příloha 23: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2005 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

120 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  400 350

suma K (kg)

300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  400 350

suma K (kg)

300 250 200 150 100 50 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

suma odtoku (mm)

  Příloha 24: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2005 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

121 

500 450

suma odtoku (mm)

400 350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

suma srážek (mm)

  1800 1600

suma Na (kg)

1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

suma srážek (mm)

  1800 1600

suma Na (kg)

1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

suma odtoku (mm)

  Příloha 25: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2006 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

122 

500 450

suma odtoku (mm)

400 350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

suma srážek (mm)

  400 350

suma K (kg)

300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

suma srážek (mm)

  400 350

suma K (kg)

300 250 200 150 100 50 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

suma odtoku (mm)

  Příloha 26: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2006 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

123 

500

suma odtoku (mm)

400

300

200

100

0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  1600 1400

suma Na (kg)

1200 1000 800 600 400 200 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  1600 1400

suma Na (kg)

1200 1000 800 600 400 200 0 0

100

200

300

400

500

suma odtoku (mm)

  Příloha 27: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2007 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

124 

500

suma odtoku (mm)

400

300

200

100

0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

suma odtoku (mm)

  Příloha 28: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2007 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

125 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  1600 1400

suma Na (kg)

1200 1000 800 600 400 200 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  1600 1400

suma Na (kg)

1200 1000 800 600 400 200 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

suma odtoku (mm)

  Příloha 29: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2008 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

126 

450 400

suma odtoku (mm)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

suma srážek (mm)

  350 300

suma K (kg)

250 200 150 100 50 0 0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

suma odtoku (mm)

  Příloha 30: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2008 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

127 

600

suma odtoku (mm)

500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  2000 1800 1600 suma Na (kg)

1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  2000 1800 1600 suma Na (kg)

1400 1200 1000 800 600 400 200 0 0

100

200

300

400

500

600

suma odtoku (mm)

  Příloha 31: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2009 na povodí Liz 

  Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

128 

600

suma odtoku (mm)

500 400 300 200 100 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek (mm)

  450 400

suma K (kg)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

200

400

600

800

1000

1200

suma srážek

  450 400

suma K (kg)

350 300 250 200 150 100 50 0 0

100

200

300

400

500

600

suma odtoku (mm)

  Příloha 32: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2009 na povodí Liz    Tlustá čára znázorňuje lineární trend, tenká čára je spojnice dat označených plným čtverečkem. 

129 

Příloha 33: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2002    hydrologický  rok 2002  3. 12. 2001 2. 1. 2002 31. 1. 2002 1. 3. 2002 2. 4. 2002 2. 5. 2002 31. 5. 2002 28. 6. 2002 5. 8. 2002 30. 8.2 002 30. 9. 2002 1. 11. 2002

pH  6,74  6,87  6,29  6,32  6,06  6,62  6,72  6,80  6,73  6,41  6,44  6,45 

Na+  K+  vodivost  (mg.l‐1)  (mg.l‐1)  (µS.cm‐1)  4,04  0,82  55,6  4,13  0,87  56,9  3,07  0,76  46,6  3,26  0,76  56,2  3,62  0,83  54,3  4,32  0,94  63,4  4,52  0,85  61,4  4,54  0,86  59,6  4,43  0,93  60,5  3,97  0,93  69,0  3,64  0,87  67,0  3,43  0,87  53,70 

  Příloha 34: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2003    hydrologický  rok 2003  2. 12. 2002 1. 1. 2003 1. 2. 2003 1. 3. 2003 30. 3. 2003 30. 4. 2003 2. 6. 2003 1. 7. 2003 1. 8. 2003 1. 9. 2003 1. 10. 2003 31. 10. 2003

pH  6,90  5,79  6,56  6,76  6,28  6,55  6,53  6,92  6,86  6,80  6,99  6,63 

K+  vodivost  Na+  ‐1 ‐1 (mg.l )  (mg.l )  (µS.cm‐1)  3,83  0,93  57,4  2,29  1,03  41,8  3,82  0,87  57,8  3,85  0,91  58,1  3,24  0,83  58,8  4,06  0,94  62,3  4,07  0,81  59,7  4,18  0,66  53,9  4,22  0,87  60,6  4,33  0,84  61,5  4,34  0,83  61,5  3,47  0,68  66,9 

 

130 

  Příloha 35: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2004    hydrologický  rok 2004  2. 12. 2003 2. 1. 2004 2. 2. 2004 1. 3. 2004 2. 4. 2004 3. 5. 2004 1. 6. 2004 1. 7. 2004 2. 8. 2004 31. 8. 2004 30. 9. 2004 1. 11. 2004

pH  7,11  6,87  6,62  6,80  6,49  6,77  6,96  7,39  7,17  6,95  7,06  6,63 

Na+  K+  vodivost  (mg.l‐1)  (mg.l‐1)  (µS.cm‐1)  4,15  0,88  55,4  4,07  0,82  54,9  3,44  0,85  51,2  3,82  0,91  57,6  3,34  0,83  48,8  4,03  0,88  58,7  3,91  0,79  55,7  4,06  0,79  70,6  4,20  0,82  58,7  4,62  0,92    4,47  0,96    4,37  1,12   

  Příloha 36: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2005    hydrologický  rok 2005  1. 12. 2004 3. 1. 2005 1. 2. 2005 1. 3. 2005 1. 4. 2005 1. 5. 2005 31. 5. 2005 30. 6. 2005 1. 8. 2005 1. 9. 2005 30. 9. 2005 31. 10. 2005

pH  6,89  6,86  7,17  6,57  6,24  6,76  7,07  7,17  6,57  6,42  6,73  7,05 

Na+  K+  vodivost  ‐1 ‐1 (mg.l )  (mg.l )  (µS.cm‐1)  4,02  0,84    4,09  0,82    4,18  0,85    4,40  0,95    3,32  0,82    4,02  1,04    4,18  0,90    4,25  0,73    4,10  0,92  58,6  3,88  0,90    3,99  0,97    4,26  0,98   

 

131 

  Příloha 37: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2006    hydrologický  rok 2006  1. 12. 2005 2. 1. 2006 31. 1. 2006 2. 3. 2006 3. 4. 2006 30. 4. 2006 31. 5. 2006 30. 6. 2006 31. 7. 2006 1. 8. 2006 1. 10. 2006 1. 11. 2006

pH  7,00  6,89  7,04  6,99  5,71  6,10  6,54  6,05  6,60  6,72  7,22  6,94 

Na+  K+  vodivost  (mg.l‐1)  (mg.l‐1)  (µS.cm‐1)  4,13  0,84    4,18  0,89  55,7  4,37  0,88  57,0  4,28  0,82    2,86  0,66    3,21  0,70    3,51  0,72    2,73  0,61    4,57  0,99    4,35  0,95    4,20  0,84    4,18  0,88   

    Příloha 38: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2007    hydrologický  rok 2007  1. 12. 2006 1. 1. 2007 1. 2. 2007 1. 3. 2007 1. 4. 2007 1. 5. 2007 1. 6. 2007 1. 7. 2007 1. 8. 2007 1. 9. 2007 30. 9. 2007 2. 10. 2007

pH  6,94  6,99  7,02  5,93  6,81  6,92  7,21  7,07  7,02  7,00  6,59  6,78 

Na+  K+  vodivost  (mg.l‐1)  (mg.l‐1)  (µS.cm‐1)  4,16  0,91    3,58  0,83    3,75  0,87    2,44  0,70    3,73  0,91    4,50  1,03    4,31  0,91    4,34  0,92    4,39  0,83    4,56  0,87    4,34  0,95    3,74  0,55   

   

132 

  Příloha 39: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2008    hydrologický  rok 2008  1. 12. 2007 1. 1. 2008 1. 2. 2008 1. 3. 2008 1. 4. 2008 1. 5. 2008 1. 6. 2008 1. 7. 2008 1. 8. 2008 1. 9. 2008 1. 10. 2008 1. 11. 2008

pH  6,21  7,93  7,27  6,83  6,40  6,43  8,44  6,87  6,75  7,10  6,80  7,02 

Na+  K+  (mg.l‐1)  (mg.l‐1)  3,45  0,63  3,15  0,71  2,98  0,65  3,74  0,92  3,19  0,82  3,40  0,83  3,69  0,80  3,90  0,76  3,93  0,83  4,14  0,84  3,91  0,90  4,04  0,81 

vodivost  (µS.cm‐1)                         

    Příloha 40: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce 2009    hydrologický  rok 2009  1. 12. 2008 1. 1. 2009 1. 2. 2009 1. 3. 2009 1. 4. 2009 1. 5. 2009 1. 6. 2009 1. 7. 2009 1. 8. 2009 1. 9. 2009 1. 10. 2009 1. 11. 2009

pH  6,89  6,99  7,06  6,87  6,82  6,83  6,88          7,04 

Na+  K+  vodivost  (mg.l‐1)  (mg.l‐1)  (µS.cm‐1)  3,77  0,78  51,5  4,45  0,85  59,1  4,28  0,80  49,2  4,12  0,90  50,4  3,30  0,73  48,1  4,17  0,98  58,8  3,62  0,73  50,5  2,69  0,78    3,69  0,84    3,90  0,86    3,93  0,86    3,91  0,91   

   

133