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

Transkript

1 ČESKÉ VYSOKÉ UČENÍ TECHNICKÉ V PRAZE Fakulta stavební Katedra hydromeliorací a krajinného inženýrství Separace hydrogramu dešťového odtoku pomocí elektrochemických měření Hydrograph separation using ionic concentration measurement DISERTAČNÍ PRÁCE Ing. Aleš Vondrka Doktorský studijní program: Stavební inženýrství Studijní obor: Inženýrství životního prostředí Školitel: doc. Ing. Václav Kuráž, CSc. 1 Praha, 2012

2 ČESKÉ VYSOKÉ UČENÍ TECHNICKÉ V PRAZE Fakulta stavební Thákurova 7, Praha 6 PROHLÁŠENÍ Jméno doktoranda: Aleš Vondrka Název disertační práce: Hydrograph separation using ionic concentration measurement Prohlašuji, že jsem uvedenou doktorskou disertační práci vypracoval/a samostatně pod vedením školitele doc. Ing. Václava Kuráže. Použitou literaturu a další materiály uvádím v seznamu použité literatury. Disertační práce vznikla v souvislosti s řešením projektu: GAČR (205/08/1174 a 205/09/1918) a MŽP (SP/1a6/151/07). v Praze dne podpis 2

3 Poděkování Za vedení doktorského studia a disertační práce děkuji doc. Ing. Václavu Kurážovi, CSc. (Stavební fakulta ČVUT v Praze). Poděkování patří rovněž Ing. Miroslavu Tesařovi, CSc. (Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i.) za všestrannou podporu a metodické vedení experimentální části práce. RNDr. Daniela Fottová a RNDr. Markéta Štěpánová (Česká geologická služba, v. v. i.) laskavě poskytly informace o chemismu srážkové a povrchové vody a cenné konzultace při jejich vyhodnocování. Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i. zpřístupnil pro potřeby zpracování disertační práce datový sklad povodí Liz a archivní výzkumné publikace. Práce vznikla za podpory projektů podporovaných GAČR (205/08/1174, 205/09/1918) a MŽP (SP/1a6/151/07). 3

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

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

6 it rains, newly infiltrated rain water displaces the old water from the soil. Then mostly rainwater flows from the soil. Thereafter is runoff created by a mixture of both waters with a declining contribution of rainwater. In dry and warm period, the age of water flowing into the stream can be quantified, since in the period when the flow rate decreases, also decreases the content of potassium ions in the water flowing from the soil into the stream. This is because consumption of potassium in the soil water by transpirated plants. Therefore, the age of the soil water can be measured by the concentration of potassium ions in the water flowing from the basin. Conclusions about the mechanism of potassium leaching from the basin were verified using eight years series of independently measured loss of potassium and sodium ion from the Liz basin. It was found that the monthly sums of extreme loss of potassium and sodium correlate with high monthly precipitation totals. The extreme annual sums of sodium loss correlate with high annual precipitation totals. On the other hand, this correlation was not proved for potassium. This confirms therefore essential knowledge obtained using ion selective measurements, that the new rainwater occurs in the runoff only rarely in significant runoff waves caused by heavy rainfall. The obtained data suggest that soil water is a significant component of direct runoff. Key words: runoff hydrology, hydrograph separation, hydrochemical tracers, cations leaching 6

7 Obsah Souhrn...4 Abstract Úvod Cíl práce Literární přehled Formování dešťového odtoku z povodí Preferenční proudění vody v půdě Hydrofobie půd Role vegetačního krytu ve vodním režimu půd a povodí Výtok půdní a srážkové vody do toku Vodní režim půd a povodí Separace hydrogramu odtoku z povodí a stopovače Chemismus podzemních vod Formování chemického složení podzemních vod Vertikální zonálnost podzemních vod Organické látky Fyzikálně chemické složení podzemních vod Anorganické ionty jako stopovače Konzervativní stopovače Reaktivní stopovače Vyplavování kationtů z horských povodí v ČR Experimentální povodí Liz Přírodní poměry Přístrojové vybavení Historie hydrologického výzkumu v povodí Volyňky Souhrn výsledků výzkumu hydrologického cyklu povodí Souhrn výsledků výzkumu látkové bilance povodí Metodika Stopovače pro separaci odtoku z povodí Kontinuální měření iontové vodivosti, draslíku, průtoku a srážek Měsíční stanovení koncentrace sodného a draselného iontu Doplňková hydrologická a meteorologická měření Zpracování a vyhodnocování dat

8 6. Výsledky Roční a měsíční ztráty draselných a sodných iontů v letech 2002 až Výtok půdní a srážkové vody do toku při dešti Výtok půdní a srážkové vody do toku během bezesrážkového období Tenzometrické tlaky Diskuse Tvorba odtoku z povodí v ročním měřítku Tvorba odtoku z povodí v měsíčním měřítku Tvorba odtoku z povodí v desetiminutovém měřítku Závěr Seznam literatury...84 Seznam tabulek Seznam obrázků Seznam symbolů Seznam příloh Příloha 1: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 2: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2002 na povodí Liz Příloha 3: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 4: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2003 na povodí Liz Příloha 5: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 6: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2004 na povodí Liz Příloha 7: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 8: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2005 na povodí Liz Příloha 9: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 10: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2006 na povodí Liz Příloha 11: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 12: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2007 na povodí Liz Příloha 13: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 14: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2008 na povodí Liz Příloha 15: Srážky, odtok a ztráta Na a K výtokem z povodí Liz v měsících roku Příloha 16: Součtové čáry srážek, odtoku, výtoku sodíku a draslíku v roce 2009 na povodí Liz Příloha 17: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2002 na povodí Liz Příloha 18: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2002 na povodí Liz Příloha 19: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2003 na povodí Liz Příloha 20: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2003 na povodí Liz

9 Příloha 21: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2004 na povodí Liz Příloha 22: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2004 na povodí Liz Příloha 23: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2005 na povodí Liz Příloha 24: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2005 na povodí Liz Příloha 25: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2006 na povodí Liz Příloha 26: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2006 na povodí Liz Příloha 27: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2007 na povodí Liz Příloha 28: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2007 na povodí Liz Příloha 29: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2008 na povodí Liz Příloha 30: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2008 na povodí Liz Příloha 31: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku sodíku v roce 2009 na povodí Liz Příloha 32: Součtové čáry srážek, odtoku a výtoku draslíku v roce 2009 na povodí Liz Příloha 33: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 34: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 35: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 36: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 37: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 38: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 39: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce Příloha 40: Chemismus vody v uzávěrovém profilu povodí Liz v hydrologickém roce

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

11 přesycení vytéká do podložních vrstev, kde dosycuje mělkou podzemní vodu. Pohyb půdní vody proto podstatně ovlivňuje celý proces transformace srážky na odtok z povodí. Dříve se soudilo, že půdní voda spoluvytváří zejména základní odtok. Dnešní poznatky ukazují, že půdní voda je v některých hydrologických situacích výraznou složkou přímého odtoku. V předložené práci je navržena metoda dvousložkové separace odtoku užívající jako stopovače draselný iont a iontovou vodivost vody. Metoda je založena na kontinuálním měření napětí na iontově selektivní draselné elektrodě a celkové iontové vodivosti vody v uzávěrovém profilu na páteřním toku malého povodí. Správnost metody byla prověřena ve větším časovém měřítku na nezávisle měřené osmileté řadě srážko odtokových a chemických dat, kterou poskytly Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i. a Česká geologická služba, v. v. i. Experimentální měření a prověření metody proběhlo na povodí Liz na Šumavě. Měřící zařízení vlastnil a provozoval Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i. Povodí Liz je významným zdrojem hydrologických poznatků již od roku 1965, kdy bylo v rámci Mezinárodní hydrologické dekády založeno (Balek, Holeček 1964; Balek, Kulveitová 1977). V současné době jej provozuje Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v. v. i. (Tesař et al. 2006a). 11

12 2. Cíl práce Cílem práce je navrhnout a ověřit metodu dvousložkové separace odtoku z malého povodí za použití dvou nekonzervativních stopovačů pro odlišení nové dešťové vody a staré půdní (mělké podzemní) vody v odtoku. Metoda separace odtoku musí umožnit zodpovědět otázky: Jak se mění zastoupení dešťové a půdní vody ve směsi obou vod ve výtoku z povodí? Jakým hydrodynamickým mechanismem dochází k výtoku půdní vody do podloží a toku? Lze kvantifikovat stáří vody vytékající do toku, tedy délku zdržení vody v půdě? Experimentální ověření metody se provede na povodí Liz na Šumavě ve třech časových měřítcích: roční měřítko, měsíční měřítko, desetiminutové měřítko. 12

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

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

15 dají, že základní odtok podzemní vody do toků klesá během vysokých vodních stavů. Některé práce ukazují, že tomu tak není vždy (Sklash, Farvolden 1979; Tallaksen 1995). Statistický přehled poměru základního odtoku a přítoku dešťové vody do toku zpracoval Buttle (1994) pro povodí v Severní Americe, Evropě, Západní Austrálii a Novém Zélandu. Z těchto údajů plyne, že to je základní odtok, a ne přímý přítok dešťové vody, který více přispívá do toku během deště. Vzhledem k tomu, že základní odtok je tvořen vodou, která protekla půdou, je nezbytné se detailněji věnovat mechanismům proudění vody v půdě. 3.2 Preferenční proudění vody v půdě Proudění vody v půdě probíhá ve složité spleti pórů nejrůznějších velikostí za účasti mnoha fyzikálních a chemických interakcí s pevnou a plynnou složkou půdy. V některých případech dochází k tomu, že voda teče půdou jen malým počtem zřetelně smočených cest. V těchto cestách probíhá mnohem rychlejší proudění než v okolní méně smočené půdní matrici. Nazývají se preferenční cesty a proudění v nich se označuje jako preferenční. V souhrnné publikaci Šimůnka et al. (2003) se uvádí, že jako preferenční proudění se označují všechny jevy, kdy voda proudí soustavou cest a obtéká část porézní matrice, přičemž nerovnováha je nejdůležitějším příznakem preferenčního proudění (Ross, Smettem 2000; Vogel H. J.et al. 2010; Hassanizadeh et al. 2002). Nerovnováha (při preferenčním proudění) je definována jako takový režim proudění, kdy z různých důvodů nemá (preferenčně) proudící voda dostatek času, aby dosáhla rovnováhy s pomalu proudící vodou obsaženou v pórech půdní matrice (Germann, Di Pietro 1999). Jedná se tedy v zásadě o nerovnováhu dynamickou, plynoucí z výrazné odlišnosti rychlosti proudění v pórech matrice a v pórech tvořících cesty. 15

16 Přehled podmínek, kdy v půdě může vzniknout preferované proudění, podává více prácí (Germann, Di Pietro 1996; Lichner et al. 2002; Šimůnek et al. 2003). Preferenční proudění vzniká v důsledku heterogenity porézní sítě v materiálu, nebo je projevem nestability čela zvlhčení při infiltraci vody do pórů v materiálu. V tomto případě může být porézní síť makroskopicky homogenní (Pražák et al. 1992; Germann, al Hagreyb 2008). K nestabilitě čela zvlhčení v homogenních porézních sítích dochází v důsledku hydrostatické nerovnováhy, kdy tíha vodního sloupce překonává stabilizační síly. Sblížení obou koncepcí nerovnováhy při preferenčním proudění hydrodynamické a hydrostatické podává práce Kutílka a Germanna (2009). Preferenční proudění v heterogenní půdě lze očekávat v půdách s makropóry otevřenými až na povrch, kdy voda při infiltraci obchází půdní matrici (bypass flow) (Beven, Germann 1982). Případně také ve zvrstvených půdách, kdy na sobě leží vrstvy značně odlišné hydraulické vodivosti. V takovém případě může vzniknout proudění v jakoby nálevce (funneled flow, funneling) (Kung 1990). Nestabilita čela zvlhčení při infiltraci vody do půdy se projevuje tak, že z něj zřetelně vybíhají smočené prsty (fingered flow, fingering). K tomu může docházet v dobře vodivých písčitých půdách při nenasyceném proudění (Parlange, Hill 1976) a v půdách s vysokým obsahem hydrofobních látek a ve zvrstvených půdách (Dekker, Ritsema 1996). Zmíněné příklady jsou konkrétními projevy gravitačně destabilizovaného proudění (gravity fingering, instability driven flow) (Glass, Nicholl 1996; Hincapié, Germann 2009a, b). Příčinou nestability proudění je převaha gravitačních sil, které vodu uvádějí do pohybu směrem dolů, nad silami kapilárními, které vodu poutají v pórech. Pro posouzení stability proudění v pórech se používá bezrozměrné číslo Bo (Or 2008). Bo ga 16 2 (1)

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

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

19 Preferenční proudění ve strukturních materiálech, jako jsou puklinaté horniny nebo půdy s makropóry, se popisuje pomocí modelů duální pórovitosti nebo duální vodivosti. Modely jsou založeny na představě, že materiál sestává ze dvou interagujících domén domény inter agregátových makropórů a domény intra agregátových mikropórů v agregátech tvořících matrici. Modely duální pórovitosti někdy předpokládají, že voda se v matrici nepohybuje. Modely duální vodivosti tento předpoklad nezavádějí (Šimůnek et al. 2003). Modely duální pórovitosti zavádějí několik odlišných konceptů proudění v makropórech. Jsou popsány např. Poiseuillovou rovnicí, rovnicí kinematické vlny (Germann 1985, 1990; Germann, Beven 1981, 1985) nebo Richardsovou rovnicí (Gerke, Genuchten 1993). V modelech duální pórovitosti se uplatňuje několik představ o výměně vody mezi doménami makropórů a mikropórů. V zásadě existují výměny vody dvou typů rovnovážné a nerovnovážné modely výměny vody. V rovnovážných modelech se předpokládá, že voda na styku pórů obou domén je v energetické rovnováze, naproti tomu nerovnovážné modely zahrnují možnost energetické nerovnováhy na styku domén. Detailní rozbor modelových technik je uveden v publikacích Köhneho et al. (2009a, b). 3.3 Hydrofobie půd Hydrofobie půd podstatně ovlivňuje vodní režim půd a povodí, proto se výzkumu hydrofobie věnuje soustavná pozornost (Dekker, Ritsema 1996; Doerr et al. 2000; Doerr 1998). Hydrofobie půdy je způsobena tím, že povrch některých půdních částic je méně než dokonale smáčivý, tedy úhel smáčení mezi vodou a pevnou fází je větší než 90 (Lichner 2003). Hydrofobie půdy jako soustavy půdních částic závisí zejména na poměrném zastoupení smáčivých a nesmáčivých půdních částic. Čím je v půdě větší zastoupení nesmáčivých částic, tím více roste hydrofobie půdy. 19

20 Hydrofobie půdy se kvantitativně vyjadřuje pomocí velikosti vodoodpudivosti (severity/degree of water repellency) a stálosti vodoodpudivosti (persistence). Pro měření obou veličin jsou vypracované standardizované laboratorní a terénní testy. Měří se úhel smáčení, výška kapilární elevace, vstupní tlak vody, molarita kapky etanolu (MED test, molarity of an ethanol droplet test), čas vniku kapky vody do půdy (WDPT test, water drop penetration time test), průměrná rychlost infiltrace vody do půdy (SRI test, small ring infiltrometer test), rychlost zvlhčování vzorku půdy, sorptivita půdy a index vodoodpudivosti půdy. Experimentální metody jsou popsány v literatuře (Lichner 2003). Bylo vypracováno několik klasifikací hydrofobie půdy, žádná však nedošla všeobecného uznání (Doerr 1998). Hlavním zdrojem látek, které hydrofobizují povrch půdních částic, je půdní organická hmota, živá složka půdy a rostliny (Lichner 2003). Rozkladem půdní organické hmoty vznikají vodoodpudivé látky. Vodoodpudivé látky také mohou produkovat půdní mikroorganismy. Z některých rostlin skapávají na půdu živice, vosky a aromatické oleje. Některé rostliny uvolňují z kořenů do půdy vodoodpudivé látky. Zdrojem těchto látek také mohou být produkty rozkladu rostlinného opadu nebo mrtvých kořenů. Hydrofobie půdy je dále závislá na její textuře, zejména je podstatný obsah jílových minerálů (Lichner 2004). Mezi hydrofobií půdy a obsahem jílových minerálů však neexistuje jednoduchý vztah. Dalším faktorem je vlhkost a teplota půdy. Vztah mezi vlhkostí a vodoodpudivostí půdy je rovněž komplikovaný (Lichner et al. 2002). Vliv teploty na vodoodpudivost půdy také není jednoznačný (DeBano 2000). Hydrofobie půdy se proto v čase mění s tím, jak se mění její vlhkost, teplota a obsah organických látek. 20

21 3.4 Role vegetačního krytu ve vodním režimu půd a povodí Vegetační kryt má ve vodním režimu půd a povodí několik funkci: Zachycuje část srážkové vody intercepcí. Zvětšuje retenční kapacitu povrchu půdy pro vodu. Ovlivňuje smáčivost povrchové vrstvy půdy retenční kapacitu půdy v důsledku vnosu organických látek. Ovlivňuje množství a chemické složení srážek propadajících vegetací na povrch půdy. Ovlivňuje klimatické poměry v lokálním i globálním měřítku. Intercepční kapacita stromového porostu je několik milimetrů (Kantor 1983). Důležitou roli hraje intercepce při výparu. Je li povrch vegetace smočený, pak místo k fyziologické transpiraci dochází k evaporaci intercepční vody z povrchu rostlin. Intercepce tak znamená úsporu transpirační vody, která by se jinak musela odebrat z půdy (Kantor 1987). Zvětšení retenční kapacity krajiny pro vodu v důsledku vegetačního porostu může být významné z hlediska transformace srážek na odtok při běžných přívalových deštích o úhrnu okolo 60 mm. V takových případech jsou odtoková maxima značně ovlivněna druhovým složením vegetačního pokryvu. Je to dáno tím, že srážka takového úhrnu zpravidla nestačí infiltrovat do půdy. Pak se začne uplatňovat povrchová retence, která je vysoce závislá na druhu porostu a jeho vývojovém stádiu (Czelis, Spitz 2003; Prudký 2003). Teprve, je li povrchová retence překročena, vznikne hortonovský povrchový odtok, který ovlivňuje zejména vzestupnou větev hydrogramu odtoku (Kuřík 2000). Při katastrofálních srážkách o úhrnu několika set milimetrů je vliv povrchové retence na průběh odtoku nevýznamný (Tesař at al. 2010). 21

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

23 Vegetační kryt ovlivňuje klimatické poměry v lokálním i globálním měřítku. Rostliny se podílejí na vytváření klimatu podstatnou měrou tím, že transpirují, tedy výparem převádějí vodu z půdy do atmosféry. Následkem toho ovlivňují skleníkový efekt atmosféry a množství tepla, které se vyzáří ze zemského povrchu do atmosféry. Oba faktory jsou rozhodující pro lokální a globální cirkulaci atmosféry a spolu s ní i pro přenos tepla a vody na planetě (Pokorný 2000). V důsledku transpirace se zvětšuje vlhkost vzduchu, což v noci vede ke sníženému vyzařování tepla z atmosféry do vesmíru. Tedy se zvětšují noční teploty oproti poměrům bez transpirující vegetace. Ke kondenzaci vodní páry a uvolnění skupenského tepla dochází zpravidla na chladnějších místech. Tímto způsobem se vyrovnávají teplotní rozdíly v čase a prostoru, a tím se vyrovnávají i rozdíly v tlaku vzduchu (Pokorný 2000). Navíc transpirační chlazení nejen snižuje teplotu atmosféry, ale brání rovněž průniku tepla do půdy. Takto funguje transpirace jako homeostatický mechanismus, který brání vzniku meteorologických a hydrologických extrémů, zvyšuje produkci entropie při výparu vody a zvyšuje hrubou primární produkci fytomasy (Šír et al. 2008; Tesař et al. 2007). 3.5 Výtok půdní a srážkové vody do toku Transport vody půdními póry je nejvíce ovlivněn souběžným působením gravitace a kapilarity na vodní roztok. V pórech o malém efektivním průměru převládá kapilarita, která vodu stabilizuje v pórech a nasává proti tíži, nad gravitací, která vodu uvádí do pohybu směrem dolů. V takových pórech probíhá proudění difúzního typu (Richards 1931). Při difúzním proudění trvá styk vody s půdní matricí velice dlouho, mohou to být dny až desítky dnů. Chemické složení vytékající staré vody je silně ovlivněno stykem s půdou, avšak množství vyteklé vody z půdy do podloží a do toku je malé. V nekapilárních pórech je vliv kapilárních sil na pohyb vodního roztoku zanedbatelný, probíhá v nich makropórové proudění (Germann 1985). V zásadě při makropóro 23

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

25 že bohatší srážková činnost způsobuje větší odtok z povodí a naopak. Proto je na velkém povodí srážko odtokový vztah dobře popsatelný konceptem předchozí srážky. Zásoba vody v půdě v povodí je pak nanejvýše aditivním faktorem, často zanedbávaným (Tesař et al. 2004). V sušší půdě je obsažena voda spíše v menších pórech, kde je poutána větší kapilární silou, přičemž větší póry jsou zpravidla suché. Proto zmenšování vlhkosti půdy vede ke stabilizaci půdní vody vůči gravitaci. Významným mechanismem zmenšování vlhkosti půdy je odběr vody kořenovou soustavou na transpiraci rostlin (Feddes et al. 2001). V bezdeštném a teplém období se díky transpiračnímu odběru vlhkost půdy trvale snižuje, voda se v půdě postupně stabilizuje a jen pomalu se pohybuje mechanismem difúzního proudění. S trváním bezdeštného a teplého období se proměňuje chemické složení půdní vody a vody vytékající z půdy do podloží a toku. Zpravidla dochází ke snižování obsahu draselného iontu, neboť ten je odsáván spolu s půdní vodou do transpirujících rostlin. Odtok recipientem z povodí je v nejhrubším přiblížení tvořen srážkovou vodou, která neprošla půdní zdrží (přímý odtok, povrchový odtok atp.), vodou vytékající z podzemních zásobníků (výtok nesouvisí s aktuální srážkovou činností, základní odtok) a vodou vytékající z půdy do transportní zvodně nebo do hladiny mělké podzemní vody. V důsledku závislosti odtoku na nasycení půdy vodou před deštěm je pro srážko odtokový vztah typický tzv. prahový efekt, kdy se odtok z povodí projeví až po překročení určité prahové hodnoty kumulativní srážky (Tromp Van Meerveld, McDonnell 2006a, b). Proto odpověď na otázku, zda půda tlumí nebo zesiluje srážkové pulsy při jejich transformaci na odtok do podloží, zní: V případě půdy nasycené vodou půda srážkové pulsy nezeslabuje, může je i zesilovat, v případě sušší půdy může půda zeslabit srážkový puls až k nulovému odtoku (Tesař et al. 2004). 25

26 3.6 Vodní režim půd a povodí Při infiltraci a redistribuci srážkové vody dochází střídavě k více typům proudění vody v půdě (difúzní, preferenční makropórové, gravitačně destabilizované) v závislosti na hydrofyzikálních vlastnostech půdy, intenzitě srážky (nebo hloubce výtopy) a počáteční vlhkosti. V rámci vodního režimu půd se střídání typů proudění projevuje střídáním perkolačních a akumulačních fází (Tesař et al. 2001). V perkolační fázi dochází k transformaci srážky na odtok z půdy. V akumulační fázi se čerpá akumulovaná půdní voda na transpiraci rostlin. Odběr vody z kořenové zóny půdy se projevuje snižováním vlhkosti půdy. Současně může někdy docházet k dosycování půdy v kořenové zóně vzlínáním vody z podložních horizontů. Vodní režim půdy je charakterizován časovými řadami denních úhrnů infiltrované srážkové vody, odebrané vody na evapotranspiraci, vody prosáklé do podložních horizontů a zásob půdní vody v jednotlivých půdních horizontech. Na stanovištích s dostupnou hladinou podzemní vody nutno vzít v úvahu ještě případné sycení půdy vodou z podloží. Postižení vzájemné závislosti vodního režimu půd a vodního provozu rostlin je netriviální záležitostí, neboť o tom, zda v kořenové zóně půdy je aktuálně dostatek vody, spolurozhoduje časový vývoj vodního režimu půd a vodního provozu rostlin za předcházející období několika dnů až týdnů. Vodní režim půd se stanovuje na základě tenzometrického monitoringu. V jeho rámci se v pravidelném intervalu měří tenzometrický tlak v půdních horizontech a úhrn srážek. Tenzometrické tlaky se přepočítávají pomocí retenčních křivek na vlhkost půdních horizontů a následně na zásobu vody v půdě. Ta se určí jako součet zásob v jednotlivých horizontech (Kutílek 1977). Z měřené globální radiace a teploty vzduchu se vypočtou denní úhrny potenciální transpirace (Pražák et al. 1994). Aktuální transpirace (evapotranspirace) je ve dnech, kdy zásoba půdní vody není ne 26

27 dostatečná, rovna transpiraci potenciální. Ve dnech s nedostatečnou zásobou půdní vody a při bezsrážkové situaci se pokládá evapotranspirace za nulovou. Půda se chová jako nádrž, která se zaplňuje vsakující srážkovou vodou a vyprazdňuje výparem přes horní povrch a výtokem spodním povrchem do podložního transportního kolektoru. Vodohospodářská bilance půdy v podmínkách bez dostupné hladiny podzemní vody je vyjádřena rovnicí (2). Z S V E (2) V ní značí Z změnu zásoby vody v půdě, S srážky, V výtok do transportního kolektoru, E evapotranspirační výpar. Členy bilanční rovnice se v souladu s meteorologickou praxí vyjadřují ve výškovém tvaru v milimetrech. Zásobou vody v půdě se myslí aktuální objem vody v půdním sloupci. Změna zásoby vody v půdě je rozdílem zásoby vody v půdě na konci a na počátku bilančního kroku. Časová posloupnost bilančních členů vodohospodářské bilance půdy vyjadřuje vodní režim půdy (Tesař et al. 2001). Vodní režim povodí se stanovuje na základě vodohospodářská bilance povodí. Ta je ve vegetační sezóně pro případ dobře vybraných experimentálních povodí jednoduchá. Jediným vodním zdrojem jsou srážky dopadlé na plochu území, voda vytéká měrným přepadem na toku v uzávěrovém profilu povodí a vypařuje se do vzduchu z plochy povodí. Voda se zadržuje v půdě a v podložním transportním kolektoru (celková zásoba). Bilanční rovnice povodí za bilanční krok má tvar (3). Z S O E (3) V rovnici značí Z změnu celkové zásoby v povodí, S srážky, O odtok uzávěrovým profilem, E evapotranspirační výpar. Členy bilanční rovnice se vyjadřují ve výškovém tvaru v milimetrech. Časová posloupnost bilančních členů vodohospodářské bilance povodí vyjadřuje vodní režim povodí (Tesař et al. 2001). 27

28 3.7 Separace hydrogramu odtoku z povodí a stopovače Při studiu vodní bilance povodí je důležité odhadnout množství srážek, které skutečně dotují podzemní vodu, to je stanovit podíl srážek, které dotují podzemní vodu a které odtečou povrchovým odtokem. Rychlost, s jakou se mění základní odtok během času, je měřítkem oběhu podzemí vody v povodí (Kliner, Kněžek 1974; Maloszewski, Zuber 1982). Separace hydrogramu odtoku na základní a dešťový odtok je výchozí metodou, jak určit složky odtoku z povodí (Holko 1995; Lichner, Holko 2001). Myšlenka separace hydrogramu je založena na skutečnosti, že lze nalézt stopovače, jejichž zastoupení v podzemní (a/nebo půdní) a dešťové vodě je natolik kontrastní, že ve směsi dvou/třech vod ve vodním toku lze určit podíl jednotlivých vod na základě známé koncentrace stopovačů v jednotlivých vodách, z nichž je výsledná směs v toku utvořena. Aby byla separace reálně proveditelná, musí stopovač splňovat tyto podmínky: musí být specifický pro jednu z vod, mít známou závislost rozkladu/rozpadu na čase, mít koncentraci plošně homogenní na povodí, zdroje a propady stopovače v povodí musí být zanedbatelné vzhledem k měřeným vstupům do povodí a výstupům z něj. Stopovačem může být nějaká látka obsažená ve vodě nebo nějaká vlastnost vody. Jako stopovače lze použít: umělé izotopy, přírodní izotopy, chemické složení vody např. obsah chloridů, křemíku atd., fyzikální vlastnosti vody např. teplotu, elektrickou vodivost, zákal atd. 28

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

30 horních centimetrech vodivé vrstvy půdy). V novější době bylo poznáno, že tento přístup je správný jen v některých případech. A že tedy může existovat i více než jeden mechanismus odtoku srážkové vody. Proto je třeba někdy odlišovat při separaci více složek než konvenčně uvažované dvě. Hinton et al. (1994) použili 18 O a SiO 2 jako doplňkové ukazatele v trojsložkové separaci odtoku na podzemní, půdní a dešťovou vodu. Tento přístup předpokládá, že všechen SiO 2 pochází z půdy nebo podzemní vody, přestože suchý spad během srážkové události může mít za následek podstatné chemické zatížení odtoku. Nicméně studie ukazuje, že lze odlišit víceré přítoky vody do toku z povodí. Hinton et al. (1994) a Kendall et al. (1995) shrnuli důležité mechanismy tvorby odtoku a zdůraznili, že jednoduchý dvousložkový model má omezení vyplývající ze skutečnosti, že izotopické složení deště, podkorunových srážek, sněhové, půdní a podzemní vody je proměnlivé a často odlišné. Tudíž pro každou složku by byl potřebný další nezávislý ukazatel do látkové bilance. V mnoha studiích, používajících izotopové složení rozpuštěných látek, byly získány nejednoznačné výsledky, neboť: neexistuje ani jeden ukazatel specifický pro každý ze zdrojů vody, nejsou dostatečně známé vlastnosti jednotlivých zdrojů vody (např. složení podkorunových srážek při různých klimatických podmínkách), ukazatel není konzervativní. Závěrem možno konstatovat, že správná volba stopovačů rozhoduje o úspěšnosti metody separace odtoku v konkrétním případě, nejspíše neexistuje univerzální sestava stopovačů pro všechny přírodní podmínky, konzervativní stopovače neumožňují spolehlivě odlišit starou a novou vodu v toku. 30