VLIV VEGETAČNÍHO POROSTU A JEHO ZMĚN NA VODNÍ REŽIM PŮD V PRAMENNÝCH OBLASTECH KRKONOŠ

TESAŘ M., ŠÍR M. & DVOŘÁK I. J. 2004: Vliv vegetačního porostu a jeho změn na vodní režim půd v pramenných oblastech Krkonoš. In: ŠTURSA J., MAZURSKI K. R., PALUCKI A. & POTOCKA J. (eds.), Geoekologické problémy Krkonoš. Sborn. Mez. Věd. Konf., Listopad 2003, Szklarska Poręba. Opera Corcontica, 41: 30–37.

VLIV VEGETAČNÍHO POROSTU A JEHO ZMĚN NA VODNÍ REŽIM PŮD V PRAMENNÝCH OBLASTECH KRKONOŠ Influence of vegetative cover changes on the soil water regime in head water areas in the Giant Mountains TESAŘ MIROSLAV1, ŠÍR MILOSLAV1 & DVOŘÁK IGOR JAN2 1

Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Pod Paťankou 5, 166 12 Praha 6, [email protected], [email protected] 2 Správa Krkonošského národního parku, Dobrovského 3, 543 11 Vrchlabí, [email protected] Popisován je vliv změn vegetačního krytu (trvalý travní porost, kleč, smrkový les) na vodní režim půdy a retenci vody v Modrém dole v Krkonoších. Monitorované plochy se liší vegetačním krytem (kleč, smrkový les, louka) a polohou (niva, svah). Je odhadována maximální retenční schopnost povodí (činí asi 70 mm) ve dvou kontrastních obdobích: při katastrofální povodni v srpnu 2002 a v období dlouhodobého sucha v srpnu 2003. Na základě měřených vlhkostí půdy pod porosty kleče, lesa a trávy se dovozuje, že změna porostu nezpůsobuje zásadní změnu vodního režimu půdy a povodí, pokud má vegetace dostatek vody pro transpiraci. Influence of vegetative cover changes on the soil water regime in the Modrý důl catch− ment in the Giant Mts. is studied. Monitored plots are covered by different vegetation (dwarf pine stand, spruce forest, meadow) and lie in different positions (valley, slope). Maximum retention capacity of the catchment is evaluated (about 70 mm) in two contrast periods: catastrophic flood in August 2002 and long−term drought in August 2003. Based on the soil moisture measurement in different stands, it is shown that the vegetative cover change does not influence the soil water regime if plants can transpirate. Klíčová slova: odtoková hydrologie, transpirace rostlin, vlhkost půdy, retence vody v povodí Keywords: runoff hydrology, plant transpiration, soil moisture, water retention in a catchment

ÚVOD Výzkum vazby mezi vegetačním pokryvem krajiny a oběhem vody a tepla v přírodě je předmětem dlouhodobé pozornosti hydrologů. V současné době se výzkum nasměroval do horských oblastí, a to pod tlakem série klimatických a hydrologických katastrof, jako byly povodně v letech 1997, 1998 a 2002 a sucha v letech 2000 a 2003. Kalamitní odlesnění českých a moravských hraničních hor způsobuje tak závažné ekologické škody, že už nelze spoléhat na hojivé síly přírody a je nutné přikročit k aktivní

30

obnově porostů. Avšak ani přes velmi důkladný výzkum v minulých letech nejsou k dispozici spolehlivé návody, jak postupovat při obnově porostů. Výzkum v minulých letech byl převážně motivován snahou o lepší poznání vodohospodářských funkcí lesních porostů, zdravých nebo imisně poškozených (CHLEBEK & al. 1988). Velká část postižených hor leží v chráněných krajinných oblastech nebo národních parcích, takže je diskutabilní, zda je možné užívat osvědčených lesnických postupů při kácení poškozeného lesa a zalesňování holin. Soudobý hydrologický výzkum usiluje o komplexní poznání role rostlin a půdy v hydrologickém cyklu pevnin. Výzkumné práce, zahrnující monitoring všech potřebných složek hydrologického cyklu, probíhají mj. na Šumavě (TESAŘ & al. 2001), v Krkonoších (TESAŘ & al. 2000), v Jizerských horách (TACHECÍ & al. 2003), v Beskydech (BÍBA & al. 2003), v Tatrách (KOSTKA & al. 2001). V tomto příspěvku se popisuje vliv různého vegetačního krytu na vodní režim půdy a retenci vody v povodí. Práce je založena na terénním monitoringu hydrologických a meteorologických dat na čtyřech experimentálních plochách v Modrém dole v Krkonoších. Plochy se liší vegetačním krytem (kleč, smrkový les, louka) a polohou (niva, svah). Pomocí součtových čar srážek a odtoků se odhaduje retenční schopnost povodí ve dvou kontrastních obdobích: při katastrofální povodni v srpnu 2002 a v období dlouhodobého sucha v srpnu 2003. Vliv porostů na vodní režim půdy je dokumentován pomocí měření vlhkosti půdy.

HYDROLOGICKÉ FUNKCE LESA V lesnické hydrologii v ČR se traduje názor, že lesy jsou zásobárnou vody. Současně panuje protichůdná představa, že lesy podstatně více transpirují než travní porost. Také se říká, že lesy výrazně více tlumí srážky při jejich transformaci na odtok z povodí než travní porosty. Věcný podklad těchto názorů není jasný, neboť ani velkoplošné kalamitní odlesnění horských oblastí ČR je nepotvrdilo. Poznamenejme, že dříve publikované zvýšení vodnosti povodí na Šumavě v důsledku odlesnění (TESAŘ & al. 1997) je omylem. Nebylo způsobeno odlesněním, ale globální klimatickou anomálií v letech 1992– 1996, kterou nejspíše vyvolal výbuch sopky na Filipínách v roce 1991 (HANSEN 1996, ELIÁŠ & al. 2002). Tento příklad chybné interpretace správných měření ukazuje, že veškerá měření vodního režimu musí být dlouhodobá a při jejich vyhodnocování je nutné počítat s vlivem mnoha dříve opomíjených faktorů (JAŘABÁČ & al. 1989). Zejména je třeba brát v úvahu kolísání klimatu, vodní režim půd a výměnu tepla mezi atmosférou a rostlinami. Dříve se až na výjimky neměřil vodní režim půd ani toky tepla, proto se dají jen nesnadno komentovat starší závěry o vlivu lesních porostů na srážko−odtokový vztah. Situaci komplikuje 50 let probíhající klimatická změna, která v posledním desetiletí nabyla charakteru výrazného globální oteplení (HOUGHTON 1998), v jehož důsledku dochází k dynamizaci klimatu. Průměrná roční teplota vzduchu ve volné krajině ČR se zvětšila za posledních 50 let asi o 1,4 °C (BODRI & al. 1997). Uvážíme−li, že pro naše území se udává výškový gradient průměrné teploty −0,66 °C na sto metrů vzestupu nadmořské výšky, znamená oteplení zdánlivý pokles celého území státu o asi 210 m. A tedy i posun hor do klimatického pásma odpovídajícího spíše vysočinám. Novému klimatu se přizpůsobuje flóra i fauna, jak o tom svědčí např. nález klíšťat v polohách o více jak 200 m vyšších, než tomu bylo dříve (MATERNA 2003). V důsledku toho můžeme jen s velkou opatrností interpretovat výsledky hydrologického výzkumu horského lesa v letech před nástupem oteplení. Týkaly se vlastně jiných klimatických poměrů, než jsou dnešní. Zároveň neumíme odhadnout, jak se bude klima vyvíjet v příštích 80 až 110 letech (KALVOVÁ & al. 1995), což je předpokládaná doba života nově zakládaných porostů. Už proto nelze při návrhu druhové skladby obnovovaných porostů automaticky doporučit konzervativní řešení – vysadit porosty druhově shodné s porosty odumřelými. Při úvahách o skladbě nových porostů je důležité respektovat také jejich hlavní hydrologickou funkci, to je retenci vody při transformaci deště (nebo tajícího sněhu) na odtok z povodí.

31

VODNÍ REŽIM PŮDY A POVODÍ V průběhu posledních šedesáti let se podstatně změnil názor na roli půdního pokryvu v generaci odtoku vody z povodí. V průkopnické práci (HORTON 1940) se předpokládalo, že rychlá reakce odtoku na srážku, charakteristická pro horské oblasti, je způsobena zejména povrchovým odtokem nevsáklé srážkové vody. Proto se vysvětlovaly odlišnosti v tvorbě odtoku nestejnou drsností povrchu půdy krytého různým vegetačním krytem. Výzkumné práce z posledních let ukázaly, že rychlý odtok vody z povodí může mít další příčiny. Byly nalezeny nejméně dva mechanismy rychlého transportu vody půdou. Je to perkolační proudění v hrubozrnné půdě, případně v jemnozrnné půdě s obsahem hydrofobních látek, nebo proudění v makropórech půdy (viz příspěvky ve sborníku ŠÍR & al. 2003). Oba mechanismy se uplatňují při tvorbě dešťového odtoku v horských podmínkách v ČR. V důsledku posunu názorů na roli půdy byl znovu doceněn význam retence vody v povodí (CZELIS & al. 2003). Střídavé plnění půdy srážkami, prázdnění transpirací a občasným výtokem do podložních vrstev vytváří děj, který se označuje jako vodní režim půd. Půda se chová jako pórovitá průtočná nádrž. Její hlavní hydrologickou charakteristikou je retenční kapacita, to je schopnost zadržovat vodu (TESAŘ & al. 2000). Tedy vyrovnávat v teplém období roku diference mezi nepravidelným přísunem srážkové vody a vcelku pravidelným odběrem vody na transpiraci. A celoročně vyrovnávat rozdíly mezi teplým obdobím, kdy vodu do půdy doplňuje déšť a mohutně spotřebovává transpirace, a studeným obdobím, kdy sněží, voda se proto do půdy nedoplňuje, ale zároveň se z půdy příliš neodčerpává transpirací. V teplém období roku, kdy se v hydrologickém cyklu výrazně projevuje transpirace, podstatnou roli ve vodním režimu půdy hrají rostliny. V teplých obdobích s malými nebo žádnými srážkami zpravidla nevytéká voda z půdy do horninového podloží. Voda z půdy je odebírána rostlinami pro potřeby transpirace. Tím se půdní nádrž prázdní. Což se projevuje zmenšováním vlhkosti půdy. Případné malé srážky jsou v půdě akumulovány. Voda v toku je tvořena výtokem z horninového podloží (tzv. základní odtok). V bezesrážkovém období základní odtok s rostoucím časem klesá. Při velké srážce se půda vodou rychle nasytí a přestane akumulovat vsakující srážkovou vodu. Voda pak z půdy vytéká do horninového podloží tak, že se vytváří objemově významné výtokové oscilace. Ty se na velkém povodí díky plošné heterogenitě srážek, půd a rostlinného krytu nekonají nikdy současně, takže jejich vliv na průtok v závěrovém profilu povodí není výrazný. Avšak na malém povodí je plošná synchronizace výtokových oscilací běžnou příčinou tvorby výrazných odtokových vln. Takto vzniklé odtokové vlny mají v horských podmínkách ostrý nástup, protože prosakující srážky nejsou utlumeny ani v půdě, ani v nepříliš dlouhém a zpravidla mělkém transportním kolektoru, tvořeném vysoce propustnými zvětralinami na skloněném, málo propustném skalním podloží.

EXPERIMENTÁLNÍ POVODÍ MODRÝ DŮL Ve východních Krkonoších se nachází povodí Modrý důl s nejvyšším bodem Studniční horou (1554 m n. m.). Geologické podloží je tvořeno horninami krystalinika: svory až fylity, ruly, amfibolity a místy kvarcity a erlány. Na jižním svahu Studniční hory jsou rozsáhlá kamenná moře a suťoviska tvořená převážně šedým muskovitickým svorem až fylitem, místy s kvarcitem. Podél toku Modrého potoka a místy i podél jeho přítoků jsou fluvialní až fluviodeluviální sedimenty, místy jsou vyvinuta v menší míře rašeliniště. Půdy jsou horské humusové a humusoželezité podzoly a nevyvinuté půdy s velmi mělkou humusovou vrstvou, ve spodní části dolu v blízkosti Modrého potoka jsou půdy hlubší (asi 60 cm). Klimatické podmínky Modrého dolu odpovídají charakteristikám chladné vlhké oblasti. Roční průměrný úhrn srážek činí 1200 až 1300 mm. V povodí Modrý potok jsou instalovány automatické monitorovací stanice na několika plochách v odlišných porostech – v trávě nad hranicí lesa, v kleči, v lese a v travním porostu v nivě. Průtok v uzávěrovém profilu povodí se měří kontinuálně. Na Stud− niční hoře, vrcholovém bodu povodí, se nachází automatická meteostanice. Popis území byl zkompilován dle práce (CHALOUPSKÝ 1989).

32

Charakteristika povodí Modrý důl Okres: Katastr: Zeměpisné souřadnice: Nadmořské výšky: Plocha povodí: Fyzickogeografické zařazení: Geomorfologická jednotka: Hydrologické číslo sledovaného vodního toku: Název toků od sledovaného k hlavnímu: Vegetační kryt a využití území: Geologická charakteristika: Půdní typ: Průměrná roční teplota vzduchu: Průměrná teplota vzduchu v lednu: Průměrná teplota vzduchu v červenci: Průměrný roční srážkový úhrn: Průměrný roční počet dnů sněhové pokrývky:

Trutnov Pec pod Sněžkou 15°42´ 49´´ východní délka 50°42´ 48´´ severní šířka 1010 až 1554 m n. m. 2,62 km2 Česká vysočina – hornatina Krkonoše 1−01−02−001 Modrý potok – Úpa – Labe les 62 %, travní porost 38 % krkonošsko−jizerské krystalinikum, svory velkoúpské skupiny s vložkami erlanů, skarnů, amfibolitů a mramorů podzol humuso−železitý, hnědá půda podzolová 2,9 °C −5,9 °C 12,1 °C 1261 mm 196

VÝSLEDKY A DISKUSE Na Obr. 1. a 3. je znázorněn průběh vlhkosti půdy v hloubce 15 cm v srpnu 2002 a 2003 na lokali− tách v Modrém dole. Vlhkosti nad 50 % jsou zkreslené v důsledku nelinearity vlhkostních čidel. Na obrázcích je zřetelné, jak vlhkost půdy v povrchovém horizontu reaguje na srážky. Odpovídající srážkové úhrny znázorňují Obr. 2. a 4. Nejvyšší vlhkost je pod klečovým porostem. Je to proto, že půda je zrašelinělá. Nejmenší vlhkost má půda pod lučním porostem (označeno jako louka), jak nad hranicí lesa, tak v nivě (označeno jako niva). Je to způsobeno malou retenční kapacitou převážně minerální a hrubě strukturní půdy. Zrašelinělá půda pod klečovým porostem dobře jímá vodu, takže i malá srážka se projevuje výrazným vzestupem vlhkosti půdy (Obr. 1.). Srpen roku 2003 byl nezvykle suchý. Na Obr. 3. je vidět, jak se s plynoucím časem vyčerpává půdní vlhkost až do srážky ve dnech 18. až 19. 8. Pokles půdní vlhkosti v 15 cm je na všech stanovištích zhruba stejný. Z čehož plyne, že různá vegetace transpirovala shodně. Stejný jev se opakuje po vsaku srážky, od 21. 8. do konce měsíce. Celková retence povodí je stanovena jako rozdíl kumulativních srážek a kumulativního odtoku závěrovým profilem toku (CZELIS & al. 2003). Na Obr. 4. je vyhodnocena maximální celková retence povodí při srážce ve dnech 18.až 19. 8.2003. V této srážkové epizodě činí maximální celková retence 50 mm, když srážkový úhrn v okamžiku maximální retence byl 60 mm. S velkou pravděpodobností nenastal povrchový odtok. Přebytečných 10 mm zřejmě proteklo půdou do podloží a podílelo se na vytvoření odtokové vlny v toku. Retenční kapacity povrchu půdy pokrytého vegetací proto nebylo využito. Srážka 60 mm je maximem, které ještě nezpůsobí povrchový odtok. V extrémně vodném měsíci srpnu 2002 (Obr. 1.) byla zaznamenána rekordní srážka ve dnech 10. až 14. 8. Maximální celkovou retenci povodí při této srážce lze odhadnout hodnotou 70 mm (Obr. 2.). V okamžiku maximální retence dosáhla srážka úhrnu 130 mm. Během srážky došlo k povrchovému odtoku, neboť byla vysoce překročena retenční kapacita povrchu půdy. Tu lze odhadnout jako rozdíl mezi maximální celkovou retencí při extrémní srážce a při maximální srážce, která nezpůsobí povrchový odtok, tedy hodnotou 20 mm.

33

Obr. 1. Vlhkost půdy v hloubce 15 cm na čtyřech stanovištích v povodí Modrý důl v srpnu 2002. Fig. 1. Soil moisture in the depth of 15 cm in four localities in the Modrý důl catchment during August 2002. Kleč = dwarf pine stand, les = forest, louka = meadow, niva = valley.

Obr. 2. Srážky a celková retence povodí Modrý důl v srpnu 2002. Fig. 2. Precipitation and water retention in the Modrý důl catchment during August 2002.

34

Obr. 3. Vlhkost půdy v hloubce 15 cm na čtyřech stanovištích v povodí Modrý důl v srpnu 2003. Fig. 3. Soil moisture in the depth of 15 cm in four localities in the Modrý důl catchment during August 2003. Kleč = dwarf pine stand, les = forest, louka = meadow, niva = valley.

Obr. 4. Srážky a celková retence povodí Modrý důl v srpnu 2003. Fig. 4. Precipitation and water retention in the Modrý důl catchment during August 2003.

35

ZÁVĚRY Závěrem je možno konstatovat, že dosavadní poznatky o vlivu vegetačního porostu a jeho změn na vodní režim půd a povodí v pramenných oblastech nejen Krkonoš, ale i Jizerských hor a Šumavy, potvrzují platnost závěrů dlouhodobých beskydských výzkumů, jak je uvádí práce (CHLEBEK & al. 1988): „Výzkum srážkově odtokových vztahů v beskydských experimentálních povodích poskytl poznatek, že postupné obnovní zásahy na méně jak 50 % plochy povodí roční odtoková množství neovlivnily. Teprve při překročení této plochy je možné pozorovat tendenci k mírnému zvýšení odtoků (...), ale o příčinách těchto změn zatím není možné jednoznačně rozhodnout. Pravděpodobné je vysvětlení, že potlačení (...) výparů ve prospěch odtoku vody nastává, je−li nárazově postižen celý ekosystém. Při postupné obnově porostů se může dlouhodobě uplatňovat přírodní kompenzační tendence podporující stálost vodní komponenty lesního prostředí. Praktické důsledky tohoto zjištění bude možné promítnout do strategie lesního i vodního hospoddářství, jakmile budou dalším výzkumem potvrzeny.“ Je třeba zdůraznit, že závěr o nezávislosti vodního režimu půd na druhovém složení vegetářního krytu neplatí v suchých podmínkách, které jsou extrémní z hlediska růstu rostlin. V nich se totiž výrazně projevují mezidruhové odlišnosti ve vodním provozu rostlin. Ukazují to studie vodního režimu v subtropickém klimatu, kde je nedostatek vody limitujícím faktorem růstu rostlin (SCOTT & al. 1997). Při extrémních srážkách o úhrnu nad 60 mm, které způsobují povrchový odtok, retence vody na povrchu půdy krytém vegetací silně závisí na typu porostu krajiny a jeho vývojovém stádiu (CZELIS & al. 2003, PRUDKÝ 2003), což ovlivňuje zejména vzestupnou větev hydrogramu odtoku (KUŘÍK 2000). V případě Modrého dolu tak může být typem vegetace ovlivněno asi 20 mm retence z maximální celkové retence 70 mm. Monitoring vodního a teplotního režimu poskytuje údaje prokazující, že homeostatickým mecha− nismem je transpirace rostlin ve vegetační sezóně. Z toho vyplývá, že v podmínkách, kdy se nemění plocha transpirující vegetace, se nemění ani vodní režim povodí. A to vcelku nezávisle na druhovém složení vegetačního krytu. To je zřejmě důvodem, proč ani velkoplošné kalamitní odlesnění hraničních hor ČR nezpůsobilo vodohospodářskou katastrofu. Na odlesněných plochách narostla náhradní bylinná a keřová vegetace, která převzala vodohospodářskou funkci mrtvých nebo vytěžených stromů. Tato příznivá skutečnost znamená, že obnovu porostů není nutné uspěchat. Je vhodné pokračovat v započatém monitoringu a souběžně se pokoušet o novou výsadbu porostů takového druhového složení, aby porosty odolaly rozvíjející se klimatické změně – oteplení.

SOUHRN POZNATKŮ Maximální retenční kapacita povodí Modrý důl v Krkonoších činí 70 mm, z toho 20 mm je retenční kapacita povrchu půdy krytého vegetací. Maximální srážka, která ještě nezpůsobí povrchový odtok je asi 60 mm. Různé vegetační kryty (kleč, smrkový les, louka) transpirují velice podobně, pokud mají dostatek vody v půdě. Poděkování Tento příspěvek vznikl s podporou MŽP České republiky (VaV 610/3/00).

LITERATURA BÍBA M., CHLEBEK A. & JAŘABÁČ M. 2003: Účinky lesních půd v ochraně proti povodním. In: ŠÍR & al. 2003, p. 137–140. BODRI L. & ČERMÁK V. 1997: Climate changes of the last two millenia inferred from borehole temperatures: results from the Czech Republic – Part II. Global and Planetary Change 14: 163–173.

36

CZELIS R. & SPITZ P. 2003: Retence vody v povodí při povodních. Acta Hydrologica Slovaca, 4 (2): 233–241. CZERWIŃSKI J., DUBICKI A., GLOWICKI B., KRZACZKOWSKI P. & KONDAL K. 1995: Wysokogórskie obserwatorium meteorologiczne na Sniezce, Biblioteka monitoringu srodowiska, Wrocław. ELIÁŠ V., TESAŘ M., ŠÍR M. & SYROVÁTKA O. 2002: Stabilita a extremalizace hydrologického cyklu pramenných oblastí. In: PATERA A., VÁŠKA J., ZEZULÁK J. & ELIÁŠ V. (eds.), Povodně: prognózy, vodní toky a krajina. p. 363–385, Fakulta stavební ČVUT v Praze a Česká vědeckotechnická vodohospodářská společnost. HANSEN & al. 1996: A Pinatubo climate modeling investigation. In: FIOCCA G. & al. (eds.), The Mount Pinatubo eruption: Effects on the atmosphere and climate. p. 233–272, NATO ASI Series Vol. I 42, Springer−Verlag, Heidelberg. HORTON R. E. 1940: An approach towards a physicall interpretation of infiltration capacity. Soil Sci. Soc. Am. Proc. 5: 399–417. HOUGHTON J. 1998: Globální oteplování. Academia, Praha. CHALOUPSKÝ J. 1989: Geologie Krkonoš a Jizerských hor. UÚG, Praha. CHLEBEK A. & JAŘABÁČ M. 1988: Důsledky porostních obnov na odtok vody z beskydských experimentálních povodí. Zprávy lesnického výzkumu 4: 7–12. JAŘABÁČ M. & CHLEBEK A. 1989: Metodické náměty k měření v experimentálních povodích. Zprávy lesnického výzkumu 1: 13–17. KALVOVÁ J. & al. 1995: Scénáře změny klimatu pro Českou republiku. Národní klimatický program – Česká republika, sešit 17. ČHMÚ, Praha. KOSTKA Z. & HOLKO L. 2001: Soil moisture and runoff generation in small mountain basin. Publication of the Slovak Committee for Hydrology No. 2., Bratislava. KUŘÍK P. 2000: Vliv lesních porostů na extrémní průtoky. Zprávy lesnického výzkumu 45 (2): 33–37. MATERNA J. 2003: Sledování výškového rozšíření klíštěte obecného (Ixodes ricinus) na území KRNAP. In: ŠTURSA J. & MARKOVÁ J. (eds.), Ročenka Správy Krkonošského národního parku 2002. p. 62–64. PRUDKÝ J. 2003: Analýza přirozené retence vody v povodí řeky Opavy při povodni v červenci 1997. Acta Hydrologica Slovaca 4 (2): 248–254. SCOTT D. F. & LESCH W. 1997: Streamflow responses to afforestation with Eucalyptus grandis and Pinus patula and to felling in the Mokobulaan experimental catchments, South Africa. J. Hydrol. 199: 360–377. ŠÍR M., LICHNER Ľ. & TESAŘ M. 2003 (eds.), Hydrologie půdy v malém povodí. Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Praha. TACHECÍ P. & ŠANDA M. 2003: Dynamika půdní vody na svazích povodí Uhlířská. In: ŠÍR & al. 2003, p. 111–118. TESAŘ M., BUCHTELE J. & ŠÍR M. 1997: Influence of the effect of deforestation on the formation of runoff from the watershed. IHP V, Technical Documents in Hydrology 8: 164–173. TESAŘ M., ŠÍR M., SYROVÁTKA O. & DVOŘÁK I. J. 2000: Vodní bilance půdního profilu v pramenné oblasti Labe – Krkonoše. Opera Corcontica 37: 127–142. TESAŘ M., ŠÍR M., SYROVÁTKA O., PRAŽÁK J., LICHNER Ľ. & KUBÍK. F. 2001: Soil water regime in head water regions – observation, assessment and modelling. J. Hydrol. Hydromech. 49 (6): 355–375.

37