Testování retenční schopnosti půdy

AKTUALITY ŠUMAVSKÉHO VÝZKUMU II

str. 63 – 67

Srní 4. – 7. října 2004

Testování retenční schopnosti půdy Testing of the soil water retention capacity Ľubomír Lichner1, Miloslav Šír2,* & Miroslav Tesař2 2

1 Ústav hydrológie SAV, Račianska 75, SK-83102 Bratislava 38, Slovensko Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Pod Paťankou 5, CZ-16612 Praha 6, Česká republika *[email protected]

Abstract Soil water retention capacity plays very important role in both the soil water regime and runoff formation. Two alternating phases of the soil water regime – the percolation phase and the accumulation phase – can be met. In the course of percolation phase, when soil-water content is greater than a certain maximum value, the infiltrating rainwater flows through the soil. Consequently, this water forms the runoff from a catchment. During the accumulation phase, when the actual soil-water content is lower then certain maximum value, rainwater accumulates in the soil. This accumulated soil-water is a source for plant transpiration. If the soil-water content drops below a certain minimum value, plant transpiration is ceased. Thus, the soil plays the role of a reservoir filled with rainwater and emptied by the withdrawal of water for plant transpiration. The soil-water content oscillates between certain maximum and minimum values. Its difference is the soil-water retention capacity. This article shows how to estimate the in-situ soil-water retention capacity during an infiltration of water marked by radioactive tracer. Field infiltration tests were done in the Zábrod experimental field in the Bohemian Forest (=Šumava Mts.). Key words: soil-water retention capacity, infiltration experiment, radioactive tracer technique

ÚVOD Příspěvek se zabývá testováním retenční kapacity půdy, tedy faktoru ovlivňujícího vodní režim půd a tvorbu odtoku z povodí. V průběhu vegetační sezóny se vodní režim půd skládá ze střídajících se fází: akumulační a perkolační (TESAŘ et al. 2001). V průběhu akumulační fáze se voda infiltrující ze srážek v půdním profilu akumuluje a je čerpána rostlinami pro potřeby transpirace. Tato fáze obvykle trvá několik týdnů. Pokud odběr vody na transpiraci převyšuje srážkový přítok, vyčerpává se voda z půdy až k dolní hraniční hodnotě, kdy nedostatek vody v půdě způsobí zastavení transpirace. Převyšuje-li vsak srážkové vody její odběr na transpiraci, zaplňuje infiltrující voda půdu až do okamžiku, kdy objem akumulované vody překročí určitou horní hranici. Pak dojde k náhlému odtoku velkého množství vody do podloží. Tím se nastartuje perkolační – promyvná fáze, v níž většina srážkové vody protéká půdou do podloží, aniž by byla v půdě zdržena. Trvání perkolační fáze je závislé na srážkové činnosti a na objemu vody v půdě při jejím nastartování a může trvat od několika hodin po několik dnů či týdnů. Perkolační fáze ustane v okamžiku poklesu objemu vody v půdě pod horní hranici. Rozdíl mezi horní a dolní hodnotou objemu vody v půdě je retenční kapacita půdy. Půda hraje v hydrologickém cyklu pevnin roli nádrže o značném retenčním objemu. Ten v celostátním měřítku řádově převyšuje objem vody v nádržích a vodních tocích (KUTÍLEK 1978). Retenční kapacita půd proto podstatně ovlivňuje transformaci srážky na odtok z povodí.

63

Výtok vody z půdy do podloží, vyvolaný vsakem srážky, který způsobí překročení retenční kapacity půdy, může způsobit povodňovou vlnu, případně povodňovou vlnu tvořenou převážně povrchovým a hypodermickým odtokem zvětšit. Tímto mechanismem překročení retenční kapacity půd vznikají povodně zdánlivě nemožně velké, pokud se uvažuje konvenčním způsobem o příčinných srážkách a nebere se v úvahu aktuální zaplnění půdy vodou před srážkou (TESAŘ et al. 2004). Díky prostorové variabilitě půd je výskyt plošně synchronního výtoku z půdního profilu do podloží méně pravděpodobný pro velká povodí, ale pro malá povodí z plochou do 10 km2 tato pravděpodobnost strmě stoupá. Retenční kapacitu půdy lze určit několika metodami. Jsou to: (1) Laboratorní měření retenčních křivek (ŠÚTOR & ŠTEKAUEROVÁ 2003), (2) Terénní infiltrační pokusy (LICHNER 1986, ŠÍR et al. 2000), (3) Tenzometrický a/nebo vlhkoměrný monitoring vodního režimu půd (TESAŘ et al. 2001), (4) Měření srážek a odtoků v povodňových situacích (CZELIS & SPITZ 2003), (5) Simulace infiltrace vody do půdy (TESAŘ et al. 1990). V tomto příspěvku se testuje retenční kapacita půdy na šumavské lokalitě Zábrod – louka pomocí terénní infiltrace vody označené radioaktivním indikátorem (stopovačem). Získané údaje jsou konfrontovány s výsledky získanými jinými metodami na dalších horských a podhorských stanovištích.

EXPERIMENTÁLNÍ PLOCHA Nejdelší soustavný monitoring hydrologického cyklu v oblasti Šumavy (od roku 1983) je v provozu na povodí Liz a blízkých experimentálních plochách Zábrod – pole a Zábrod – louka. Toto povodí představuje typické hydrologické poměry horských pramenných oblastí Šumavy. Povodí a experimentální plochy jsou popsány v literatuře (TESAŘ et al. 2001). Genetickým půdním představitelem je hnědá půda kyselá podzolovaná o třech genetických půdních horizontech: 0–17 cm, 17–60 cm a 60–100 cm. Geologickým podložím je pararula. Vegetační kryt je trvalý travní porost. Průměrná nadmořská výška činí 790 m n.m., průměrná roční teplota vzduchu je 6,1 ºC, průměrný roční srážkový úhrn je 841 mm. Infiltrační experimenty byly vykonány na ploše Zábrod – louka.

INFILTRAČNÍ MĚŘENÍ Smyslem infiltračních měření bylo: (1) Postupnou dotací vody na povrch půdy dosáhnout co největšího objemu stabilizované vody. (2) Postihnout okamžik, kdy voda v půdě ztratí stabilitu a dá se do pohybu směrem do podloží. (3) Stanovit prahový objem vody v tomto zlomovém okamžiku. Na experimentální ploše bylo vytyčeno pět čtvercových okrsků o rozměru 5×5 m. Jeden okrsek byl vystrojen tenzometry (v hloubkách 15, 30, 45 a 60 cm) a půdními vlhkoměry (0–30 cm, 0–45 cm a 0–60 cm). Na dvou jiných okrscích (označeny jako 2 a 3) byly instalovány přístupové pažnice o vnějším průměru 11 mm pro měření četnosti impulsů (která je úměrná aktivitě a koncentraci radioaktivního indikátoru) v hloubce 0–100 cm. Četnost impulsů byla měřena Geiger-Müllerovým detektorem o délce 21 mm a průměru 6,3 mm, vsunovaným do přístupových pažnic. Měření probíhalo po dobu 1 minuty v každé z hloubek 0, 5, 10, 15, 20, 25, 30, 40, 50, 60, 70, 80, 90 a 100 cm. Před započetím vlastního experimentu byla změřena přirozená radioaktivita půdy (asi 20 imp.min–1), prostorový dosah pro radioaktivní indikátor 131I- (asi 20 cm od pažnice) a stabilita měřícího zařízení. Měření probíhalo tak, že v počátečním čase byl na povrch půdy v okolí přístupových pažnic nalit vodní roztok radioaktivního indikátoru 131I- (v chemické formě Na131I). Poté byla měřena četnost impulsů ve všech pažnicích a hloubkách. Následovalo nakropení malého množství vody, které způsobilo transport radioaktivního indikátoru do větší hloubky, a opa-

64

kování měření ve všech pažnicích a hloubkách. Do skrápěcí vody nebyl přidáván radioaktivní indikátor. Tento scénář byl opakován tak dlouho, dokud nebyla zaznamenána destabilizace půdní vody. Zcela shodně byl kropen experimentální okrsek osazený tenzometry a vlhkoměry a dva další okrsky nedotčené osazením přístrojů. Během experimentu byly registrovány tenzometrické tlaky, vlhkosti půdy, teplota vzduchu, globální radiace a evaporace z volné hladiny. Na konci experimentu byla zjištěna hloubka průniku vody na všech pěti okrscích.

VÝSLEDKY A DISKUSE Měřená četnost impulsů byla přepočtena, s ohledem na poločas rozpadu, ke startovnímu času experimentů. Z naměřených bodových údajů byly sestaveny hloubkové profily četnosti impulsů v pažnicích, časové průběhy četnosti impulsů v každé hloubce a pažnici, časové průběhy sumární četnosti impulsů ve všech pažnicích a hloubkách a časový průběh četnosti impulsů v celém půdním profilu do 100 cm hloubky. Dále byly údaje o sumární četnosti impulsů v půdě vztaženy ke kumulativní infiltraci vody do půdy. Na počátku měření obsahoval půdní profil obvyklé množství vody, nebyl ani přeschlý ani přesycený vodou. Tenzometrický tlak v povrchovém organickém horizontu byl –20 kPa, zatímco v hloubce 60 cm činil –60 kPa. Měření trvalo 7 dní až k dosažení zlomového okamžiku na stanovišti 3. Na stanovišti 2 nebylo zlomu mezi stabilizací a výtokem vody dosaženo. Na konci experimentu byla radioaktivní voda detekována v hloubce 50 cm, když bylo v půdě stabilizováno 61,2 mm infiltrované vody. Na stanovišti 3 byl zlomový bod dosažen a překročen. Ve zlomovém okamžiku byla radioaktivní voda v hloubce 60–80 cm, když vsáklo do půdy 74,1 mm vody. Na všech pěti okrscích bylo dosaženo velice podobné hloubky výrazného zvlhčení půdy 50–60 cm na konci experimentu. Na Obr. 1 je zřetelný ostrý zlom ve znázorněné závislosti sumární četnosti impulsů a kumulativní infiltrace na stanovišti 3. Od započetí měření až do tohoto zlomového bodu roste sumární četnost impulsů proporcionálně ke kumulativní infiltraci. Což značí, že veškerá infiltrovaná voda (obsahující radioaktivní stopovač, který se do ní dostal průsakem přes kontaminovaný půdní povrch) se stabilizovala v půdě v hloubce menší než 100 cm. Po překročení tohoto zlomového bodu už sumární četnost impulsů v půdě neroste, ačkoliv do ní vtéká další radioaktivní voda. Znamená to, že tato další voda se v půdě neudrží a protéká do podloží. Hloubkový profil četnosti impulsů v půdě na stanovišti 3 v okamžiku destabilizace vody ukazuje Obr. 2.

Obr. 1. Sumární četnost impulsů v půdě v závislosti na kumulativní infiltraci na stanovišti 3. Fig. 1. Total counting rate (counts per minute) in the soil profile vs. cumulative infiltration in the plot 3.

65

Obr. 2. Hloubkový profil četnosti impulsů v půdě na stanovišti 3 v okamžiku destabilizace vody (31–35 – označení přístupových pažnic). Fig. 2. Counting rate (counts per minute) vs. soil depth in the plot 3 at the moment of instability driven flow (31–35 – access tubes).

ZÁVĚR Podle práce TESAŘ et al. (1990) vsákne na stanovišti Liz asi 60 mm, aniž by došlo k takovému zaplnění půdy vodou, které vyvolá povrchový odtok. To je v dobrém souladu s objemem stabilizované vody 60–75 mm, jak ji ukazují infiltrační experimenty na lokalitě Zábrod – louka. Vzhledem k tomu, že na počátku diskutovaných infiltračních experimentů nebyl půdní profil proschlý tak, aby to znemožňovalo transpiraci, lze předpokládat, že retenční kapacita půdy je o něco větší než v experimentu stabilizovaných 60–75 mm. Tenzometrický monitoring vodního režimu půd ukazuje, že retenční kapacita půdy je na stanovištích Liz, Zábrod – pole a Zábrod – louka asi 60–90 mm (TESAŘ et al. 2001). Ve stejném rozmezí 60–90 mm se pohybuje retenční kapacita půd v Krkonoších, Jizerských horách a v Novobystřické pahorkatině (ELIÁŠ et al. 2002). Na všech zkoumaných lokalitách je půdní pokryv tvořen hnědými půdami horského nebo vysočinného typu, i když vzniklými na různých geologických substrátech. Můžeme proto uzavřít konstatováním, že retenční kapacita v rozmezí 60–90 mm je typická pro převládající půdní pokryv hor a vysočin. Nejspíše je to proto, že podobné klimatické a výškové podmínky vedou ke vzniku podobných půd (ELIÁŠ et al. 2002). Tím se také vysvětluje, proč deště o úhrnu nad 60 mm v podmínkách krystalinika vyvolávají zpravidla povodně.

LITERATURA CZELIS R. & SPITZ P., 2003: Retence vody v povodí při povodních [Retention of water in the catchments during floods]. Acta Hydrologica Slovaca, 4(2): 233–241 (in Czech). ELIÁŠ V., TESAŘ M., ŠÍR M. & SYROVÁTKA O., 2002: Stabilita a extremalizace hydrologického cyklu pramenných oblastí [Stability and extremalization of hydrologic cycle in head water areas]. In: Povodně: prognózy, vodní toky a krajina, PATERA A. (ed.) Fakulta stavební ČVUT v Praze a Česká vědeckotechnická vodohospodářská společnost, Praha, pp. 363–385 (in Czech). KUTÍLEK M., 1978: Vodohospodářská pedologie [Soil hydrology]. SNTL/ALFA, Praha, Bratislava, 296 pp. (in Czech). LICHNER Ľ., 1986: Solute movement observation in the field soils by means of radioactive tracers. Radioisotopy, 27(l): 7–19. ŠÍR M., TESAŘ M., LICHNER Ľ. & SYROVÁTKA O., 2000: In-situ measurement of oscillation phenomena in gravity-driven drainage. IHP-V, Technical Documents in Hydrology, 37: 250–255.

66

ŠÚTOR J. & ŠTEKAUEROVÁ V., 2003: Prahový jav odtoku vody zo zóny aerácie pôdy [Water outfow from the soil vadose zone as a treshold phenomena]. In: Hydrologie půdy v malém povodí, ŠÍR M. (ed.) Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Praha, pp. 97–102 (in Slovak). TESAŘ M., ŠÍR M. & KUBÍK F., 1990: Estimation of surface runoff using simulation of the soil water movement [Stanovení povrchového odtoku z přívalového deště obecného průběhu aplikací numerické simulace pohybu vody v zemině]. Vodní hospodářství, 4: 149–153. TESAŘ M., ŠÍR M., PRAŽÁK J. & LICHNER Ľ., 2004: Instability driven flow and runoff formation in a small catchment. Geologica Acta, 2(2): 147–156. 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(6): 355–375.

67