UNIVERZITA KARLOVA V PRAZE Přírodovědecká fakulta katedra fyzické geografie a geoekologie
VLIV VÝVRATOVÝCH DISTURBANCÍ NA PŮDNÍ CHARAKTERISTIKY VYBRANÝCH PRAMENNÝCH OBLASTÍ ŠUMAVY
Bakalářská práce
Julie Halešová
Praha 2014
Vedoucí bakalářské práce: RNDr. Luděk Šefrna, CSc.
Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci napsala samostatně a že jsem uvedla všechny použité informační zdroje a literaturu. Jsem si vědoma toho, že případné použití výsledků, získaných v této práci, mimo Univerzitu Karlovu v Praze je možné pouze po písemném souhlasu této univerzity. Svoluji k zapůjčení této práce pro studijní účely a souhlasím s tím, aby byla řádně vedena v evidenci vypůjčovatelů.
V Praze dne 7. srpna 2014
........................................................... Julie Halešová
Poděkování Zde bych chtěla poděkovat za cenné připomínky, rady a trpělivost vedoucímu práce RNDr. Luďku Šefrnovi, CSc. Velmi také děkuji Mgr. Lukáši Vlčkovi za pomoc se zpracováním vzorků. V neposlední řadě děkuji také své rodině za podporu v průběhu celého studia.
Vliv vývratových disturbancí na půdní charakteristiky vybraných pramenných oblastí Šumavy Abstrakt Disturbance jsou narušení vývoje ekosystému nebo krajiny. Vývraty jsou jedním z druhů disturbancí vyskytující se v lesích po celém světě. Cílem této práce je shrnutí informací o disturbancích. Praktická část se zabývá změnami vybraných fyzikálních a chemických vlastností půdy po vývratové činnosti v povodí Rokytky v Národním parku Šumava. Zkoumanými vlastnostmi jsou zrnitost, půdní reakce, barva a vlhkostní charakteristiky. Výsledky prokázaly významný vliv vývratové činnosti a rozdíly mezi depresemi a elevacemi. Zřetelný je i vliv na uspořádání půdních horizontů po vývratu. Díky svrchnímu rašelinnému horizontu lze předpokládat výraznou retenci vody, netypickou pro místní půdy. Klíčová slova: disturbance, vývrat, půda, deprese, elevace.
The influence of windthrow disturbance on soil characteristics in chosen river source areas of Šumava mountains Abstract The aim of this thesis is to summarize informations about disturbance of development of the ecosystem or landscape. One of the many types of disturbances is windthrow, which can be seen in forests all around the world. The practical part of my work had its place in the Šumava National park, Rokytka basin, where changes in the physical and chemical characteristics of soil after windthrows were studied. Those characteristics are soil texture, soil reaction, colour and moisture. According to our results, there is a significant influence of windthrow on soil characteristics and also differences between pits and mounds. There is a clear impact on soil horizons too. A strong water retention can be expected due to the topmost peat horizon, which is not typical feature of lokal soil. Key words: disturbance, windthrow, soil, pit, mound.
OBSAH 1 ÚVOD ............................................................................................................................ 8 2 DISTURBANCE ............................................................................................................. 9 2.1 Pedoturbace .......................................................................................................... 13 2.1.1 Vývraty ............................................................................................................ 14 2.1.1.1 Vznik a vývoj ............................................................................................. 15 2.1.1.2 Působení bioty .......................................................................................... 18 2.1.1.3 Datování vývratů ....................................................................................... 19 3 MATERIÁL A METODY ............................................................................................... 22 3.1 Zájmové povodí ..................................................................................................... 22 3.1.1 Geologické podmínky ...................................................................................... 24 3.2.1 Geomorfologické podmínky ............................................................................. 24 3.3.1 Klimatické poměry ........................................................................................... 25 3.4.1 Vegetace ......................................................................................................... 25 3.5.1 Hydrologické poměry ....................................................................................... 26 3.6.1 Pedologické poměry ........................................................................................ 26 3.2 Vybrané půdní vlastnosti ........................................................................................ 27 3.2.1 Zrnitost ............................................................................................................ 27 3.2.1.1 Skeletovitost ............................................................................................. 29 3.2.2 Půdní reakce ................................................................................................... 30 3.2.3 Barva ............................................................................................................... 31 3.2.3 Vlhkostní charakteristiky .................................................................................. 32 4 VÝSLEDKY A DISKUZE .............................................................................................. 33 4.1 Zrnitost................................................................................................................... 38 4.1.1 Skeletovitost .................................................................................................... 46 4.2 Půdní reakce.......................................................................................................... 46 4.3 Barva ..................................................................................................................... 47 4.4 Vlhkostní charakteristiky ........................................................................................ 51 5 ZÁVĚR ......................................................................................................................... 53 6 POUŽITÁ LITERATURA .............................................................................................. 54
5
SEZNAM OBRÁZKŮ Obr. 1: Frekvence disturbancí v čase a v prostoru........................................................... 10 Obr. 2: Synergie a separace jednotlivých druhů disturbancí ............................................ 10 Obr. 3: Závislost výskytu lýkožrouta smrkového na výskytu vichřic ................................. 12 Obr. 4: Vývoj lesa bez disturbancí ................................................................................... 12 Obr. 5: Vývoj lesa po častých silných disturbancích ........................................................ 13 Obr. 6: Vývoj lesa po občasných slabých disturbancích .................................................. 13 Obr. 7: Vyvrácení ve strmém svahu a následné přeskupení půdních horizontů ............... 17 Obr. 8: Proces vyvrácení a vytváření reliéfu s depresí a elevací...................................... 17 Obr. 9: Počet depresí a elevací na hektar a distribuce depresí a elevací na hektar podle věku................................................................................................................... 21 Obr. 10: Distribuce stromů různých věkových tříd na elevacích a depresích v závislosti a stáří depresí a elevací na hektar ..................................................................... 21 Obr. 11: Mapa sledované oblasti ..................................................................................... 22 Obr. 12: Sledovaná lokalita a čerstvé vývraty .................................................................. 23 Obr. 13: Postup práce při popisu výkopů ......................................................................... 23 Obr. 14: Trojúhelníkový diagram zrnitosti půd ................................................................. 29 Obr. 15: Schéma profilů 1EI a 1DI ................................................................................... 33 Obr. 16: Profil 1EI ............................................................................................................ 34 Obr. 17: Profil 1DI ........................................................................................................... 34 Obr. 18: Schéma profilů 2DI, 2DII a 2DIII ........................................................................ 35 Obr. 19: Profil 2DII........................................................................................................... 36 Obr. 20: Schéma profilů 2EI a 2EII .................................................................................. 37 Obr. 21: Procentuální rozložení frakcí v rámci jednotlivých zrnitostních kategorií ............ 40 Obr. 22: Určení půdního druhu pomocí trojúhelníkového diagramu ................................. 41 Obr. 23: Zrnitost – svrchní humozní horizonty ................................................................. 42 Obr. 24: Zrnitost – organominerální povrchové horizonty ................................................ 43 Obr. 25: Zrnitost – podpovrchové horizonty ..................................................................... 44 Obr. 26: Zrnitost – vybělený horizont ............................................................................... 45 Obr. 27: Preparáty pro hodnocení barevnosti půdy ......................................................... 47 Obr. 28: Vzorek – barva: 2DIIT - 2,5Y/1, 2DIIIT - 2,5Y/1 ................................................ 48 Obr. 29: Vzorek – barva: 2DIIIA - 5YR 3/4, 2DIA - 2,5Y/1, 2DIIA - 5YR 3/2, 2EIA - 5YR 3/2..... 49 Obr. 30: Vzorek – barva: 2DIIBhs - 10YR 4/6, 2DIBs - 7,5YR 4/6, 2DIIIB/C - 10YR 4/4, 2EI15 - 5YR 3/4 ................................................................................................. 50 Obr. 31: Vzorek – barva: 2EIE - 10YR 5/2 ....................................................................... 51 6
SEZNAM TABULEK Tab. 1: Zrnitostní frakce jednotlivých klasifikačních systémů (mm). ................................. 28 Tab. 2: Novákova klasifikace půdních druhů ................................................................... 28 Tab. 3: Hodnocení skeletovitosti...................................................................................... 30 Tab. 4: Dělení půd podle reakce...................................................................................... 30 Tab. 5: Zastoupení jednotlivých částic v půdním vzorku (%) ........................................... 39 Tab. 6: Obsah skeletu v půdním vzorku (%) .................................................................... 46 Tab. 7: Půdní reakce vzorku............................................................................................ 47 Tab. 8: Vlhkostní charakteristiky vzorků .......................................................................... 52
7
1 ÚVOD Přirozená disturbance, jako výrazný činitel modelace krajiny je často opomíjen, jeho vliv je však nezanedbatelný. Náhlé klimatické změny i periodické výkyvy jsou nedílnou součástí přírodních procesů. Konkrétně vývratová činnost, probíhající na všech zalesněných kontinentech, může být v průmyslových oblastech problémem, který je ve většině případů co nejrychleji odstraněn. Přírodní krajina má však také své metody jak se s těmito náhlými narušeními vyrovnat a nakonec je využít ve svůj prospěch. Faktory, které ovlivňují genezi a dynamiku přírodních lesů je složitější, než se dříve předpokládalo. Problém vývratů byl zkoumán z několika úrovní, krajiny, lesního společenství, či konkrétního ekosystému (Ulanova, 2000). Ovšem průzkumů vlivu vývratové činnosti na konkrétní půdní charakteristiky není mnoho. Během postupného rozpadu se role vývratů v lesní dynamice mění, ale tyto procesy nebyly dosud podrobně zkoumány (Šamonil, 2013). Není zatím také zcela jasné, jestli mají vývraty i nějaké degradační účinky (Schaetzl a kol., 1990). Remodelace reliéfu vývratovými disturbancemi má přímý vliv i na podíl a rychlost infiltrace vody do půdy. Toto je velmi důležitý faktor pro hospodaření s vodou a modelaci výjimečných událostí. Disturbance mění typické uspořádání půdních horizontů a tím také zrnitostní charakteristiky celého půdního profilu v případě, že horizonty jsou vytvořeny redistribucí půdních částic jako u luviace. Další zkoumané charakteristiky, jako okamžitá objemová vlhkost a hmotnostní vlhkost závisí jak na zrnitostním složení, tak na vertikální poloze vzorku v profilu. Barvu můžeme určit jako základní vizuálně zkoumanou vlastnost, na které je konkrétně vývratová činnost v minulost viditelná až stovky let. V práci vytyčila dva hlavní jsem si cíle: Jak se mění fyzikální a chemické vlastnosti v rámci elevace a deprese a jaký to může mít vliv na retenci vody? Jaký vliv má vývratová činnost na uspořádání půdních horizontů v nově vytvořené elevaci a depresi?
8
2 DISTURBANCE Frelich (2002) říká, že disturbance je základní hybnou silou v přirozeném vývoji lesa. Bengtsson a kol. (2000) zase popisuje disturbanci jako náhlou událost nebo děj, díky kterému se mění vnitřní vztahy v ekosystému. Disturbance je narušení vývoje ekosystému, popřípadě celé krajiny (Matějček, 2007). Tato časově ohraničená událost ovlivňuje početnost některých jedinců, ale naopak umožňuje rozvoj jiných druhů. Náhlá změna místních podmínek může vést k vyhynutí většinou pouze jedinců z druhu, ale vznik nových podmínek může být příznivý pro rozvoj dalších druhů. V přírodní krajině narušuje klimaxové společenstvo a opětovně iniciuje sukcesní vývoj. Obvykle nezasáhne celý ekosystém ve stejnou dobu, ale vytváří plošky (patches), na nichž následně probíhá nová kolonizace (Begon a kol., 1997). Disturbance vytváří zvláštní biotopy, které jsou důležité pro biologickou rozmanitost (např. pro r-stratégy). Disturbance mohou být způsobeny jak abiotickými (vítr, zemětřesení, oheň atd.), tak biotickými (přemnožení škůdců) činiteli. Nebo také antropogenně (těžba, kácení). Disturbanční činitel ovlivňuje typ disturbance, jejich frekvenci, intenzitu a plošný rozsah. Krajinná heterogenita působí obvykle proti šíření disturbancí, propojenost v krajině naopak
(Lipský,
makrobiotických
1998).
Dalším
podmínek,
faktorem
vegetace
a
ovlivňujícím
terénu.
disturbance
Disturbance
je
interakce
nepůsobí
v krajině
rovnoměrně, a proto vytváří složité heterogenní uspořádání. Na přírodní společenstvo zpravidla působí více než jeden typ disturbancí. Jednotlivé
typy
disturbancí
mají
charakteristický
prostorový
a
časový
rámec
(Šamonil, 2010b). Disturbanční režim je dynamický proces v prostoru a čase, z hlediska dlouhého časového horizontu (obr. 1). Podílí se na dynamice společenstva. Šamonil (2010b) uvádí několik charakteristik, které určují disturbanční režim. Distribuce (rozšíření, rozložení) v prostoru včetně vazby k topografii.
Frekvence – počet událostí v časové periodě.
Čas návratu – inverzní údaj k frekvenci.
Rotační perioda – doba potřebná k disturbanci celého území odpovídající velikostí studijní ploše.
Velikost disturbance – disturbovaná plocha.
Intenzita – síla události na plochu v čase.
Tvrdost – dopad na společenstvo a organismy.
9
Obr. 1: Frekvence disturbancí v čase a v prostoru (zdroj: Bengtsson 2002) Dva pojmy, které určují vztah mezi jednotlivými typy disturbancí. Synergie neboli spolupůsobení s další disturbancí. Naopak separace, která vylučuje koexistenci některých disturbancí, např. požáry a přemnožení škůdců (obr. 2)
Škůdci
Nepřímý vliv
Přímý vliv člověka
člověka
(těžba, úprava druhové skladby…))
Ovlivnění větrem
(imise…)
Požáry Ovlivnění vodou
Obr. 2: Synergie a separace jednotlivých druhů disturbancí (podle Šamonil 2010b)
10
Disturbance
většinou
působí
po
krátkou
dobu.
Podle
délky
působení
(Šamonil, 2010b):
hodiny až dny – hurikány a větné bouře
hodiny až měsíce – požáry
hodiny až týdny – povodně
dny až týdny – sopečné erupce.
Lipský (1998) uvádí také rozdělení disturbancí na:
epizodickou, jež je typická pro přírodní krajinu
chronickou, opakovanou s vysokou intenzitou a frekvencí, jež je typická pro kulturní krajinu.
V minulosti se vliv disturbancí na dynamiku lesa často nebral v úvahu. Dnes mnoho studií dokazuje, že právě disturbance mají často rozhodující vliv na dynamiku les a krajiny. V temperátních lesích střední Evropy jsou nejdůležitějšími disturbančními faktory vítr a hmyz. Dobrovolný a kol. (2003) uvádí, že vichřice se na našem území vyskytovaly relativně často, ale kolísala jejich frekvence. Konkrétně na Šumavě se skoro v každém století vyskytovala vichřice, která dosahovala vysoké intenzity a byla schopná narušit lesní porosty na velkých plochách (Brázdil a kol., 2005). Podle studie MunichRe (2002) se v oblasti na hranici mezi Německem, Rakouskem a Českou republikou vyskytne vichřice s rychlostí 120 – 160 km.h-1 jednou za 100 let. Pokud tedy budeme předpokládat, že se vichřice na našem území vyskytuje nepravidelně, ale pravděpodobně jednou za 100 – 300 let, jaký vliv může mít na dynamiku lesa,
především
na
úrovni
krajiny?
V případě
Šumavy,
vysokohorského
lesa
s převládajícím smrkovým porostem Okland a kol. (2006) poukazuje na další významný faktor, lýkožrouta smrkového (Ips typographus) (obr. 3). Podle jejich studie existuje silná závislost mezi populační dynamikou lýkožrouta a výskytem vichřic. Disturbované stromy (vyvrácené, zlámané) jsou zdrojem potravy pro lýkožrouta a tím se zvyšuje i jeho populace. Po překročení prahových hodnot je lýkožrout schopný atakovat i živý porost a tím zvětšit původně vichřicí zasažené území. Takto oslabené stromy jsou náchylnější ke vnějším vlivům a důsledky i slabších větrů mohou být příčinou k dalších disturbancí. Naopak Bouget a kol. (2004) ve své rešeršní práci říkají, že není jediný výzkum, ve kterém jo možné důvěryhodně prokázat pozitivní korelaci mezi množstvím poškozeného dřeva a expanzí dřevokazného hmyzu.
11
Obr. 3: Závislost výskytu lýkožrouta smrkového na výskytu vichřic (zdroj: Okland a kol. 2006) Vývoj porostu po disturbanci, díky které byla odstraněna většina hlavního stromového patra, rozděluje Svoboda (2008) na několik vývojových fází v rámci sekundární sukcese. Když není smrkový porost narušen další disturbancí, může se za několik století dostat do tzv. pralesovité fáze (obr. 4). Pokud předpokládáme, díky výše uvedeným informacím, že disturbance zasahují území s frekvencí 100 – 200 let, není pravděpodobně možné, aby porost dosáhl pralesovité fáze, nebo jen na plošně omezeném území (obr. 5). Kdyby ale byla frekvence a intenzita disturbancí nižší, podíl pralesovitého porostu by byl pravděpodobně vyšší (obr. 6).
Obr. 4: Vývoj lesa bez disturbancí (zdroj: Svoboda 2008)
12
Obr. 5: Vývoj lesa po častých silných disturbancích (zdroj: Svoboda 2008)
Obr. 6: Vývoj lesa po občasných slabých disturbancích (zdroj: Svoboda 2008)
2.1 Pedoturbace Šarapatka (2014) uvádí, že pedoturbace je „proces reorganizace vnitřní stavby půd“. Němeček a kol. (1990) vysvětluje pedoturbace jako „biologické a fyzikální promísení půdní hmoty“. Proces je podmíněn působením vnějších činitelů, edafonu a změnami tlakových a objemových charakteristik.
13
Předchozí charakteristiky sjednocuje definice: „Pedoturbace jsou výsledkem pohybu půdní masy v důsledku činnosti půdních organismů (hlavně edafonu) - bioturbace, objemových a takových změn a jevů při mrznutí a tání, bobtnání a smršťování – hydroturbace
a
kryoturbace
a
zpracování
půdy
-
technoturbace
(Jorgerius, 1970 in Němeček a kol., 1990). V čase se takto promísený profil homogenizuje (Duchaufour, 1997), ale některé znaky, např. barva přetrvávají.
2.1.1 Vývraty Vývrat bývá ve většině případů způsoben primárně exogenními faktory, endogenní faktory jen napomáhají k jejich četnosti (Schaetzl a kol., 1989). Velkou roli také samozřejmě hraje region se specifickými klimatickými, geologickými a topografickými podmínkami a také biotickými podmínkami (Šamonil a kol., 2013). Časová periodicita, jako poslední klíčový faktor, se však díky své nepředvídatelnosti vyjímá všem ostatním (Šamonil, 2014b). Unikátní ekologické, erozní a sedimentační podmínky vývratovišť hrají jedinečnou roli v ekologii lesa. Zvyšují rozmanitost organismů a společenstev (Šamonil a kol., 2008), variabilitu přírodních procesů, včetně tvorby půdy (Šamonil 2010a). Narušování vývraty výrazně přispívá ke strukturální bohatosti lesních ekosystémů. Období narušení větrem bylo častější než období klidu (Schaetzl a kol., 1989). Johnsson a kol. (1993) uvádí čtyři pozitivní důsledky vývratových disturbancí: vytváří světelné mezery v korunách stromů, zvyšují živinovou dostupnost, poskytují dřevo a vytváří charakteristickou pit – mound topografii. Ulanova (2000) přidává další: zvyšují strukturální složitost mikroreliéfu; zvyšují teplotní variabilitu a variabilitu obsahu půdní vody na malém území, vytváří prostor pro rostlinnou kolonizaci; zvyšují možnost zvýšení počtu druhů raných sekcesních fází, především náročných na světlo; vedou ke zvýšení stability druhů veškerého stáří, od semenáčků až k dospělým jedincům; zvyšují genetickou variabilitu, populace jsou omlazovány pomocí semen a spor, což se považuje jako důležitý faktor životaschopnosti populace. Neméně zanedbatelný je vliv člověka. Přirozená vývratoviště můžeme prakticky pozorovat jen v prvních – bezzásahových zónách národních parků, např. na Šumavě. Naopak
v obhospodařovaných
lesích
jsou
vývraty
nežádoucí,
častější
pak
v monokulturách, kde je už pak diskutovatelná otázka přirozenosti. V hospodářských lesích se povývratová
dynamika diametrálně
liší od
vývoje v přírodním
lese.
V hospodářských lesích je vývoj půdy silně ovlivněn těžbou dřeva, výsadbou stromů, mechanickou úpravou půdy nebo cílenou změnou druhového složení porostu. Avšak i v bezzásahových zónách jsou v půdě, morfologii a dalších složkách vidět dopady 14
minulých generací. Tímto lze tedy odvodit, že ani dnes úplně bezzásahová, nejvýše chráněná zóna národního parku není úplně přírodní krajinou. Šamonil (2014a) na vývratu rozlišuje depresi, jámu (pit) a elevaci, val (mound). Ekologické podmínky vývratovišť se značně liší od nenarušených míst. Elevace jsou obecně sušší, mají vyšší teplotu, více se pohybují, přijímají více slunečního záření (Šebková a kol., 2012) a vlhkost je až o desítky procent nižší než v depresích (Šamonil, 2014a). 2.1.1.1 Vznik a vývoj Plochy disturbované vývraty pokrývají třetinu povrchu planety (Schaetzl, 1990). Avšak poměr pit – mound mikroreliéfu není v rámci světa rovnoměrný. V Evropě je tento reliéf zastoupený 8 – 15%. V rámci ostatního světa je toto číslo mnohokrát vyšší, až 90%, např. jižní Sibiř (Šebková a kol., 2012). Rychlost zasedimentování deprese se liší, ve středoevropských lesích s převahou buku je rychlost 0,05 – 0,28 cm za rok, v tajze (Michigan) je rychlost
0,07 – 1,4 cm za
rok (Šamonil a kol., 2013). V tropických oblastech je rychlejší eroze způsobena přívalovými dešti a následným odtokem po holé půdě (Schaetzl a kol., 1990). Ještě pro představu pár konkrétních čísel, které uvádí Šebková (2012) ve svém článku. Na hektaru se nacházelo 121 depresí a elevací. Elevace pokrývaly 8,5% plochy a deprese 3,7% plochy. Velikost mikroreliéfu s jednou elevací a jednou depresí byl v průměru 9,92 m2 rozsáhlý. Schaetzl a kol. (1990) zmiňuje několik faktorů ovlivňující hustotu a velikost vývratů v mikroreliéfu: mocnost hrabanky, kořenová stavba, sklon, vegetační historie a půdní struktura. Mikroreliéf, ve kterém se nachází vývraty, se značně pedogeneticky liší od nezasaženého (Ulanova, 2000). Silné disturbance jsou jasně rozeznatelné v různých půdních jednotkách, avšak slabší, plošně omezené jsou interpretovatelné pouze individuálně, proto se nezahrnují do historických přehledů (Šamonil, 2014a). Systematické narušování půdních jednotek vede ke zvyšování pedodiverzity (Šamonil, 2014a). Lze předpokládat, že vývraty významně ovlivňují rychlost i lineární trajektorii pedogenetických procesů (Šamonil, a kol. 2010a). Větší hustota vývratů pravděpodobně vede ke zkrácení období mezi vývratovými událostmi (Šamonil a kol., 2013). Vzhledem k vývratové náhodnosti lze předpokládat místa, která nebyla narušena po celou dobu holocénu. Narušení jednotlivých půdních jednotek jednotlivými stromy je ovlivněno místní trajektorií pedogeneze. Nejzřetelnější interakci mezi půdou a stromem je možné pozorovat v glejových půdách (Šamonil, 2014a). Převrácený půdní profil v místě vývratu vykazuje vznik C substrátového horizontu v rámci celého profilu (Šamonil a kol., 2013). 15
V depresích se hromadí voda při odtoku. Pod vrstvou sněhu mohou být půdní procesy aktivní i během zimy (Šebková a kol., 2012). V depresích je půda méně provzdušňovaná a podlého dlouhodobějšímu zamrzání (Schaetzl a kol., 1989). Vývoj půdy v depresích je obvykle složitý, často nelineární nebo dokonce retrográdní (Šamonil a kol., 2010a). Vzhledem k odlišným mikroklimatickým, sedimentárním a erozním podmínkám je vývoj organických horizontů na elevacích zpožděn o mnoho let, ve srovnání s depresemi, kde se obvykle hromadí množství organického materiálu (Šebková a kol., 2012). Hrubě zrnitý materiál elevace přestavuje unikátní mikroklima se specifickými erozními podmínkami. Utvářejí se zde i nové spodické horizonty, které je možné najít i v depresi (Šamonil, 2014a). V elevacích je také možné pozorovat nižší obsah živin než v depresích (Schaetzl a kol., 1989). To je pravděpodobně způsobeno nahromaděním horizontů s nižším obsahem živin a minerálně bohaté hlouběji položené horizonty zůstávání na svých místech, depresích. Inverze nebo přímo převrácení půdních horizontů při vývratu je běžnější na strmých
svazích.
To
vede
k vytváření
vyšších
elevací
a
hlubších
depresí
(Schaetzl a kol., 1990), ovšem zase silněji působí svahové procesy a vyrovnání nemusí trvat stejně dlouho, jako v nesvažitém reliéfu (Schaetzl a kol., 1990). Snižování elevací a erozní procesy jsou způsobeny především větrem, vodou, mrazem, půdním typem, creepem, hrabáním zvířat a rozkladem organického materiálu (Schaetzl a kol., 1990). Životnost elevace je zajisté také dána počáteční velikostí (Schaetzl a kol., 1990). Velký výškový
rozdíl
mezi
depresí
a elevací
potřebuje
více
času
na
vyrovnání
(Schaetzl a kol., 1990). Inverze půdního profilu se odehrává na svazích strmějších než 30% (obr. 7), následný rozklad kmene a kořenů a opadání půdy z kořenů (obr. 8). Organický horizont O označuje kontakt mezi nenarušenou (pohřbenou) půdou a inverzně opadanou půdou z kořenů.
16
Obr. 7: Vyvrácení ve strmém svahu a následné přeskupení půdních horizontů (zdroj: Schaetzl a kol. 1990)
Obr. 8: Proces vyvrácení a vytváření reliéfu s depresí a elevací (zdroj: Schaetzl a kol. 1990) 17
2.1.1.2 Působení bioty Šamonil (2014a) uvádí biotu jako klíčového činitele. Vytrhávání/vykořenění stromu je nejběžnější v zalesněných oblastech (Schaetzl a kol., 1990). Vývrat v důsledku větru je daleko častější v boreálních lesích, než v listnatých, kde je většinou vyvrácen jen jeden nebo málo stromů (Schaetzl a kol., 1989). To také závisí na stavbě kořenů. Nejméně stabilní bude Picea abies, jelikož kořenový systém je plochý, mělký a bez hlavního kořene. Lokální účinky stromů může zesílit nebo potlačit proces podzolizace (Šamonil, 2014a). Disturbance vytváří výklenek pro regeneraci okolních stromů, keřů, bylin, kapradin a mechorostů (Ulanova, 2000). Míra vývratovosti je závislá na fyzikálních i chemických vlastnostech půdy (mocnost humusové vrstvy, mělké skalní podloží, vysoká hladina podzemní vody). Stromy na zamokřených a organických půdách jsou mělce zakořeněné, tím pádem náchylnější k vývratu než ty, které jsou na dobře odvodněných půdách (Schaetzl a kol., 1990). Interakce mezi regenerací dřevin a pit – mound dynamikou se liší v závislosti na disturbančním režimu, druzích dřevin a lesní struktuře (Šebková a kol., 2012). Ulanova (2000) zkoumala fáze dynamiky lesa mezi jednotlivými disturbancemi. To má vliv především na malé a listnaté stromy. V disturbovaných územích byla také zjištěna vyšší floristická rozmanitost, díky přítomnosti pionýrských druhů rostlin (Ulanova, 2000). To má vliv především na malé a listnaté stromy. Ulanová (2000) také tvrdí, jako Šebková a kol. (2012) a Šamonil a kol. (2009), že semenáčky (především Fagus sylvatica a Abies alba) se lépe uchytí na elevacích, dokonce lépe, než na nedisturbovaném povrchu. To je pravděpodobně způsobeno lepšími mikroklimatickými
podmínkami
a
nižší
mocností
organických
horizontů
(Šamonil a kol., 2008). Elevace jsou však více nestabilní a je snazší jejich narušení (Mayer, 1989). Deprese upřednostňují stromy pouze v suchých oblastech, protože tam mají lepší přístup k vodě a jsou více chráněny (Šebková a kol., 2012). Šebková (2012) ve své studii uvádí, že dominantními druhy jsou Fagus sylvatica, Picea abies a Abies alba, které dosahovaly stáří i více než 450 let. Dalšími okrajově zastoupenými druhy byly Sorbus aucuparia, Acer pseudoplatanus, Ulmus glabra. Preference elevací se snižovala se stářím stromu, pouze u Fagus sylvatica tomu bylo naopak (Šebková a kol., 2012). Picea abies často využívá trouchnivějící kmeny stromů jako zdroj živin (Schaetzl a kol., 1989). Vyšší druhovou rozmanitost stromů zaznamenala Šebková a kol. (2012) na nejmladších elevacích, a to do věku 12 let. Mladé elevace byly obsazovány především druhy rané fáze sukcese (Sambucus nigra, Sambucus racemosa, Salix caprea), zřídka také F. sylvatica, naopak P. abies a A. alba chyběly. Starší elevace obsadily zpravidla pouze F. sylvatica, P. abies, a A. alba. 18
V některých oblastech se semenáčky uchycují více po stranách elevací než na vrcholku. To je pravděpodobně dáno vyšší vlhkostí, která je příznivější pro klíčení. Dalším důvodem může být to, že vrchol elevace je místo, kde nejvíce působí povětrnostní vlivy a strany jsou, podle orientace, alespoň částečně chráněny. Rostliny v disturbovaných oblastech jsou rozmnožovány většinou pomocí semen a spor, zatímco v nenarušené krajině vegetativním rozmnožováním (Ulanova, 2000). Daleko méně se mluví o důsledcích disturbancí na faunu, než na floru. Vývraty narušují podpovrchové cesty některých drobných hlodavců (Schaetzl a kol., 1989), zřícení korunového patra zase vede ke ztrátě přirozeného útočiště pro ptáky. Naopak v nově vytvořených elevacích mohou někteří živočichové nalézat vhodná místa pro tvorbu nor nebo hnízd (mraveniště). 2.1.1.3 Datování vývratů Disturbance jsou považovány za klíčové dynamické procesy a jejich datování je často rozhodující pro úspěšnost ekosystémového výzkumu. Šamonil a kol. (2013) použil pro datování vývratů metody tree – census (sčítání stromů), dendrochronologii a radiometrii. Tree – census se používá pro nejmladší vývraty, Šamonil tuto metodu použil pro vývraty staré max. 37 let. Dendrochronologie je vhodná pro stáří prvních stovek let, minimálně pak 50 (při méně se snižuje přesnost na 25%), Šamonil a kol. (2009) a Šebková a kol. (2012) dosáhli úspěšnosti více než 70 % na smrcích, jedlích a bucích České republice, v jiných regionech se však může výrazně lišit. Radiometrická (izotopová) technika je vhodná až pro tisícileté vývraty. Používá se pro datování sedimentů, v tomto případě v depresi, ale pouze ve svrchnějších vrstvách. Šamonil použil tuto metodu pro datování vývratů jako první. Problém je s datováním minerálního substrátu, především na žulovém podkladě a také vysoké finanční náklady. Touto metodou byl datován zatím nejstarší vývrat, 2420 let starý vývrat na odvodněných písečných podzolech v Michiganu (Schaetzl a kol., 1990) a také ještě starší morfologické stopy zbytků půdních horizontů po vývratech (Pawluk a kol., 1982). Šamonil a kol. (2013) datoval minimální (s ohledem na sedimenty v depresi), skutečný a maximální věk. Jednotlivé metody se co nejvíce možně překrývaly, aby byla zajištěna jejich přesnost. Šamonil a kol. (2009) a Šebková a kol. (2012) zmiňují i metodu nepřímého datování, a to podle depresí a elevací. Tato metoda se však ukázala jako nepřesná, tvorba vývratů je podle ní spíše epizodická i v hrubém prostorovém měřítku. Další nepřímou metodou je opakované sčítání stromů anebo letecké laserové skenování. Metoda křížového datování, tedy kombinování více metod zaručuje přesnost výsledků (Šamonil a kol., 2013). 19
Delší životnost elevací lze pozorovat na písčitých porézních půdách, kde je minimální odtok vody (Schaetzl a kol., 1990). Elevace starší 101 let byly shledány jako nejvíce příznivé pro přirozenou vegetaci (Šebková a kol., 2012). Rozložení dlouhověkosti depresí a elevací v rámci světa se značně liší. V tropických oblastech (např. Panama) dosahuje pit – mound mikroreliéf maximálně 5 – 10 let. Nejstarší datované deprese a elevace, a to 2420 let, se nacházejí v Michiganu. Ve střední Evropě je datované stáří mezi 220 – 680 lety (Šebková a kol., 2012). V bukových lesích na kambizemích a flyši byla maximálně 220 let. Na žule a podzolech už nejstarší přesahovaly 1700 let. Avšak nejstarší, přes 5000 let se nacházely na výplavových plošinách (Šamonil a kol., 2013). Dlouhověkost elevací může být také podpořena mrazovou činností (Schaetz a kol., 1990), v případě zkoumané oblasti na Šumavě to rozhodně platí, protože zkoumané mikroreliéfy leží v nadmořské výšce nad 1000 m n. m. a sníh je zde 120 – 150 dní v roce. Zmrzlé elevace jsou proto odolnější vůči mnoha typům erozí, to zabraňuje jejich snižování a také zanášení materiálu do depresí. Rotační perioda vyjadřuje důležitost vyvrácení stromů v mikroreliéfu, nutno je však brát v úvahu prostorové vztahy (Šamonil a kol., 2013). Šamonil a kol. (2009) vypočítal rotační periodu středoevropského temperátního lesa s převahou buku na 1250 let. Vývrat je také významný jako archiv historie lesa. Nejen maximální dlouhověkost vývratů, ale i skutečný věk, věková struktura a rotační perioda jsou důležité pro lesní výzkum, správu a ochranu přírody (Šamonil a kol., 2013).
20
Obr. 9: Počet depresí a elevací na hektar a distribuce depresí a elevací na hektar podle věku (zdroj: Šebková a kol. 2012)
Obr. 10: Distribuce stromů různých věkových tříd na elevacích a depresích v závislosti a stáří depresí a elevací na hektar (zdroj: Šebková a kol. 2012)
21
3 MATERIÁL A METODY 3.1 Zájmové povodí Zájmová lokalita byla vybrána podle množství a stavu vývratů a půdního typu. Konkrétně se nachází v katastru obce Modrava v Plzeňském kraji (obr. 11), částečně v I. a II. zóně Národního parku Šumava. Pro výzkum byly odebrány dvě sady vzorků z různých horizontů, hloubek, depresí i elevací. V podzimním termínu sedm a na jaře dvanáct vzorků. Pro každou charakteristiku byl vybrán jiný počet vzorků.
Praha Plzeň
Obr. 11: Mapa sledované oblasti (zdroj: mapy.cz)
22
Obr. 12: Sledovaná lokalita a čerstvé vývraty (foto: Mgr. Lukáš Vlček)
Obr. 13: Postup práce při popisu výkopů (foto: Mgr. Lukáš Vlček)
23
3.1.1 Geologické podmínky Šumava je jádrovým pohořím krystalinika Českého masivu, konkrétně šumavskou větví moldanubika (Svoboda a kol., 1964). Největší část náleží do centrálního moldanubického masivu, budovaného hlubinnými vyvřelinami a silně přeměněnými horninami, především pararulami, magmatity a svory. Nejvyšší polohy jsou budovány žulami a granitoidy moldanubiského masivu (Chlupáč a kol., 2002). Malá část patří do zóny barrandiensko-železnohorské. Podle tektonické regionalizace je možné rozdělit Šumavu do dvou oblastí: oblasti vltavsko-dunajské elevace (moldanubikum) a oblasti tepelsko-barrandienské, slabě metamorfované proterozoikum (Kunský, 1968).
3.2.1 Geomorfologické podmínky Systém: Hercynský; Subsystém: Hercynská pohoří; Provincie: Česká Vysočina; Subprovincie: Šumavská; Oblast: Šumavská hornatina; Geomorfologická jednotka: Modravské pláně (Balatka a kol., 2006). Šumavská soustava je tvořena poměrně členitým reliéfem a leží na horninách fundamentu platformy. Osu soustavy tvoří kerná pohoří na hranici s Rakouskem a Německem, nejvyšší hornatinou je Šumava (Plechý 1378m). Nejvyšší pohraniční část se nazývá Pláně. Je to megaantiklinála částečně rozdělená na kry se zbytky etchplénu, na nichž vznikla rašeliniště. V pleistocénu byly v pohraničním hřbetu karové ledovce, v některých jsou v dnešní době jezera (Černé, Čertovo, Plešné, Prášilské…). Glaciální a periglaciální pochody vedly ke vzniku mrazových srubů, tor, kryoplanačních teras a kamenných moří (Mištera a kol., 1985). Geomorfologický vývoj Šumavy probíhá od konce druhohor. Důležitými obdobími ve vývoji jsou období vzniku zarovnaných povrchů. Starý zarovnaný povrch byl v křídě porušen díky oživení pohybů zemské kůry, kdy panovalo teplé a vlhké podnebí. Po ukončení období pohybů se začal opět vytvářet zarovnaný povrch, jehož modelace vyvrcholila v mladších třetihorách, kdy skončilo tropické klima, začalo se ochlazovat a ubývat srážek. Na úpatí hřbetů se začaly vytvářet pedimenty – zarovnané povrchy menšího rozsahu. Největší změny se projevovaly na konci třetihor a ve straších čtvrtohorách a stále pokračovaly masivní pohyby zemské kůry. Teplé a chladné klima se několikrát vystřídalo – doby ledové a meziledové. Vývoj není dosud ukončen a pokračuje i v současnosti, navíc vývoj svou činností antropogenně ovlivňuje člověk (Demek, 1987).
24
3.3.1 Klimatické poměry Šumava se nachází v oblasti přechodného středoevropského klimatu a podle klimatického členění ČR patří hlavní část pohoří do chladné klimatické oblasti. Zdejší podnebí má přechodný ráz, uplatňují se zde vlivy oceánského i kontinentálního klimatu malé teplotní výkyvy a poměrně vysoké srážky (NP Šumava, klima). Podle Quittovy (1971) klimatické klasifikace lze Šumavu zařadit do kategorie CH – chladná, konkrétně 4 – 7, podle nadmořské výšky a dalších faktorů. Teplotní gradient se mění především s nadmořskou výškou, ovšem v terénních depresích a horských údolích (např. horní tok Otavy) jsou vlivem teplotních inverzí teploty výrazně nižší než na vrcholech a hřebenech nad hladinou inverze. Nejchladnějším měsícem bývá leden, nejteplejším červenec. Období s průměrnou teplotou nižší než 0 °C začíná v nejvyšších polohách počátkem listopadu (koncem října) a končí na konci března, popř. v dubnu (NP Šumava, klima). Průměrná roční teplota je okolo 3 °C (Tolasz, 2007). Celkové množství srážek se také zvyšuje s rostoucí nadmořskou výškou, přičemž největší je v centrální části Šumavy (Březník 1486-1552 mm v třicetiletém průměru) a liší se na návětrné a závětrné straně pohoří (NP Šumava, klima). Průměrný roční úhrn srážek je přes 1000 mm (Tolasz, 2007). Souvislá sněhová pokrývka leží v nejvyšších polohách 120 – 150 dní. Pohybující se sníh (laviny, plazivý sníh, sněhové závalky), nalezneme na Šumavě pouze na karových stěnách (NP Šumava, klima). Průměrná roční výška sněhu je do 150 cm, s vodní hodnotou nad 300 mm (Tolasz, 2007).
3.4.1 Vegetace Vegetace na Šumavě je ovlivněna polohou ve střední Evropě, nadmořskou výškou a klimatem. Jako původní přirozenou vegetaci můžeme na Šumavě rozlišit tři typy (NP Šumava, vegetace): a) Květnaté bučiny a jedliny – celoplošně rozšířené do 1000 – 1500 m n. m. Porosty byly tvořené směsí smrku a buku, s menším zastoupením jedle a s příměsí javoru klenu a jilmu drsného. Jde převážně o floristicky značně pestrá společenstva s bylinným patrem o 30 – 50 druzích.
25
b) Acidofilní horské bučiny – tvořily zónu mezi květnatými bučinami a klimaxovými smrčinami, ve výšce 1000 – 1300 m n. m. Floristicky jsou to chudé porosty s nenáročnými druhy v bylinném patře, stromové patro je tvořen smrkem a bukem, s malou příměsí jedle a javoru klenu. c) Klimaxové smrčiny - jsou na Šumavě původním lesním společenstvem, supramontánního stupně (nad 1 100 m n. m.), pokrývající jen nejvyšší šumavské hřebeny a vrcholy. Stromové patro tvoří původní šumavský ekotyp smrku s jeřábem,
v
podrostu
většinou
dominuje
třtina
chloupkatá.
Velmi
charakteristicky je vytvořeno také mechové patro. Vegetační jednotka klimaxových smrčin je na Šumavě jako celek nejvíce ohrožena působením dálkových imisí a kalamitami hmyzích škůdců (Neuhäuslová, 1998). Z flory byly na místě nalezeny v bylinném patře třtina chloupkatá (Calamagrostis villosa), sítina (Juncus glomeratus), rostoucí především v dlouhodobě zamokřených depresích, na elevacích pak bika lesní (Luzula sylvatica) a smilka tuhá (Nardus stricta).
3.5.1 Hydrologické poměry Úmoří Severního moře. Povodí: Labe – Vltava – Otava – Vydra – Roklanský potok – Rokytka. Rokytka je tokem VI. řádu. Je levostranným přítokem Roklanského potoka, který se v obci Modrava stéká s Modravským potokem a vytváří řeku Vydru. Plocha byla podle orograficky vymezené rozvodnice vypočtena na 3,9 km² (Jelínek, 2006). Terénním průzkumem stanovené rozvodnice bylo změřeno, že rozloha povodí je 3,78 km² (Vlček, 2011). Nadmořská výška se pohybuje v rozmezí 1089 – 1224 m n. m. Povodí je poměrné ploché, průměrný sklon svahů dosahuje pouhých 4 º (Jelínek, 2006).
3.6.1 Pedologické poměry V oblasti převažují kyselé substráty. Od jiných pohoří se však značně liší. Vysoká střední nadmořská výška (nad 600 m n. m.) napovídá o převažující přítomnosti půd vyšších poloh. Relativně zarovnaný povrch zase napomáhá k rozvoji semihydromorfních a hydromorfních půd. Půdy na zarovnaném povrchu jsou často nasycené nebo přesycené vodou, protože je znesnadněný odtok vody z povrchových srážek. V převlhčené půdě se pak pravděpodobně vyskytne proces rašelinění. Voda také zamezuje přístupu vzduchu, což vytváří prostor pro redukční procesy vedoucí k fyzikálním, chemickým i barevnostním 26
změnám. Specifické klima (množství srážek, teplota atd.) zase zapříčiňuje to, že jednotlivá půdní pásma zasahují do vyšších nadmořských výšek, než je tomu u jiných pohoří (Česká geologická služba). Mozaika půdních typů je velice široká. Přes litozemě, rankery, kambizemě, podzoly, pseudogleje, gleje, fluvizemě až k organozemím (NP Šumava, pedologie).
3.2 Vybrané půdní vlastnosti 3.2.1 Zrnitost Zrnitost je značně variabilní, závisí především na vlastnostech matečné horniny. Vliv zrnitostního složení lze najít ve všech půdotvorných procesech, činnostech a vlastnostech. Vliv na zvětrávání a půdotvorný proces je asi nejmarkantnější, silné přesycení vodou nad nepropustnými jílovými vrstvami vede ke specifickým procesům, především oglejení, naopak silná infiltrační schopnost silně propustných písčitých horizontů vede k vyplavování koloidních částic do nižších (vyšších) horizontů a tím k vyšší diferenciaci, např.
ochuzený
eluviální
horizont
a obohacený
illuviální
a
spodický
horizont
(Šarapatka, 2014). Ani biologická činnost půdy není v kontextu zrnitosti zanedbatelnou. Těžké jemnozrnné půdy mívají často nedostatek kyslíku, což vede ke snížené biologické činnosti, při trvalém zamokření dochází až k procesu rašelinění. Lehké písčité půdy jsou naopak na kyslík velmi bohaté, tím i biologicky velmi činné. I sorpční schopnost je závislá především na zrnitosti. Půdy jílovité, obsahující částice s velkým povrchem, mají větší sorpční schopnost, než půdy písčité (Hynek, 1984). Tepelný režim půd je také částečně dán zrnitostním složením. Písčité půdy se snadno zahřejí, naopak jílovité jsou převážně chladné. Existuje mnoho klasifikací, společně se však shodují na tom, že částice s velkostí menší než 2 mm tvoří jemnozem (Šarapatka 2014, Hynek, 1984, Valla, 2002). Při této velikosti a přítomnosti vody se začínají projevovat kohezní síly (Valla, 2002). V tab. 1 uvádí Šarapatka (2014) porovnání nejpoužívanějších klasifikačních systémů.
27
Tab. 1: Zrnitostní frakce jednotlivých klasifikačních systémů (mm) (podle Šarapatka 2014). jíl prach písek
BSI < 0,002 < 0,06 < 2,0
ISSS < 0,002 < 0,02 < 2,0
USDA < 0,002 < 0,05 < 2,0
KPP < 0,002 < 0,05 < 2,0
BSI – British Standards Institutions ISSS – International Society of Soil Science USDA – United States Department of Agriculture KPP – Komplexní průzkum půd (ČR)
Na základě zjištěného poměru jednotlivých frakcí se určuje druh půdy. Nejrozšířenějším klasifikačním systémem v Česku je stupnice podle Nováka (Horník, 1984-1986.) Tab. 2: Novákova klasifikace půdních druhů (podle Horník 1984-1986) Označení půd a půdních druhů lehké písčité střední hlinité těžké jílovité
Obsah jílu (%) 0 - 10 20 - 30 45 - 60
Nejjednodušším a dnes nejrozšířenějším způsobem pro určení půdního druhu je zobrazení v trojúhelníkovém diagramu USDA, kdy se na jednotlivé osy zachytí procentuální podíl daných částic.
28
Obr. 14: Trojúhelníkový diagram zrnitosti půd (zdroj: České vysoké učení technické)
Zrnitostní analýza u první sady vzorků byla provedena ve Výzkumném ústavu meliorací a ochrany půd, v. v. i. (VÚMOP) a také na univerzitě ve francouzském Štrasburku. Ve VÚMOPu byl proveden rozbor pomocí pipetovací metody. Tedy metody, kdy se vzorek vnese do odměrného válce a pak se pipetou odebírá stanovený objem vzorku z metodikou určené hloubky a časovém intervalu (Šarapatka, 2014). V případě francouzského rozboru byl použit laserový granulometr. Rozdílnost výsledků napovídá o jiné metodice, která bude popsána a zhodnocena v následující kapitole. U druhé sady vzorků nebyl proveden laboratorní rozbor zrnitosti, ale pouze vizuální porovnání pod lupou se zvětšením a porovnání makro fotografií. 3.2.1.1 Skeletovitost Při hodnocení půdy je také nutné brát zřetel na podíl skeletu. Skelet jsou hrubozrnné úlomky větší než 2 mm. Skelet lze dále rozdělit podle velikosti na hrubý písek (2 – 4 mm), štěrk (4 – 30 mm) a kameny (nad 30 mm) (Šarapatka, 2014, Valla, 2002). 29
Na základě podílu skeletu hodnotíme štěrkovitost (kamenitost), označí se půdním druhem a doplní se přívlastkem z následující tabulky: Tab. 3: Hodnocení skeletovitosti (podle Šarapatka 2014 a Valla 2002) Obsah skeletu 5 - 10 % 10 - 25 % 25 - 50 % 50 - 75 % > 75 %
Přívlastek s příměsí štěrku nebo kamení slabě štěrkovitá nebo kamenitá středně štěrkovitá nebo kamenitá silně štěrkovitá nebo kamenitá (bez označení půdního druhu) štěrkovitá nebo kamenitá
U této sady jsem navíc určila podíl skeletovitosti. Jednotlivé vzorky jsem si před a po vytvoření jemnozemě zvážila a rozdíl tedy představuje obsah skeletu, který jsem vyjádřila v procentech celkového objemu vzorku.
3.2.2 Půdní reakce Půdní reakce je základní chemickou vlastností půdy. Hodnota pH je záporně vzatý dekadický logaritmus aktivity kationtů. pH můžeme určit podle aktivní reakce, ta je způsobena volnými ionty H+, které se do půdního roztoku uvolnily disociací z organických a minerálních kyselin apod. (Horník, 1984-1986). V této práci jsem určovala pH vůči destilované vodě, označuje se pH/H2O. Tab. 4: Dělení půd podle reakce (podle Mičian 1984, Šarapatka 2014 a Valla 2002) pH/H2O < 4,5 4,9 - 5,9 5,9 - 6,9 6,9 - 7,2 7,2 - 8,0 8,0 - 9,4 > 9,4
Půda silně kyselá kyselá slabě kyselá neutrální slabě alkalická alkalická silně alkalická
30
Zjišťování pH půdy bylo provedeno pouze u druhé sady vzorků. Vzorek se nejprve opatrně rozmělnil, aby oddělily jednotlivé frakce, ale neporušila jejich struktura. Následně se vzorek přesil přes 2 mm síto, tak vznikla jemnozem. Pro samotné určení pH se do zkumavky odvážilo 10 g půdního vzorku, který se následně zalil 50 ml destilované vody. Takto připravený vzorek se dal na 10 min vyklepat, aby se od sebe oddělily i nejmenší frakce a pH půdy se uvolnilo do vody. Následně se vzorek cca. 2 min odstředil v odstředivce, aby se usadily pevné částice půdy. Vylouhovaná voda se vlila do čisté kádinky, ve které se změřilo pH pomocí pH – metru. V tomto případě se tedy měřilo pH vůči destilované vodě (pH/H2O), tedy potenciometricky (srovnávací kalomelová elektroda).
3.2.3 Barva Barva je jeden ze základních morfologických znaků, díky kterým můžeme rozlišit jednotlivé půdní horizonty a při výrazném specifickém zbarvení také půdní typ (Šarapatka, 2014). Dále napovídá o stupni a intenzitě půdního zvětrávání nebo o vegetaci, která se přímo podílela na utváření půdy (Valla, 2007). Barvu můžeme odborně popsat jako akumulaci půdních složek, která je podmíněna přítomností barevných složek (Šarapatka, 2014):
Sloučeniny železa Fe3+ zbarvují půdu do žluta, hněda nebo červena, sloučeniny Fe2+ zbarvují do zelena až modra.
Sloučeniny manganu zbarvují hnědočerně až fialově.
Uhličitan vápenatý a kaolinit zbarvují při vysokém obsahu žlutě, šedě, až do bíla.
Křemen a jíl mají světlé zbarvení, které se projeví při odstranění nápadněji zbarvených součástí (např. u podzolizace).
Humus
dodává
půdě
výrazné
hnědé
až
černě
zbarvení,
zejména
při
u povrchových vrstev. Barvu lze objektivně, pouhým okem (při srovnání nebo obecném zhodnocení horizontu)
nebo
objektivně
pomocí
podle
určených
barevných
standardů.
Asi
nejpoužívanější pro tuto charakteristiku jsou Munsellovy barevnostní tabulky. Ty obsahují 322 barevných políček s tím, že každé políčko je určeno třemi charakteristikami (Šarapatka, 2014): Zbarvení - „Označení je symbolem barva (R – Red, YR – Yellow – Red, Y – Yellow) doplněné číslem před tímto písmenem v rozmezí 0 – 10. Střed tohoto vzorníku je 5YR. Se stoupajícím číslem ubývá červené a přibývá žluté.“ 31
Tmavost – světlost – vertikálně jsou barvy uspořádány zdola od nejtmavší nahoru po nejsvětlejší. Teoreticky 0 udává absolutně černou a 10 absolutně bílou. Sytost se zvyšuje zleva doprava, přičemž čím je vyšší číslo, tím se zvětšuje sytost. Je nutné také zmínit, že vzorník obsahuje dva samostatné listy barevnosti pro gleje (Munsell, 2000). Barevnost byla určována u druhé sady vzorků přímo v terénu při odběru u dvanácti vzorků. Pro určení byly požity Munsellovy barevnostní tabulky (2000). Po vysušení bylo provedeno ještě jedno barevnostní zařazení pro porovnání.
3.2.3 Vlhkostní charakteristiky Vlhkost půdy je základní kvantitativní charakteristikou ve vztahu půdy a vody. Rozlišuje se mnoho vlhkostních charakteristik. Já jsem použila dvě základní (Šarapatka, 2014):
Hmotnostní vlhkost je poměr hmotnosti vody ve vzorku ke hmotnosti pevné fáze půdy.
Objemová vlhkost vyjadřuje poměr objemu vody k objemu půdního vzorku. Tato vlhkostní charakteristika se používá častěji při popisu zásoby půdní vody.
Pro vlhkostní charakteristiky byly odebrány tři vzorky v první sadě a sedm vzorků v druhé sadě. Aby byla zachována neporušenost vzorku, odběr probíhal do Kopeckého válečků o objemu 100 cm3. Každý vzorek byl nejprve zvážen a pak vysušen v sušící peci. Vlhkostní charakteristiky byly spočítány podle metodiky v Suchara (2007). ( (
) [ )
]
OHV… okamžitá hmotnostní vlhkost (bezrozměrná veličina) Makt… aktuální hmotnost vzorku Msuš… hmotnost sušiny Mobal… hmotnost obalu
(
)
[
]
OOV… okamžitá objemová vlhkost
32
4 VÝSLEDKY A DISKUZE Označení vzorků Každý vzorek se skládá ze čtyř číslic, písmen, nebo skupin písmen. 1, 2… sada, 1 – podzimní odběr, 2 – jarní odběr D, E… deprese, elevace I, II, III… pořadí odběru (rozlišuje jednotlivé deprese a elevace) T, Bhs, 20… půdní horizont, hloubka odběru Př. 1EIBhs… horizont Bhs odebraný z první elevace při prvním, podzimním odběru Schéma půdních profilů
20
40
cm Obr. 15: Schéma profilů 1EI a 1DI
OH
Bhs
T
C
A
E
Bs
Gr
Pozn: Mramorový horizont u 1DI značí prolínání horizontů.
33
Obr. 16: Profil 1EI (foto: Mgr. Lukáš Vlček)
Obr. 17: Profil 1DI (foto: Mgr. Lukáš Vlček) 34
Schéma půdních profilů
10
10
cm
cm
Obr. 18: Schéma profilů 2DI, 2DII a 2DIII
OH
Bhs
T
C
A
E
Bs
Gr
Pozn: Mramorové horizonty u 2DI a 2DIII značí prolínání horizontů.
35
Obr. 19: Profil 2DII (foto: Mgr. Lukáš Vlček)
36
Schéma půdních profilů
2EI
2EII
20
40
cm Obr. 20: Schéma profilů 2EI a 2EII
OH
Bhs
T
C
A
E
Bs
Gr
37
4.1 Zrnitost SADA I. Když se porovnají oba rozbory, francouzské hodnoty jsou podle očekávání, i s vizuálním a hmatovým srovnáním na místě se shodují. Předpokládal se nejvyšší podíl písčité frakce, prachových a jílových částic naopak minimálně. České výsledky toto zcela nepotvrzují. U většiny horizontů je procentuální zastoupení prachu jen o málo nižší než písku. Naopak hodnoty ze studie Šamonila a kol. (2010a) se více přibližují českým výsledků, procentuální obsah jílu se v jeho studii s hloubkou zvyšuje z 5% až na 35%, jde ovšem o jinou lokalitu výzkumu. U jílu je nejvíce diskutovatelnou hodnota 8,3% u horizontu 1DIBhs. Podle vizuální a hmatové kontroly by jílových částic mělo být nejméně u horizontů E, to uvádí i Němeček a kol. (1990). Hynek (1984) uvádí, že zmíněný horizont je vysoce propustný, protože obsahuje minimum jílu a množství prachu. Výsledky toto zcela nepotvrzují. Je možné, že tento horizont je stagnoglejový relikt, který byl původně v depresích a opakovanými disturbancemi se mohl dostat i do elevací. Výsledky se tedy neshodují s teorií Němečka a kol. (1990), ale nízká vlhkost, jak bude uvedeno dále, poukazuje k vysoké propustnosti horizontu. Důvodem velkých rozdílů je odlišná metodika při určování zrnitosti. Ve Francii, na rozdíl od Česka, vzorek před samotným rozborem nejprve vypálí, tím se vzorek zbaví organického materiálu. Nelze však tyto dvě metody relevantně srovnávat. Pipetovací metoda používaná v Česku se považuje za obecně nejpřesnější, avšak ani laserová metoda užívaná ve Francii není vyloženě nesprávná. Záleží na mnoha faktorech, jejich zahrnutí do konečných rovnic a také na lidském faktoru.
38
Tab. 5: Zastoupení jednotlivých částic v půdním vzorku (%) Písek FR 1EIOH 1EIBs 1EIBhs 1EIE 1EIC 1DIBhs 1DIE
Prach
Jíl
0,05 - 2 0,002-0,05 <0,002 75,4 19,8 4,8 78,0 17,7 4,3 71,6 23,5 4,9 60,4 34,3 5,3 84,7 13,4 2,0 74,6 69,2
21,0 26,3
4,5 4,5
Písek CZ OH Bs Bhs E C Bs II E II
Prach
Jíl
0,05 - 2 0,002-0,05 <0,002 53,6 40,4 6,0 63 30,3 6,7 62,2 32,6 5,2 54 39 7,0 58,2 35,8 6,0 56,2 56,1
35,5 37
8,3 6,9
FR – vzorky zpracované ve Francii CZ – vzorky zpracované v Česku
Z obr. 21 vyplývá, že nejvyšší variabilitu vykazuje písčitá zrnitostní frakce. Vyjma obou E/Gr horizontů, rozdíly v této kategorii dosahují i více než 2%. Ve střední zrnitostní kategorii, prach, jsou už tyto rozdíly podstatně menší. Oproti písku, nejvyšší variabilitu zde mají horizonty B. V kategorii jílu jsou už rozdíly zanedbatelné a to především díky tomu, že celá tato kategorie zaujímá maximálně 5,3% frakcí ve vzorku.
39
%
40 µm
Obr. 21: Procentuální rozložení frakcí v rámci jednotlivých zrnitostních kategorií půdy
1EIOH
1DIE
1EIE
1EIC
1EIBhs
1DIBhs
1EIBs
Pro určení půdního druhu byla použita výše uvedená metoda, a to zakreslení do trojúhelníkového diagramu. Z obr. 22 vyplývá, že půdním druhem je písčitá hlína nebo hlinitý písek. Také jsou patrné rozdílnosti francouzských a českých výsledků, jak bylo uvedeno výše.
Obr. 22: Určení půdního druhu pomocí trojúhelníkového diagramu FR
CZ 1EIOH 1EIBs 1EIBhs 1EIE 1EIC 1DIBhs 1DIE
41
SADA II. Jak bylo uvedeno v metodice, u druhé sady byl proveden kvalifikovaný odhad na základě podrobného průzkumu vzorků pod lupou a podle fotografií. Vzorky jsem si rozdělila podle půdních horizontů, pro porovnání. Vznikly 4 skupiny: I. skupina – svrchní humózní horizonty 2DIIT, 2DIIIT a 2EI5, směsný vzorek z hloubky 5 cm.
Obr. 23: (foto Mgr. Jan Šupina)
42
II. skupina – organominerální povrchové horizonty 2DIIIA, 2DIA, 2DIIA a 2EIA.
Obr. 24: (foto Mgr. Jan Šupina) 43
III. skupina – podpovrchové horizonty 2DIIBhs, 2DIBs, 2EIBs(20 cm) a přechodný horizont 2DIIIB/C.
Obr. 25: (foto Mgr. Jan Šupina) 44
IV. skupina – vybělený horizont 2EIE.
Obr. 26: (foto Mgr. Jan Šupina) V celkovém porovnání lze říci, že vybělený horizont E/Gr má jednoznačně nejvyšší podíl jílovitých a prachových částic, písčitých obsahuje výrazně menší podíl, než v ostatních. Což je opět znakem spíše glejových horizontů. Podle očekávání, vzorky první skupiny, organominerálních horizontů, obsahují značné množství písčitých částic. Třetí vzorek této skupiny, tedy směsný vzorek z 5 cm, se liší. Důvodem většího obsahu ostatních částic je fakt, že vzorek je směsný, tedy neobsahuje pouze T horizont. Je nutné také poznamenat, že tento horizont obsahuje mnoho rozložené a nerozložené organické hmoty, což značně komlikuje hodnocení. Částicové složení organominerálních horizontů z druhé skupiny se podle vizuálního hodnocení významně neliší.
Pouze čtvrtý vzorek obsahuje nepatně menší
množtví písčitých částic, to může být způsobeno tím, že tento horizont byl odebrán z elevace, na rozdíl od pří předešlých, které byly odebrány z depresí. Na první pohled skupina III., tedy vzorky převážně z B horizontů obsahují největší podíl největších, pískových částic. Ovšem ani to není pravidlem, vzorek Bhs obsahuje více prachvých částic, typických pro tento horizont (Nemeček a kol., 1990).
45
4.1.1 Skeletovitost I u skeletovitosti se objevuje problém s neodstraněným organickým materiálem a odstraněným nejhrubším materiálem přímo při odběru vzorků. Nejníže položené horizonty by měly mít skeletovitost nejvyšší, jsou nejblíže matečné hornině a také z důvodu gravitace. To platí u vzorků 2DIII a realtivně i u 2EI. Horizonty 2DI a 2DII mají sled skeletovitosti opačný. Oba tyto profily jsou v depresích, do kterých byl pravděpodobně pomocí gravitace transportován skeletoviný materiál ze svrchních částí elevací, kde se dostal při vývratu. Tanskanen a kol. (2006) uvádí skeletovitost okolo 6%
u nejsvrchnějších
- 11%
horizontů.
Příčina
vyšší
hodnoty
u
výzkumu
je
pravděpodobně dána metodikou. Tab. 6: Obsah skeletu v půdním vzorku (%) Horizont Skelet 2DIA 37,3 2DIBs 19,9
Horizont Skelet 2DIIT 31,2 2DIIA 30,9
Horizont Skelet 2DIIIT 26,7 2DIIIA 22,1
Horizont Skelet 2EI5 22,8 2EIA 12,3
2DIIBhs
2DIIIB/C
2EIE
10,1
2EI20
23,5
20,7
57,2
4.2 Půdní reakce
Podle
očekávání,
reakce
odebraných
půdních
vzorků
je
silně
kyselá.
Němeček a kol. (1990) uvádí hodnoty pH u obdobných místních půd také silně kyselou s tím, že nejsvrchnější horizonty jsou nejkyselejší a s hloubkou se kyselost zmírňuje, do hodnoty
okolo
pH
5.
Postupné
zvyšování
pH
s hloubkou
potvrzuje
i Šamonil a kol. (2010a), ten také uvádí hodnoty pH od 3,7 do 4. Nepatrně zásaditější výsledky ve výzkumu mohou být zapříčiněny matečnou horninou a také vegetačním pokryvem (Muir, 1961). Kyselá půdní reakce poukazuje na nedostatek uhličitanů a nenasycenost sorpčního komplexu (Šarapatka, 2014) a vysoké koncentraci vodíkových iontů (Horník, 1984-1986). Očekávání se vymyká pouze vzorek 2EI20, směsný vzorek horizontů,
který
napovídá
o nerovnoměrném
zvyšování
pH
v profilu
elevace.
Nejpravděpodobnějším důvodem je právě vývratová činnost a v jejím důsledku promíchávání půdních vrstev. Se vzrůstajícím stářím vývratu se variabilita pH v rámci profilu snižuje (Šamonil a kol., 2010a). 46
Tab. 7: Půdní reakce vzorku Horizont pH 2DIA 4,87 2DIBs 5,18
Horizont pH 2DIIT 3,93 2DIIA 4,85
Horizont pH 2DIIIT 4,03 2DIIIA 4,19
Horizont pH 2EI5 4,17 2EIA 4,65
2DIIBhs
2DIIIB/C
2EIE
4,94
2EI20
4,79
5,44
4,93
4.3 Barva Pro zhodnocení barevnosti jsem použila rozdělení do čtyř skupin, jako u zrnitosti, podle půdních horizontů. Na obr. 27 lze vidět variabilitu barev v rámci všech výkopů i horizontů.
2EIA 2DIIIB/C
2DIIIT
2DIIT
2DIIBhs
2EI15
2DIIIA
2EIA
2EIE
2DIA
2DIIA
2DIBs
Obr. 27: Preparáty pro hodnocení barevnosti půdy (foto Mgr. Jan Šupina)
47
Svrchní rašelinné T horizonty vykazují stejnou barevnostní skupinu, obrázek může nepatrně zkreslovat. Po usušení vzorků je barevnost ale nepatrně odlišná, vzorek 2DIIIT by nyní mohl být zařazen i do skupiny 10YR, v oblasti sytých a tmavých barev. Tento rozdíl pravděpodobně napovídá o rozdílném množství humusu (Muir, 1961). Hynek (1984) neuvádí konkrétní barevnost rašelinných horizontů, avšak sytost a tmavost barvy je podmínkou.
Obr. 28: Vzorek – barva: 2DIIT - 2,5Y/1, 2DIIIT - 2,5Y/1
48
Skupina A horizontů také nevykazují významné rozdíly, kromě vzorku 2DIA. Podle kódu zbarvení by měl připadnout spíše do předchozí skupiny. Může tomu být tak, rozlišení rašelinného horizontu a horizontu At s převládajícím procesem zrašelinění je pro lidské oko
téměř
nemožné,
protože
v obou
horizontech
probíhá
stejný
proces.
Němeček a kol. (1990) nevylučuje barevnostní charakteristiku uvedeného vzorku pro horizonty A, naznačuje však, že se barevnost rašelinných horizontů a A horizontů může při převlhčení značně podobat.
Obr. 29: Vzorek – barva: 2DIIIA - 5YR 3/4, 2DIA - 2,5Y/1, 2DIIA - 5YR 3/2, 2EIA - 5YR 3/2
49
Ze třetí skupiny se značně vymyká poslední uvedený vzorek. Příčin může být několik, zajisté hraje značkou roli, že tento vzorek je směsný, tedy neobsahuje pouze horizont B. Určitou roli také hraje fakt, že vzorek byl odebrán z elevace, ve které má celý B horizont podstatně větší mocnost, než je tomu u depresí a zmíněný vzorek pochází z nejsvrchnější části horizontu. Podle Němečka a kol. (1990) jsou pro B horizonty charakteristické odstíny barvy žluté až červené, tedy od 5YR až po 5Y, ale pouze se světlostí na 6. Výše uvedený vzorek nezapadá ani do této charakteristiky.
Obr. 30: Vzorek – barva: 2DIIBhs - 10YR 4/6, 2DIBs - 7,5YR 4/6, 2DIIIB/C - 10YR 4/4, 2EI15 - 5YR 3/4
50
Samostatnou kategorii zabírá vzorek 2EIE. Ten se se svou barevností vymyká všem předchozím skupinám. Typická šedivá až popelavá barva (Muir, 1961) vzniká vybělením organickými kyselinami (Šarapatka, 2014), konkrétním procesem je redukce Fe3+ na Fe2+. Podobně barevnost tohoto horizontu popisuje i Hynek (1984), upozorňuje však také na důležitost barvy matečné horniny. Mohlo by se také jednat o glejový horizont, kde převažují opět redukční procesy, které vytvářejí typickou šedomodrou až šedozelenou barvu.
Obr. 31: Vzorek – barva: 2EIE - 10YR 5/2
4.4 Vlhkostní charakteristiky OHV a OOV spolu souvisejí a korelují, proto jsou jejich výsledky podobné (tab. 8). Pro porovnání bude lepší rozdělit vzorky na deprese a elevace. U elevací lze vypozorovat jiné počasí v době odběru, při odběru první sady bylo evidentně deštivěji než u druhé. Do cca. 40 cm se obě vlhkostní charakteristiky zvyšují, to je dáno vyšší propustností svrchnějších horizontů. V nižších hloubkách, okolo 60 cm se jednotlivé elevace diametrálně liší. Nižší vlhkost je pozorována u 2EII, což může být dáno složitější vrstevnatostí. U elevace 1E se značně projevilo velké množství srážek, při výkopu se v hloubce pod 60 cm objevila voda, což značí, že hladina podzemní vody je relativně vysoko pod povrchem a také je důkazem přítomnosti reliktů organického horizontu. 51
U obou sledovaných depresí je charakteristická přítomnost svrchního rašelinného horizontu T nebo horizontu A. T horizont obecně vzniká při dlouhodobém převlhčení (Šarapatka, 2014) a horizont A lze blíže specifikovat jako At, zrašelinělý horizont, má obdobné charakteristiky, proto tak vysoké hodnoty vlhkosti. Níže položené B horizonty odrážejí opět výšku hladiny podzemní vody a mocnost svrchního T horizontu (Ulanova, 2000). V profilu DI hraje významnou roli Gr horizont (původně ovšem určený jako E horizont), velmi málo propustný, proto tak nízká hodnota u horizontu Bs. U horizontů kde vyšla OHV vyšší než 1 je tato charakteristika nevhodná, dají se tak pouze vysledovat organické půdy. Obecná teorie o vyšší vlhkosti svrchních horizontů, díky vazbě na organický materiál a nižší vlhkosti dolních horizontů se nepotvrdila. Důvodem je pravděpodobně právě vývratová činnost a přeskupování půdních horizontů. Třeba ale dodat, že odběry probíhaly za jiného počasí. Při odběru první sady dlouhou dobu intenzivně pršelo a půda byla značně nasycena vodou. U druhé sady je to opačně, jelikož nebyla ani průměrná sněhová pokrývka, vody bylo průměrně až podprůměrně. Tab. 8: Vlhkostní charakteristiky vzorků Sada 1
D/E
Hloubka/horizont OHV
E
15 cm
0,591
0,617
1,045
1
E
30 cm
0,671
0,619
0,922
1
E
70 cm
1,128
0,758
0,672
2
DI
T
1,007
0,597
0,593
2
DI
Bs
0,327
0,409
1,25
2
DII
A
1,141
0,584
0,512
2
DII
Bhs
0,711
0,438
0,616
2
EIV
20 cm
0,682
0,533
0,781
2
EIV
40 cm
0,763
0,549
0,72
2
EIV
60 cm
0,341
0,378
1,11
D/E - deprese/elevace OHV – okamžitá hmotnostní vlhkost OOV – okamžitá objemová vlhkost Hustota -
52
OOV
Hustota
5 ZÁVĚR Tato práce předkládá v rešeršní části shrnutí poznatků o disturbancích, především vývratech. V praktické části byly zkoumány čtyři vybrané charakteristiky vybraných profilů vyskytujících se na Šumavě. Na dvou sadách vzorků bylo testováno zrnitostní složení, vlhkostní charakteristiky, půdní reakce a barevnost. U zrnitostních charakteristik lze pozorovat rozdílnost různých výzkumných metod, proto by bylo zajímavé vyzkoušet i jiné laboratorní metody a srovnat je. Vlhkostní charakteristiky ukazují význam depresí pro hydrologické charakteristiky. Na rozdíl od elevací jsou po většinu roku nasyceny nebo dokonce přesyceny vodou a také proto je právě v nich dominující proces rašelinění. Půdní reakce se ukázala jako silně kyselá. Vliv vývratů na tuto charakteristiku je viditelný spíše u elevací, kde není vždy zachován typický pokles pH s hloubkou. U barevnosti hraje vývratová činnost velkou roli. Z výsledků je patrné, že rozdílnost barev elevací a depresí je enormní. Retenční a infiltrační schopnost vody půdou je nesporně vývratovou činností v mikroreliéfu ovlivněna. Díky vývratům dochází ke vzniku celé řady mikrodepresí, které mohou hrát významnou úlohu v retenčním potenciálu celého povodí. V retenčním prostoru depresí lze předpokládat vlivem usazení jemných částic menší infiltrační rychlost. Disturbovaná plocha je schopná pojmout až o první desítky procent více vody. Na všech sledovaných vlastnostech je lze vidět stopy vývratové činnosti. Typická je různá mocnost horizontů na malé ploše (deprese a elevace). Ne úplně obvyklý je výskyt svrchních horizontů s dominantním procesem rašelinění. Různorodost v uspořádání půdních horizontů v jednotlivých zkoumaných profilech poukazuje na jedinečnost každého vývratu. Hodnocení půd bez podložených detailních analýz se zde ukázalo jako nepřesné. Konkrétně, vybělený horizont byl určený jako eluviální horizont s dominantním procesem podzolizace, ale zrnitostní analýzy ukazují spíše na glejový horizont. Pro podrobné statistické analýzy bude třeba vytvořit další sady vzorků z různých povodí. Jelikož přirozený vývoj vývratů lze pozorovat lépe na státem chráněném území, bylo by vhodné rozšířit výzkum také za hranice České republiky. Do budoucna by bylo také dobré zahrnout maximální kapilární kapacitu půd pro vyhodnocení retenčního potenciálu jednotlivých partií mikroreliéfu ovlivněného vývraty.
53
6 POUŽITÁ LITERATURA BALATKA, B., KALVODA, J. (2006): Geomorfologické členění reliéfu Čech: Kartografie Praha, 1. vyd., 79 s. BEGON, M., HARPER, J. L., TOWNSEND, C. R. (2006): Ekologie: jedinci, populace a společenstva. Vydavatelství Univerzity Palackého, Olomouc, 1. vyd., 949 s. BENGTSSON, J., NILSSON, S. G., FRANC, A., MENOZZI, P. (2000): Biodiversity, disturbances, ecosystem function and management of European forests. Forest Ecology and Management, 132, č. 1, s. 39-50. BENGTSSON, J. (2002): Disturbance and resilience in soil animal communities. European Journal of Soil Biology, 38, č. 2., s. 119-125. DEMEK, J. (1987): Obecná geomorfologie. Academia, Praha, 1. vyd., 476 s. BRÁZDIL, R., DOBROVOLNÝ, P., ŠTEKL, J., KOTYZA, O., VALÁŠEK, H., JEŽ, J. (2005). History of weather and climate in the Czech lands VI: strong winds. Masaryk University Brno, 378 s. DOBROVOLNÝ, P., BRÁZDIL, R. (2003). Documentary evidence on strong winds related to convective storms in the Czech Republic since AD 1500. Atmospheric Research, 67-68, s. 95-116. DUCHAUFOUR, P. (1997): Abrégé de pédologie: sol, végétation, environnement. Masson, Paris, 291 s. FRELICH, L. E. (2002): Forest dynamics and disturbance regimes. Studies from temperate evergreen-deciduous forests. Cambridge University Press, New York, 266 s. HORNÍK, S., NETOPIL, P. (1984-1986): Fyzická geografie. Státní pedagogické nakladatelství, Praha, 2 sv. HYNEK, A. (1984): Pedogeografie. Státní pedagogické nakladatelství, Praha, 320 s. CHLUPÁČ, I. (2002): Geologická minulost České republiky. Academia, Praha, 1. vyd., 436 s. 54
JELÍNEK, J. (2006): Hydrografie a režim odtoku v povodí Roklanského potoka. Univerzita Karlova, Přírodovědecká fakulta, katedra fyzické geografie a geoekologie, 36 s. Vedoucí práce Bohumír Janský. JONGERIUS, A. (1970): Some morphological aspects of regrouping phenomena in Duch soils. In NĚMEČEK, J., SMOLÍKOVÁ L., KUTÍLEK M. (1990): Pedologie a paleopedologie. Academia, Praha, 1. vyd., 546 s. JONSSON, B. G., ESSEEN, P. - A. (1990): Treefall disturbance maintains high bryophyte diversity in a boreal spruce forest. J. Ecol., 78, č. 4, 924-936. KUNSKÝ, J. (1968): Fyzický zeměpis Československa. Státní pedagogické nakladatelství, Praha, 1. vyd., 537 s. LIPSKÝ, Z. (1998): Krajinná ekologie pro studenty geografických oborů. Karolinum, Praha, 1. vyd., 129 s. MATĚJČEK, T. (2007): Malý geografický a ekologický slovník: příručka pro školy i veřejnost. Nakladatelství České geografické společnosti, Praha, 1. vyd., 132 s. MAYER, H. (2009): Windthrow, Philos. T. Roy. Soc. B, 324, 267-281. MIŠTERA, L., BAŠOVSKÝ, O., DEMEK, J. (1985): Geografie Československé socialistické republiky. Státní pedagogické nakladatelství, Praha, 1. vyd., 385 s. MUIR, J. W. (1961): The podzol and podzolic soils. Advances in Agronomy, England, 342 s. MUNSELL, A. (2000): Munsell Soil Color Charts. Revised washable edition. New York. NEUHÄUSLOVÁ, Z. (1998): Mapa potenciální přirozené vegetace České republiky. Academia, Praha, textová část, 341 s. NĚMEČEK, J., SMOLÍKOVÁ, L., KUTÍLEK, M. (1990): Pedologie a paleopedologie. Academia, Praha, s. 552. OKLAND, B., BJONSTARD, O. N. (2006). A resource-depletion model of forest insect outbreaks. Ecology, 87, s. 283-290.
55
PAWLUK, S., DUDAS, M. J. (1982): Floral pedoturbation in black chernozemic soils of the Lake Edmonton Plain. Can. J. Soil Sci., 62, s. 617-629. QUITT, E. (1971): Klimatické oblasti Československa: Geografický ústav ČSAV, Brno, 82 s. SCHAETZL, R. I., BURNS, S. F., JOHNSON, D. L., SMALL, T. W. (1989): Tree uprooting: review of impacts on forest ekology. Vegetatio, 79, s. 165-176. SCHAETZL, R. J., FOLLMER, L. R. (1990): Longevity of treethrow microtopography: implications for mass wasting. Geomorphology, 3, s. 113-123. SUCHARA, I. (2007): Praktikum vybraných ekologických metod. Karolinum, Praha, 1. vyd., 134 s. SVOBODA, J. (1964): Regionální geologie ČSSR. Nakl. ČSAV, Praha, 1. vyd., 2 sv. ŠAMONIL, P., KRÁL, K., DOUDA, J., ŠEBKOVÁ, B. (2008): Variability in forest floor at different spatial scales in a natural forest in the Carpathians: effect of windthrows and mesorelief, Can. J. Forest Res., 38, s. 2596-2606. ŠAMONIL, P., ANTOLÍK, L., SVOBODA, M., ADAM, D. (2009): Dynamics of windthrow events in a natural fir-beech forest in the Carpathian Mountains. Forest Ecol. Manag., 257, s. 1148-1156. ŠAMONIL, P., KRÁL, K., HORT, L., (2010a): The role of tree uprooting in soil formation: a critical literature review. Geoderma, 157, s. 65-79. ŠAMONIL, P., SCHAETZL, R. J., VALTERA, M., GOLIÁŠ, V., BALDRIAN, P., VAŠÍČKOVÁ, I., ADAM, D., JANÍK, D., HORT, L. (2013): Crossdating of disturbances by tree uprooting: can treethrow microtopography persist for 6,000 years?, Forest Ecol. Manag., 307, s. 123-135. ŠAMONIL, P. (2014a): Disturbances can control fine-scale pedodiversity in old-growth forest: Is the soil evolution theory disturbed as well? Biogeosciences Discussions 11. 4. 2014, s. 5471-5509. ŠAMONIL, P. (2014b): Evoluce názorů na evoluci půd aneb Cesta tam, ještě kousek dál a trochu zpátky. Vesmír, 93, č. 144, s. 418-421. 56
ŠARAPATKA, B. (2014): Pedologie a ochrana půdy. Univerzita Palackého, Olomouc, 1. vyd., 232 s. ŠEBKOVÁ, B., ŠAMONIL, P., VALTERA, M., ADAM, D., JANÍK D.: (2012): Interaction between tree species populations and windthrow dynamics in natural beechdominated forest, Czech Republic. Forest Ecol. Manag., 280, s. 9-19. TANSKANEN, N., ILVESNIEMI, H. (2006): Cation-exchange reactions involving aluminium ions in podzols disturbed by deep tilling. Boreal Environment Research, Academic Journal, 11, č. 2., s. 81-93. TOLASZ, R. (2007): Atlas podnebí Česka. 1. vydání. Praha: Český hydrometeorologický ústav, 256 s. ULANOVA, N. G. (2000): The effects of windthrow on forests at different spatial scales. Forest Ecol. Manage., 135, s. 155-167. VALLA, M. (2002): Pedologické praktikum. Česká zemědělská univerzita, Praha, 2. vyd., 151 s. VAŠÍČKOVÁ, I., ADAM, D., JANÍK, D., HORT, L. (2013): Crossdating of disturbances by tree uprooting: can treethrow microtopography persist for 6,000 years?, Forest Ecol. Manag., 307, s. 123-135. VLČEK, L. (2011): Retence vody půdou v experimentálních povodích se zaměřením na organozemě. Praha: Univerzita Karlova, Přírodovědecká fakulta, katedra fyzické geografie a geoekologie, 67 s. Vedoucí práce Luděk Šefrna.
Elektronické zdroje: Česká geologická služba, Půdní mapa 1:50 000. Dostupný z WWW: http://mapy.geology.cz/pudy/
České vysoké učení technické, Trojúhelníkový diagram. Dostupný v WWW: http://storm.fsv.cvut.cz/on_line/pedo/Trojuhel-diag-zrnitost.gif
Mapy.cz. Dostupný z WWW: http://mapy.cz/zakladni?x=13.4163300&y=49.0222377&z=13&source=coor&id=13.414131944444446%2 C49.025103888888886&q=49%C2%B01%2730.374%22N%2013%C2%B024%2750.875%22E
57
MunichRe, 2002. Winter storms in Europe (II). Analysis of 1999 losses and loss potentials. Dostupný z WWW: http://www.planat.ch/fileadmin/PLANAT/planat_pdf/alle_2012/20012005/Munich_Re_Group_2002_-_Winter_storms_in_Europe_II.pdf
NP Šumava, klima. Klimatologické charakteristiky. Dostupný z WWW: http://www.npsumava.cz/cz/1268/sekce/klima/
NP Šumava, pedologie. Pedologické charakteristiky. Dostupný z WWW: http://www.npsumava.cz/cz/1267/sekce/pedologie/
NP Šumava, vegetace. Vegetace. Dostupný z WWW: http://www.npsumava.cz/cz/1277/sekce/flora/
SVODOBA, M. (2008): Efekt disturbancí na dynamiku horského lesa s převahou smrku ve střední Evropě. Dostupný z WWW: http://www.casopis.ochranaprirody.cz/clanky/efekt-disturbanci.html
ŠAMONIL, P. (2010b): Disturbance v lesních ekosystémech. Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně. Dostupný z WWW: http://www.pralesy.cz/?id=6737
58
