Mendelova univerzita v Brně Agronomická fakulta Ústav aplikované a krajinné ekologie

Transkript

1 Mendelova univerzita v Brně Agronomická fakulta Ústav aplikované a krajinné ekologie Porovnání rychlostí vsaku vody do půdy na vybraných lokalitách Diplomová práce Vedoucí práce: Ing. Tomáš Mašíček, Ph.D. Vypracovala: Bc. Lenka Váchová Brno

2 Mendelova univerzita v Brně Ústav aplikované a krajinné ekologie Agronomická fakulta 2010/2011 ZADÁNÍ DIPLOMOVÉ PRÁCE Autorka práce: Studijní program: Obor: Bc. Lenka Váchová Zemědělská specializace Agroekologie Název tématu: Porovnání rychlostí vsaku vody do půdy na vybraných lokalitách Rozsah práce: 50 stran + přílohy Zásady pro vypracování: 1. Vypracování literárního přehledu popisující danou problematiku se zaměřením na fyzikální vlastnosti půd 2. Charakteristika řešeného území 3. Infiltrační pokusy v polních podmínkách 4. Zpracování, vyhodnocení a porovnání naměřených hodnot na vybraných lokalitách 5. Prodiskutování zjištěných výsledků Seznam odborné literatury: 1. CÍSLEROVÁ, M. Inţenýrská hydropedologie. 1. vyd. Praha: ČVUT v Praze, s JANDÁK, J. -- POKORNÝ, E. -- PRAX, A. Půdoznalství. 2. vyd. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, s. ISBN JANDÁK, J. a kol. Cvičení z půdoznalství. 1. vyd. Brno: Mendelova zemědělská a lesnická univerzita v Brně, s. ISBN KUTÍLEK, M. Vodohospodářská pedologie. Praha: SNTL/ALFA, s. VÁCHOVÁ, L. Měření infiltrace půd a její vyuţití při hodnocení krajiny a její ekologické stability. 5. Bakalářská práce. Brno: MZLU v Brně, s. 6. VALIŠ, S., ŠÁLEK, J.: Hydropedologické praktikum. 2. vyd. Brno: VUT v Brně, s. 7. VÁŠA, J., DRBAL, J.: Retence, pohyb a charakteristiky půdní vody. Práce a studie VÚV 131. Praha s. Datum zadání diplomové práce: říjen 2009 Termín odevzdání diplomové práce: duben 2011 Bc. Lenka Váchová Autorka práce Ing. Tomáš Mašíček, Ph.D. Vedoucí práce prof. Ing. František Toman, CSc. Vedoucí ústavu prof. Ing. Ladislav Zeman, CSc. Děkan AF MENDELU 2

3 PROHLÁŠENÍ Prohlašuji, ţe jsem diplomovou práci na téma: Porovnání rychlostí vsaku vody do půdy na vybraných lokalitách vypracovala samostatně a pouţila jen pramenů, které cituji a uvádím v přiloţeném seznamu literatury. Diplomová práce je školním dílem a můţe být pouţita ke komerčním účelům jen se souhlasem vedoucího diplomové práce a děkana Agronomické fakulty Mendelovy univerzity v Brně. dne. podpis diplomanta. 3

4 PODĚKOVÁNÍ Děkuji vedoucímu diplomové práce Ing. Tomáši Mašíčkovi, Ph.D. za cenné rady, připomínky a odborné vedení při zpracování diplomové práce. Dále děkuji všem pracovníkům Ústavu aplikované a krajinné ekologie Mendelovy univerzity v Brně, kteří se podíleli na terénních měřeních. Diplomová práce byla zpracována s podporou Výzkumného záměru č. MSM Biologické a technologické aspekty udrţitelnosti řízených ekosystémů a jejich adaptace na změnu klimatu uděleného Ministerstvem školství, mládeţe a tělovýchovy České republiky. 4

5 ABSTRAKT Diplomová práce se zabývá stanovením a vzájemným porovnáním infiltrační schopnosti půd na dvou vybraných lokalitách nacházejících v katastrálních územích Nosislav a Ţabčice. Pouţita byla metoda měření výtopové infiltrace pomocí dvou soustředných válců v polních podmínkách s následným zpracováním dat grafickoempirickou metodou dle Kosťjakova. Infiltrační schopnost půdy byla posuzována s ohledem na fyzikální vlastnosti zjištěné rozborem neporušených půdních vzorků. Výsledky svědčí o sníţené infiltrační schopnosti půdy vlivem zhutnění a zároveň o značných rozdílech mezi oběma lokalitami, jejichţ příčinou je především rozdílný půdní druh a z něho vyplývající odlišné fyzikální vlastnosti. Klíčová slova: infiltrace, vodní reţim půd, zhutnění půdy ABSTRACT This diploma thesis deals with determination and mutual comparison of soil infiltration capacity at two selected localities in the cadastral territory of Nosislav and Ţabčice. The method employed was measuring irrigation infiltration using two concentric cylinders in field conditions. The data were subsequently processed using graphic-empiric method based on Kostiakov. Soil infiltration capacity was assessed with respect to physical characteristics established by analysis of intact soil samples. The results show decreased soil infiltration capacity due to compaction and simultaneously great differences between the two localities. They are most importantly caused by different soil type and consequent different physical characteristics of the soil. Key words: infiltration, water regime of soil, soil compaction 5

6 OBSAH 1 ÚVOD LITERÁRNÍ PŘEHLED Definice infiltrace Význam infiltrace Průběh infiltrace Redistribuce infiltrované vody Faktory ovlivňující infiltraci Hydrologické faktory Půdní faktory CÍL PRÁCE CHARAKTERISTIKA ŘEŠENÉHO ÚZEMÍ Lokalizace území Biogeografické členění Geologické poměry Geomorfologické poměry Klimatické poměry Půdní poměry Charakteristika dle BPEJ Půdní typ Půdní druh MATERIÁL A METODIKA Terénní měření výtopové infiltrace Zpracování výsledků terénních měření Rozbor neporušených půdních vzorků VÝSLEDKY A DISKUZE Vyhodnocení fyzikálních vlastností půdy Rozbor neporušených půdních vzorků z lokality Niva Rozbor neporušených půdních vzorků z Rozbor neporušených půdních vzorků ze Rozbor neporušených půdních vzorků z Rozbor neporušených půdních vzorků z

7 6.1.2 Rozbor neporušených půdních vzorků z lokality Kovál Rozbor neporušených půdních vzorků z Rozbor neporušených půdních vzorků ze Rozbor neporušených půdních vzorků ze Rozbor neporušených půdních vzorků z Srovnání obou zájmových lokalit z hlediska fyzikálních vlastností půdy Vyhodnocení infiltrační schopnosti půdy Výsledky terénních infiltračních pokusů na lokalitě Niva Výsledky terénních infiltračních pokusů z Výsledky terénních infiltračních pokusů ze Výsledky terénních infiltračních pokusů z Výsledky terénních infiltračních pokusů z Výsledky terénních infiltračních pokusů na lokalitě Kovál Výsledky terénních infiltračních pokusů z Výsledky terénních infiltračních pokusů ze Výsledky terénních infiltračních pokusů ze Výsledky terénních infiltračních pokusů z Srovnání obou zájmových lokalit z hlediska infiltrační schopnosti půdy ZÁVĚR

8 1 ÚVOD Voda je nezastupitelným přírodním zdrojem existence hydrologického cyklu představuje jednu ze základních podmínek ţivota na Zemi. V rámci tohoto cyklu se voda dostává do kontaktu s povrchem půdy v podobě sráţek. Jedním z rozhodujících faktorů, který určuje, zda se sráţková voda projeví jako prospěšný nebo naopak škodlivý činitel, je infiltrační schopnost půdy tedy její schopnost sráţkovou vodu vsakovat. Rychlost vsakování závisí kromě hydrologických poměrů především na vlastnostech samotné půdy, které jsou do značné míry ovlivněny také činností člověka a jeho hospodařením v krajině. Infiltrační schopnost ovlivňuje vlhkostní poměry půdy. U půdy s dobrou infiltrační schopností dochází k bezproblémovému doplňování zásob půdní vody. Ta představuje jeden z nejdůleţitějších faktorů úrodnosti půdy. Nedostatečná infiltrační schopnost naopak vede ke vzniku povrchového odtoku, který je příčinou celé řady negativních jevů. Patří mezi ně vodní eroze, zanášení vodních toků a vodních nádrţí splaveninami a vznik povodní. Zároveň se projevuje i nedostatkem vody v půdě a její nedostupností pro rostliny. Cílem diplomové práce je na základě terénních měření infiltrace vyhodnotit úroveň infiltrační schopnosti půdy ve vztahu k jejím fyzikálním vlastnostem a provést srovnání výsledků ze dvou různých lokalit. Pro účely měření byly vybrány dva pozemky nacházející se v Jihomoravském kraji v blízkosti obce Ţabčice. 8

9 2 LITERÁRNÍ PŘEHLED 2.1 Definice infiltrace Pronikání sráţkové vody z povrchu půdy do jejích hlubších vrstev nazývají vsakem či infiltrací autoři Váša a Drbal (1975). Jako průtok vody přes topografický povrch do půdy definuje infiltraci Kutílek (1978). Základními infiltračními charakteristikami jsou rychlost infiltrace a kumulativní infiltrace. Dle Váši a Drbala (1975) jsou tyto veličiny definovány následujícím způsobem: Rychlost infiltrace v t je mnoţství vody, které za jednotku času vsákne do půdy v určitém časovém termínu t od počátku vsakování. Nejčastěji se udává v jednotkách cm.min -1 nebo l.s -1.ha -1. Kumulativní infiltrace i t je celkové mnoţství vody, které vsákne do půdy od počátku vsakování, aţ do doby t. Udává se zpravidla v cm či l.ha Význam infiltrace Infiltrace představuje hlavní sloţku příjmu vodního reţimu půd, který je významnou součástí hydrologického cyklu. Infiltrací jsou sráţky rozděleny na podíl doplňující zásoby vody v půdním profilu a na podíl vody povrchově odtékající. Na infiltračním přítoku závisí růst vegetace. Infiltrovaná voda můţe být zdrojem pro doplňování zásob podzemních vod. Část sráţkové vody tak protéká půdním profilem, horninovým podloţím a rezervoáry podzemních vod, neţ se dostane do vodních toků. Průtok půdním a horninovým podloţím je velmi pomalý ve srovnání s rychlostí povrchového odtoku. Vysoká infiltrace tak způsobuje zpomalení oběhu vody. Toto zpomalení je obecně příznivý jev, zatímco urychlení hydrologického cyklu při nedostatečné infiltraci je neţádoucí. (Váša, Drbal, 1975) Při nízké infiltrační schopnosti půdy dochází ke vzniku nadměrného povrchového odtoku, který můţe být za určitých podmínek příčinou vodní eroze půdy. Důsledkem vodní eroze je degradace půdy, která se projevuje sníţením orniční vrstvy, zhoršením fyzikálních a chemických vlastností, nenávratnou ztrátou zeminy, humusu a minerálních ţivin. Dochází ke zhoršení podmínek pro ţivot půdních organismů. Negativně je ovlivněn růst rostlin a klesá moţnost efektivního vyuţití půdy. Půda představuje jednu ze základních sloţek, která se podílí na utváření krajiny. Narušení půdního prostředí a jeho stability se tak odrazí i na sníţení autoregulační schopnosti a odolnosti krajiny vůči působení rušivých vlivů.(zdralek, 1999) 9

10 2.3 Průběh infiltrace Infiltrace představuje příklad nestacionárního nenasyceného proudění. Na kapky vody dopadající na povrch půdy působí gravitace, která je hlavní silou zodpovídající za pohyb infiltrované vody. Dále se uplatňuje nasávací tlak půdy. Průběh infiltrace závisí v prvé řadě na mnoţství a způsobu dodávky vody na povrch půdy (sráţky, závlaha, postřik, zátopa) a dále pak na vlastnostech samotné půdy, především na její zrnitosti, struktuře, pórovitosti, stavbě půdního profilu, počáteční vlhkosti aj. Podle analýzy průběhu infiltrace provedené Colmanem a Bodmanem (1944), zrevidované Philipem (1956 cit. dle Kutílek, 1975) můţeme v půdním profilu při infiltraci vymezit následující 4 zóny: - zónu nasycení s plným nasycením vodou na hodnotu plné vodní kapacity. Mocnost zóny je omezená. - zónu přenosu s velmi pomalou změnou vlhkosti v čase i do hloubky. Vlhkost nedosahuje hodnoty plné vodní kapacity. Mocnost této zóny se zvětšuje v závislosti na délce trvání infiltrace. - zónu zvlhčení s prudkou změnou vlhkosti v čase i do hloubky. - čelo zvlhčení s velmi strmým vlhkostním gradientem přechodu do původní vlhkosti půdy. Je zřetelné jako viditelná hranice postupu infiltrující vody. Na obrázku (Obr. 1) jsou znázorněny vlhkostní profily při infiltraci do homogenní půdy s vyznačenými jednotlivými zónami (a). Ve skutečných poměrech dochází ke klínovitému uklonění čela zvlhčení (b). Obr. 1 Vlhkostní profily při infiltraci do homogenní půdy (Kutílek, 1978) 10

11 Při infiltraci netvoří čelo vsakující se vody rovinu, ale probíhá jazykovitě podle okamţitých nehomogenních půdních podmínek. Voda vniká do půdy nejsnadněji a nejrychleji trhlinami vzniklými např. při objemových změnách půdy vlivem vlhkostních změn a chodbičkami vytvořenými půdními ţivočichy nebo po odumřelých koříncích rostlin (tzv. influkce). Při přívalových deštích a po táních sněhu stéká voda takovými dutinami velmi rychle do velkých hloubek, dochází k vytváření hlubokých záteků výrazně přesahujících zónu zvlhčení. Při velmi silné influkci mohou být obtékány celé partie suché půdy. Pokud se tento jev opakuje často, dochází k vytvoření hrubé sloupkovité (hranolovité) struktury půdy. Naproti tomu víceméně pravidelně vniká voda do půdy nekapilárními póry. Uplatňují se i semikapilární a kapilární póry, ale díky působení kapilárních sil v nich dochází jen k malému pohybu vody a jejich význam je poměrně malý. Vsakování vody do půdy vykazuje časovou proměnlivost. Počáteční vysoká rychlost infiltrace (závislá především na počáteční vlhkosti půdy) se postupem času sniţuje. Je to dáno především sníţením gradientu potenciálu půdní vody vlivem vzrůstající mocnosti (délky) provlhčeného půdního profilu. Dále se sníţení rychlosti půdy podílí mnoţství pseudoagregátů obsaţených v půdě. Vysoce disperzní půdní hmota uvolněná při rozpadu pseudoagregátů vlivem zvlhčení vyplňuje nekapilární póry. Sníţení objemu nekapilárních pórů má za následek také sníţení rychlosti infiltrace. Určitý vliv na rychlost infiltrace můţe mít také vzduch uzavřený v pórech vsakující vodou. Zpomalení se nejvíce projeví při souvislém zatopení povrchu půdy vodou (např. pokud intenzita sráţek přesáhne vsakovací schopnost půdy). V případě, ţe se před čelem zvlhčení nachází méně propustná vrstva s vyšší vlhkostí nebo hladina podzemní vody, stlačuje se vzduch mezi oběma nasycenými zónami a působí jako bariéra proti dalšímu postupu čela zvlhčení a infiltrované vody. Pokud dojde k probublání stlačeného vzduchu, rychlost infiltrace se náhle prudce zvýší. (Kutílek, 1978) Po delším čase se rychlost infiltrace prakticky jiţ nemění, dochází k jejímu ustálení. Při konstantní rychlosti infiltrace je potom vzrůst kumulativní infiltrace s časem lineární. 11

12 2.4 Redistribuce infiltrované vody Po skončení infiltrace sráţkové vody je půda do určité hloubky prosycena vodou. Díky gravitaci a vysokému gradientu potenciálu mezi provlhčenou svrchní částí půdy a relativně sušší spodní částí půdy pod čelem zvlhčení dochází ke stékání vody z vrchní provlhčené vrstvy dolů, do sušší půdy. Proces se nazývá redistribuce infiltrované vody (Kutílek, 1978) či průsak (Váša, Drbal, 1975). Redistribuce je v podstatě podobná infiltraci, protoţe se dále do hloubky posouvá čelo zvlhčení. Avšak na rozdíl od infiltrace je jediným zdrojem vody provlhčená vrchní vrstva, z níţ voda pomalu stéká do podloţí. Původně ostré čelo zvlhčení, vzniklé během infiltrace se postupně rozplývá a zřetelná hranice mezi vlhkou a sušší částí půdy se ztrácí. (Kutílek, Kuráţ, Císlerová, 2004) Vlhkostní profily při redistribuci vody v půdě znázorňuje následující obrázek (Obr. 2.). Obr. 2 Vlhkostní profily při redistribuci vody v půdě po infiltraci (Němeček, Smolíková, Kutílek, 1990) S rostoucí hloubkou dochází k zadrţování vody v kapilárních pórech, v nichţ kapilární síly kompenzují vliv sil gravitačních. V přirozených podmínkách, kdy je půda vystavena celé řadě vnějších vlivů, nenastává rovnováţný stav, ale dochází k dalšímu rozdělení vody. Autoři Váša a Drbal (1975) nazývají tento jev redistribucí prosáklé vody. Nejčastěji je vyvolán lokální spotřebou vody (např. rostlinami v kořenové vrstvě či výparem u povrchu půdy apod.) s následným vyrovnáním vlhkosti, způsobeným 12

13 gradientem potenciálů. Další příčinou mohou být lokální změny teploty v půdě, jejichţ vlivem dochází k energetickým rozdílům a tedy opět ke vzniku gradientu potenciálů (významně se projevuje především v zimě, kdy dochází díky značným teplotním rozdílům k přesycování povrchové vrstvy vodou) Uplatnit se mohou i osmotické síly, plynoucí z rozdílů koncentrací půdního roztoku. Rychlost redistribuce je závislá na intenzitě vnějších vlivů a zpravidla menší neţ rychlost infiltrace. 2.5 Faktory ovlivňující infiltraci Na infiltraci má vliv celá řada faktorů, které se obecně dají rozdělit na faktory hydrologické a půdní, uplatňuje se také vliv vegetačního pokryvu. Jednotlivé faktory jsou mezi sebou úzce provázané a vzájemně se významně ovlivňují Hydrologické faktory Mezi hydrologické faktory patří především intenzita a délka trvání sráţek. Kutílek (1975) rozeznává dva typy vztahů mezi infiltrací a intenzitou sráţky. Pokud je intenzita sráţky menší nebo rovna rychlosti infiltrace, celá sráţka se zasákne a nedochází ke vzniku povrchového odtoku. V opačném případě, pokud intenzita sráţek rychlost infiltrace přesáhne, můţeme rozlišit dvě fáze. V první fázi se sráţka zasákne a nezpůsobuje povrchový odtok. Tato fáze je časově omezena. Ve druhé fázi se určitý podíl sráţky vsakuje, ale zároveň dochází ke vzniku povrchového odtoku, který s časem vzrůstá. Přechod mezi první a druhou fází se nazývá počátek výtopy. V grafickém znázornění infiltrace ze sráţky na následujícím obrázku (Obr. 3) je označen jako čas t p. Šrafovaně je označena ta část sráţky, která infiltruje. Významnou vlastností vegetace je zachytávání části sráţkové vody díky smáčení povrchu listů (intercepce). Sráţky dopadají přímo na povrch půdy s menší intenzitou a dochází tak k oddálení vzniku povrchového odtoku a sníţení jeho objemu. 13

14 Obr. 3 Rychlost infiltrace vody do půdy ze sráţky (Němeček, Smolíková, Kutílek, 1990) Půdní faktory Z půdních faktorů se na infiltrační schopnosti půdy největší měrou podílí zrnitost, obsah organické hmoty, pórovitost, struktura a vlhkost půdy na počátku infiltrace. Závislost infiltrace na charakteru půdy ukazuje tabulka č. 1. Zjednodušeně lze říci, ţe rychlost infiltrace klesá s rostoucím podílem jílnatých částic a je tedy nejvyšší u půd lehkých a nejniţší u půd těţkých. Tab. 1 Kategorizace infiltrační schopnosti a propustnosti půd při nenasycení vodou (Gardner et al., 1999) kategorie infiltrace velmi vysoká A 2,5-5,0 mm.min -1 a vyšší charakteristika půdy vysoká aţ nadměrná infiltrace; převáţně hluboké a nadměrně odvodněné písky a štěrkopísky; s časem se infiltrace nezpomaluje B C D E vysoká hlinitopísčité půdy nebo půdy s velmi propustným 0,85-2,5 mm.min -1 podloţím a středně těţkou ornicí; např. lehké spraše střední hlinité, dobře strukturní pudy, případně středně těţké v 0,25-0,85 mm.min -1 povrchové vrstvě a těţší (jh) ve spodině jílovitohlinité půdy, půdy nestrukturní, nestrukturní, nízká 0,08-0,25 mm.min -1 pudy s výrazným utuţením, pudy s lehčí povrch. vrstvou a těţší (jílovitou) spodinou velmi nízká pod 0,08 mm.min -1 velmi nízká infiltrace od povrchu; těţké, jílovité půdy nebo jíly, popř. půdy obdobného charakteru; v počátku můţe být infiltrace velmi rychlá do gravitačních pórů (trhlin) do nabobtnání jílu 14

15 Obsah organické hmoty v půdě příznivě ovlivňuje rychlost infiltrace. Humusová vrstva brání vytvoření souvislé vodní vrstvy a usnadňuje unikání vzduchu hromadícího se před čelem zvlhčení. (Krešl, 2001) Pórovitost půdy, udávající poměr objemu pórů k celkovému objemu půdy, je pro infiltraci vody do půdy zásadní. Půdní póry jsou prostředím, ve kterém dochází k pohybu půdní vody. Dělí se podle druhu a velikosti sil působících na vodu v nich obsaţenou na kapilární, nekapilární a semikapilární (Jandák, Prax, Pokorný, 2010). Nekapilární póry jsou charakterizované volným působením gravitace na vodu a z hlediska infiltrace mají největší význam. V kapilárních pórech působí na vodu kapilární síly, které vodu zadrţují a umoţňují její pohyb proti působení gravitace. Uplatňují se především při redistribuci prosáklé vody a mají přímý vliv na retenční schopnost půdy. Jejich význam při infiltraci je výrazně menší neţ u nekapilárních pórů, přestoţe i voda v nich obsaţená se můţe dát do pohybu vlivem vsakující vody. Semikapilární póry jsou přechodem mezi póry kapilárními a nekapilárními. Struktura půdy je dána prostorovým uspořádáním půdních agregátů. Z hlediska infiltrace je významná především stabilita půdních agregátů, tedy jejich odolnost vůči rozplavování vodou nebo půdním tlakům. Na stabilitu agregátů má příznivý vliv dostatek kvalitních organických látek, vápníku a příznivé zrnitostní sloţení půdy. Strukturní půda se stabilními drobtovými agregáty a s vyrovnaným poměrem kapilárních a nekapilárních pórů má vyrovnaný vodní reţim s dobrým zasakováním sráţkové vody. (Jandák, Prax, Pokorný, 2010) U nestrukturní půdy je jiţ počáteční rychlost infiltrace niţší a velmi rychle se dále sniţuje, zatímco u strukturní půdy se počáteční vysoká rychlost infiltrace během času sniţuje mírněji. Příčinou prudkého sníţení rychlosti na půdě s vysokým obsahem pseudoagregátů je jejich rozplavení vodou spojené se vznikem půdního škraloupu. Vzduch uzavřený v pórech pod škraloupem zhoršuje průběh infiltrace, zatímco v případě strukturní půdy můţe vzduch z pórů bez problémů unikat. (Kutílek, Kuráţ, Císlerová, 2004) Vliv strukturních vlastností půdy na její schopnost vsakovat vodu je patrný z následující tabulky (Tab. 2), ve které autoři Vališ a Šálek rozdělují půdy dle vsakovací schopnosti do třech kategorií. 15

16 Tab. 2 Charakteristika půd z hlediska jejich vsakovací schopnosti (Vališ, Šálek, 1970) Kategorie půdy podle vsakovací schopnosti I. Vsakovací schopnost je zpočátku velká aţ střední a v průběhu času se rychle zmenšuje II. Vsakovací schopnost je na počátku velká i střední, v průběhu času se zmenšuje pozvolna III. Vsakovací schopnost na počátku malá aţ střední, v průběhu času je téměř konstantní Charakteristika půdy podle jejích stálých vlastností a podle vlhkosti -Půda hlinitá nebo jílovitá s velkým mnoţstvím snadno rozplavitelných agregátů (pseudoagregáty) -Půda suchá aţ vyprahlá, s obsahem vody odpovídajícím bodu sníţené dostupnosti a méně. -Půda s vyvinutou agregovanou strukturou o pevných a vodovzdorných agregátech. Obvykle hlinitá aţ jílovitohlinitá s větším obsahem humusu a nasyceným sorpčním komplexem. -Půda s obsahem vody v rozmezí mezi maximální kapilární kapacitou a bodem sníţené dostupnosti. -Půda bez agregace, ulehlá, o malé kapilární pórovitosti, nenakypřená. Z hlediska zrnitostního sloţení můţe být písčitá, ale i jílovitá nebo hlinitá (spraš). -Půda s obsahem vody větším, neţ maximální kapilární kapacita. Negativní vliv na pórovitost a strukturu půdy má zhutnění půdy. Mezi jeho následky patří zvýšení objemové hmotnosti půdy, sníţení pórovitosti (především objemu nekapilárních pórů) a při vyšším stupni zhutnění i destrukce půdních agregátů. V důsledku těchto změn dochází k omezení propustnosti půdy pro vodu, sníţení infiltrační schopnosti a celkovému ovlivnění pohybu vody v půdě. (Javůrek, Vach, 2008) Zvýšená vlhkost půdy na počátku infiltrace vyjádřená hodnotou okamţité vlhkosti Θ udávané v hmotnostních či objemových procentech a označovaná jako počáteční vlhkost Θ i způsobuje zpomalení rychlosti infiltrace. Čím je vlhkost půdy vyšší, tím je menší rychlost infiltrace v počátečním a středním čase infiltrace. Pro velmi dlouhý čas se rozdíly způsobené odlišnou vlhkostí na počátku infiltrace ztrácejí. (Kutílek, Kuráţ, Císlerová, 2004) Kvalitativní a kvantitativní změny ve vztazích půdy a vody charakterizují půdní hydrolimity. Následující hydrolimity hrají významnou roli z hlediska rychlosti a průběhu infiltrace (Jandák a kol., 2009): - retenční vodní kapacita udává maximální mnoţství vody, které je půda schopna zadrţet po nadměrném zavlaţení v téměř rovnováţném stavu. Představuje rozmezí mezi kapilární a gravitační vodou. 16

17 - maximální kapilární vodní kapacita udává schopnost půdy zadrţet vodu pro potřeby rostlin v kapilárních pórech. Při závlaze se povaţuje za nejvyšší vlhkost, které je moţno dosáhnout, aniţ by nastaly nadměrné ztráty z převlhčení zavlaţované části půdního profilu. Je-li vlhkost vyšší, je půda zamokřena je mokrá nebo zbahnělá. - nasáklivost charakterizuje maximální zaplnění pórů při kapilárním nasycení. Její hodnota je blízká plné vodní kapacitě. 17

18 3 CÍL PRÁCE Cílem diplomové práce je na základě terénních měření infiltrace vyhodnotit infiltrační schopnost půdy ve vztahu k jejím fyzikálním vlastnostem na dvou vybraných lokalitách a provést porovnání zjištěných výsledků. S tímto cílem byly spojeny následující úkoly: - terénní měření výtopové infiltrace na vybraných lokalitách prováděné metodou dvou soustředných válců - zpracování naměřených údajů, pro které byla zvolena graficko-empirická metoda dle Kosťjakova - odběr neporušených půdních vzorků na vybraných lokalitách a jejich následný rozbor a stanovení vybraných fyzikálních vlastností půdy - vyhodnocení infiltrační schopnosti půdy na kaţdé z vybraných lokalit v průběhu sledovaného období provedené s ohledem na zjištěné fyzikální vlastnosti půdy a lokální sráţkové úhrny - porovnání výsledků z obou lokalit - prodiskutování výsledků 18

19 4 CHARAKTERISTIKA ŘEŠENÉHO ÚZEMÍ 4.1 Lokalizace území Řešené území zahrnuje následující dvě lokality: Nivu a Kovál. Obě se nacházejí na pozemcích Školního zemědělského podniku Ţabčice. Vlastníkem těchto pozemků je Mendelova univerzita v Brně. Lokalita Niva se nachází na pozemku Niva IV B, jehoţ výměra činí 12,04 ha a spadá do katastrálního území Nosislav. Lokalita Kovál se nachází na pozemku Nivky, jehoţ výměra činí 36,39 ha a je součástí katastrálního území Ţabčice. Oba katastry náleţí do Jihomoravského kraje (okres Brno-venkov). Na leteckém snímku (Obr. 4) jsou obě lokality červeně vyznačeny. Jejich vzájemná vzdálenost činí cca 4,5 km vzdušnou čarou, vzdálenost od Brna pak cca 25 km jiţním směrem. Mapa zobrazující širší územní vztahy je součástí přílohy č. 1. Pozemky jsou součástí zemědělského půdního fondu. V obou případech se jedná o ornou půdu. V příloze č. 2 se nacházejí fotografie lokalit pořízené při měření. Obr. 4 Letecký snímek s vyznačenými lokalitami: 1 Niva, 2 Kovál ( Geodis ) 19

20 4.2 Biogeografické členění Dle Biogeografického členění ČR (Culek, 1995) se obě zájmové lokality nacházejí v okrajové části Lechovického bioregionu severopanonské podprovincie v blízkosti hranice s Dyjsko-moravským bioregionem. Lechovický bioregion je tvořen štěrkopískovými terasami s pokryvy spraší a ostrůvky krystalinika. Převaţuje zde 1. dubový vegetační stupeň, na severních svazích 2. bukovo-dubový stupeň. Potenciální vegetaci tvoří dubohabrové háje a teplomilné doubravy. Jedná se o starosídelní oblast (kontinuálně osídlenou od neolitu), coţ je příčinou nízké biodiverzity. Naproti tomu se zde nalézá řada mezních prvků a probíhá tudy řada okrajů areálů. Dominují rozsáhlá pole, dále jsou zastoupeny sady a místy i vinice. Vzácně se vyskytují travinobylinná lada. Přirozená náhradní vegetace se vyskytuje převáţně jen na tvrdých podkladech. Jiţ v prehistorických dobách došlo k souvislému odlesnění zejména východního a jihovýchodního okraje bioregionu. Přirozená lesní vegetace tak dnes zcela chybí. Nacházejí se zde jen ostrůvky akátin nebo kulturních borů. Pouze v luzích lze nalézt topolové a vrbové lesíky. 4.3 Geologické poměry Horninové podloţí tvoří nezpevněné sedimenty mořského neogénu jíly, písky, štěrky, místy pevněji stmelené a v různé míře vápnité. Tyto sedimenty jsou však většinou pohřbeny pod pleistocenními terasovými štěrkopísky. Oba typy hornin jsou pak z převáţné části kryty zpravidla málo mocnými vrstvami spraše. Starší pevné skalní podloţí vystupuje jen okrajově jako různě velké ostrůvky (tvořené granodiority, jurskými vápenci či kulmskými sedimenty). Místy se významně uplatňují také mladé nivní sedimenty. (Culek, 1995) 4.4 Geomorfologické poměry Reliéf je z velké části jednotvárný rovinný, místy přechází do pahorkatiny. Významným prvkem jsou malá suchá údolíčka úpady. Dle výškové členitosti má reliéf charakter ploché pahorkatiny s členitostí m, v plochých sníţeninách aţ roviny s členitostí do 30 m. Typická nadmořská výška se pohybuje v rozmezí m n. m. (Culek, 1995) 20

21 4.5 Klimatické poměry Podle klasifikace klimatických oblastí z Atlasu podnebí ČSR 1958 (Tolasz a kol., 2007) území spadá do teplé oblasti A2, podoblasti suché. Jedná se o okrsek teplý, suchý, s mírnou zimou a s kratším slunečním svitem (lednová teplota nad -3 C, sluneční svit ve vegetačním období pod 1500 hodin). Podle Quittovy klasifikace (Tolasz a kol., 2007) se jedná o klimatickou oblast W2, jeţ je charakteristická následujícími faktory: - počet letních dní: počet dní s průměrnou teplotou 10 C a více: počet dní s mrazem: počet ledových dní: průměrná lednová teplota: -2-3 C - průměrná červencová teplota: C - průměrná dubnová teplota: 8 10 C - průměrná říjnová teplota: 8 9 C - průměrný počet dní se sráţkami 1 mm a více: suma sráţek ve vegetačním období: mm - suma sráţek v zimním období: mm - počet dní se sněhovou pokrývkou: počet zataţených dní: počet jasných dní: Podrobným popisem oblasti Ţabčic z agroklimatického hlediska se dále zabývají autoři Svoboda a Roţnovský (1994), kteří vycházejí z klimatických dat za období : Teplotu vzduchu v ročním chodu má nejvyšší v průměru měsíc červenec (19,3 C) a nejniţší leden (- 2,0 C). Roční průměrná teplota je 9,2 C, s rozpětím od 7,9 C do 10,4 C. Vegetační období má průměrnou teplotu 15,8 C. Nejniţší hodnota průměrné denní teploty vzduchu připadá na 11. a 13. ledna s hodnotou -7,5 C. Nejvyšší hodnota průměrné denní teploty vzduchu připadá na 1. srpen s hodnotou 27,7 C. Období s průměrnými teplotami 5 C a více začíná 3. března a končí 29. listopadu. Období s průměrnými teplotami 10 C a více začíná 21. března a končí 4. listopadu. Průměrná 21

22 délka mrazového období je 119 dnů, od 23. listopadu do 20. března. Nejchladnější období roku je od 8. do 14. ledna, kdy průměrné denní minimální teploty vzduchu jsou niţší neţ -7 C. Sráţkové poměry jsou vyjádřeny průměrným ročním úhrnem 480 mm. Nejbohatším měsícem na sráţky je červen s průměrným úhrnem 69 mm, nejméně sráţek je průměrně v březnu (23,9 mm) Ve vegetačním období se úhrn sráţek pohybuje od 219 mm do 420 mm, s průměrem 312 mm. Nejmenší úhrny sráţek mají ve vegetačním období měsíce duben (33 mm) a září (36 mm). Období sucha je od poloviny července do začátku října, v některých letech je přísuškem typické jaro, hlavně měsíce duben a květen. Klimatické charakteristiky popisuje také Kolektiv (1969). Vyplývají z polohy v jihomoravské suché oblasti s typickým vnitrozemským klimatem k jihu otevřené níţiny. Do oblasti zasahuje téţ sráţkový stín, suchost zvyšují stále proudící větry, které způsobují velký výpar vodní vláhy. 4.6 Půdní poměry Charakteristika dle BPEJ Dle Katastru nemovitostí ( je kód bonitované půdněekologické jednotky (BPEJ) pro lokalitu Niva a pro lokalitu Kovál Dle vyhlášky Ministerstva zemědělství č. 327/1998 Sb. ve znění vyhlášky č. 546/2002 Sb. vyjadřují tyto kódy následující charakteristiky půdy: Niva: klimatický region: velmi teplý, suchý - hlavní půdní jednotka: fluvizemě glejové na nivních uloţeninách, těţké i velmi těţké, bez skeletu, vláhové poměry nepříznivé, vyţadují regulaci vodního reţimu - sklonitost: úplná rovina aţ rovina - expozice: všesměrná - skeletovitost: půda bezskeletovitá, s příměsí - hloubka: půda hluboká 22

23 Kovál: klimatický region: velmi teplý suchý - hlavní půdní jednotka: černozemě arenické na píscích nebo na mělkých spraších (maximální překryv do 30 cm) uloţených na píscích a štěrkopíscích, zrnitostně lehké, bezskeletovité, silně propustné půdy s výsušným reţimem - sklonitost: úplná rovina aţ rovina - expozice: všesměrná - skeletovitost: půda bezskeletovitá, s příměsí, slabě skeletovitá - hloubka: půda hluboká aţ středně hluboká Půdní typ Dle Atlasu půd České republiky (Kozák a kol., 2009) se na lokalitě Niva jedná o půdní typ fluvizem glejová a na lokalitě Kovál o půdní typ černozem arenická. Půdotvorným substrátem jsou v obou případech hluboké nezpevněné (slabě zpevněné) sedimenty. Na Nivě je to nivní sediment bezkarbonátový, na Koválu spraše či prachovice na terase Půdní druh Z hlediska půdního druhu se obě zájmové lokality významně liší. Dle Novákovy zrnitostní klasifikace (Jandák a kol., 2009), která zohledňuje hmotnostní podíl jílnatých částic (< 0,01 mm), patří půda na lokalitě Niva mezi půdy těţké, jílovitohlinité a na lokalitě Kovál se jedná o půdu střední, písčitohlinitou. Obsah jílnatých částic v jednotlivých hloubkách odběru půdních vzorků je uveden v tabulce (Tab. 3). Zastoupení zrnitostních frakcí půdy na jednotlivých lokalitách pak znázorňují následující grafy zrnitostního sloţení (Obr. 5 a Obr. 6). Zrnitostní rozbor byl proveden v laboratoři Ústavu agrochemie, půdoznalství, mikrobiologie a výţivy rostlin Mendelovy univerzity v Brně na základě půdních vzorků odebraných v červnu Tab. 3 Obsah jílnatých částic Hloubka Niva Kovál 10 cm 55,38% 27,16% 20 cm 55,38% 27,98% 30 cm 55,38% 27,54% 23

24 Obsah částic (%) Obsah částic (%) cm 20 cm 30 cm 0,001 0,010 0,100 1,000 10,000 Průměr částic (mm) Obr. 5 Zrnitostní křivka lokalita Niva cm 20 cm 30 cm 0,001 0,010 0,100 1,000 10,000 Průměr částic (mm) Obr. 6 Zrnitostní křivka lokalita Kovál 24

25 5 MATERIÁL A METODIKA Za účelem stanovení a vyhodnocení infiltrační schopnosti půdy na zájmových lokalitách byla nejprve prováděna terénní měření výtopové infiltrace a takto získaná data byla následně vyhodnocena graficko-empirickou metodou dle Kosťjakova. Při kaţdém terénním měření infiltrace byl na dané lokalitě proveden i odběr neporušených půdních vzorků pro laboratorní stanovení a výpočet vybraných hydrolimitů a fyzikálních vlastností půdy. Tato metodika vychází z metodiky zmiňované autory Vališem a Šálkem (1970) a byla pouţita také při stanovení infiltrační schopnosti půdy na lokalitě Niva v roce 2008 (Váchová, 2009). 5.1 Terénní měření výtopové infiltrace Pro terénní měření výtopové infiltrace byla zvolena metoda dvou soustředných válců. Zatlučením těchto válců do půdy dochází k vymezení pokusné plochy. Pro účely měření na vybraných zájmových lokalitách byl pouţit vnitřní válec o průměru 30 cm a vnější válec o průměru 55 cm. Do vnitřního válce je umístěn zahnutý hřeb, jehoţ hrot se nalézá ve výšce 2 cm nad povrchem. Pomocí odměrných válců jsou předem připraveny potřebné objemy vody (obvykle 2 l pro první zalití a 1 l pro dolévání vody během pokusu). Pro zajištění bezproblémového průběhu pokusu je důleţité dostatečné mnoţství vody (aţ 50 l pro jeden pokus). Vlastní infiltrační pokus začíná zatopením obou válců vodou. Zároveň se v tomto okamţiku začne na stopkách měřit čas. Mnoţství vody dodané do vnitřního válce (nejčastěji 2 l) je zapsáno do připraveného terénního formuláře (vzor tohoto formuláře je obsaţen v příloze č. 3). Ve chvíli, kdy se na hladině objeví hrot hřebu, je dodáno další odměřené mnoţství vody (1 l) a zároveň zapsán také údaj o čase dolévání. Tento postup se opakuje aţ do ustálení rychlosti infiltrace, za které je povaţováno pět po sobě jdoucích shodných intervalů dolévání. Další podmínkou je čas měření minimálně 1 hod. Pokud vsakování probíhá příliš pomalu, je sníţeno dolévané mnoţství vody na 0,5 l případně aţ na 0,2 l. Hladina vody ve vnějším válci je udrţována na zhruba stejné úrovni jako ve válci vnitřním průběţným doléváním. Tato voda slouţí k zabránění vsakování do stran, coţ je dobře patrné na Obr. č. 7, znázorňujícím soupravu válců včetně tvaru proudnic. Čas je měřen aţ do vsáknutí veškeré vody ve vnitřním válci od posledního dolévání. V tento okamţik je pokus ukončen. 25

26 Obr. 7 Souprava soustředných válců při infiltračním pokusu (Kutílek, Kuráţ, Císlerová, 2004) Za účelem minimalizovat zkreslení výsledků vlivem nehomogenit v půdním profilu (kameny, otvory po kořenech, chodbičky půdních ţivočichů, apod.) byly na dané lokalitě během jednoho výjezdu provedeny vţdy tři infiltrační pokusy. Průběh terénních měření přibliţují fotografie v příloze č Zpracování výsledků terénních měření K vyhodnocení dat získaných v terénu byla poţita graficko-empirická metoda dle Kosťjakova. Časové záznamy z terénního formuláře byly nejprve převedeny na minuty. Dále byly údaje o mnoţství vsáklé vody převedeny z litrů na centimetry vodního sloupce a děleny plochou vnitřního válce za účelem stanovení kumulativní infiltrace i t (cm), která je získána prostým součtem těchto hodnot. Poté byla vypočtena okamţitá rychlost infiltrace v t (cm.min -1 ) jako mnoţství vsáklé vody (cm) za čas (min). Kumulativní infiltrace byla poté vynesena do grafu v závislosti na čase a její hodnoty proloţeny mocninnou funkcí (Obr. 8). Z grafu byla získána rovnice regrese této funkce ve tvaru: i t = a.t b (závislost kumulativní infiltrace na čase) (1) 26

27 Kumulativní infiltrace (cm) Parametry a, b této regresní rovnice byly pouţity ke stanovení parametrů následujících Kosťjakovových empirických rovnic (Vališ, Šálek, 1970): i t = i 1 t β (cm) v t = v 1 t -α (cm.min -1 ), (2) ve kterých: i t kumulativní infiltrace (cm) i 1 koeficient vsakovací schopnosti půdy na konci první časové jednotky (minuty), číselně se rovná kumulativní infiltraci na konci první časové jednotky a odpovídá parametru a v regresní rovnici (1) β exponent daný půdními vlastnostmi, odpovídá exponentu b (1) v t rychlost infiltrace (cm.min -1 ) v 1 koeficient vsakovací schopnosti půd na konci první časové jednotky (minuty), číselně se rovná rychlosti infiltrace na konci první časové jednotky a platí: v 1 = i 1.β (nebo také: v 1 = a.b (1)) α exponent daný půdními vlastnostmi, platí: α = 1-β (nebo také: α = 1-b (1)) t čas (min) 100,00 i t = 1,2918t 0, ,00 1,00 0,10 0,10 1,00 10,00 100, ,00 Čas (min) Obr. 8 Příklad grafu závislosti kumulativní infiltrace na čase slouţící k získání parametrů Kosťjakovových rovnic (infiltrační pokus č. 2 z , Kovál) 27

28 Kumulativní infiltrace a rychlost infiltrace, získané z Kosťjakovových rovnic (2), byly vyneseny do grafů a poslouţily k porovnání infiltračních charakteristik na zájmových lokalitách v průběhu sledovaného období. 5.3 Rozbor neporušených půdních vzorků Neporušené půdní vzorky byly odebírány pomocí Kopeckého válečků o objemu 100 cm 3 z hloubek 10, 20 a 30 cm (vţdy po 3 vzorcích z kaţdé hloubky). Fotografie znázorňující odběr vzorků jsou součástí přílohy č. 2. U kaţdého vzorku byla pyknometricky stanovena měrná hmotnost a dále aktuální hmotnost, hmotnost po nasycení vodou, hmotnost po 30 minutách odsávání na filtračním papíře, hmotnost po dvou hodinách odsávání, hmotnost po 24 hodinách odsávání a hmotnost po vysušení při 105 C. S pouţitím údajů získaných při laboratorním rozboru byla dále vypočtena okamţitá vlhkost půdy, objemová hmotnost redukovaná, nasáklivost, maximální kapilární vodní kapacita, retenční vodní kapacita, pórovitost, podíl kapilárních, semikapilárních a nekapilárních pórů a provzdušněnost půdy. Při výpočtech byly pouţity následující vztahy (Jandák a kol., 2009): - okamţitá vlhkost Θ Θ = (A - C) (% obj.) - objemová hmotnost redukovaná ρ d ρ d = C/V s (g.cm 3 ) - nasáklivost Θ NS Θ NS = B-C (% obj.) - maximální kapilární vodní kapacita Θ KMK Θ KMK = B 2 -C (% obj.) - retenční vodní kapacita Θ RK Θ RK = B 24 - C (% obj.) - pórovitost P P = (ρ s - ρ d ).100 / ρ s (% obj.) - kapilární póry P K P k = Θ RK (% obj.) - semikapilární póry P S P s = B 30 - B 24 (% obj.) 28

29 - nekapilární póry P N P n = P - (B 30 - C) (% obj.) - provzdušněnost A A= P- Θ (% obj.), ve kterých: A hmotnost vzorku bezprostředně po odběru (g) B hmotnost vzorku nasyceného vzlínající vodou (g) B 30 hmotnost vzorku po 30 min. odsávání na filtračním papíře (g) B 2 hmotnost vzorku po 2 hod. odsávání na filtračním papíře (g) B 24 hmotnost vzorku po 24 hod. odsávání na filtračním papíře (g) C hmotnost vzorku vysušeného při 105 ºC (g) V s objem vysušeného vzorku (100 cm 3 ) ρ s měrná hmotnost (g.cm 3 ) 29

30 6 VÝSLEDKY A DISKUZE Ve sledovaném roce 2010 byly na kaţdou ze zájmových lokalit Nivu a Kovál uskutečněny celkem čtyři terénní výjezdy a to v období od června do října tohoto roku. Posun termínu prvního terénního výjezdu aţ na červen (oproti původnímu plánu zahrnout do měření celé vegetační období) byl zapříčiněn mimořádně nepříznivými povětrnostními podmínkami - zejména vytrvalými sráţkami v měsících dubnu a květnu. První terénní měření tak bylo na obou lokalitách provedeno aţ 15. června. Další měření následovala v červenci, srpnu a říjnu. V rámci kaţdého výjezdu bylo provedeno jak terénní měření infiltrace, tak odběr neporušených půdních vzorků. 6.1 Vyhodnocení fyzikálních vlastností půdy Ke stanovení a výpočtu fyzikálních vlastností půdy během měření její infiltrační schopnosti poslouţily neporušené půdní vzorky. Celkem bylo na kaţdé lokalitě odebráno 36 vzorků (vţdy po třech z hloubky 10, 20 a 30 cm). Jejich rozbor byl proveden v laboratoři Ústavu agrochemie, půdoznalství, mikrobiologie a výţivy rostlin Mendelovy univerzity v Brně. Výsledky jsou prezentovány formou tabulek (Tab. 4 11). K posouzení vlhkostních poměrů v půdě poslouţila hodnota okamţité vlhkosti ve vztahu k lokálním sráţkovým úhrnům a stanoveným hydrolimitům. Údaje o denních sráţkových úhrnech ze sráţkoměrné stanice v Ţabčicích za rok 2010 poskytl Ústav agrosystémů a bioklimatologie Mendelovy univerzity v Brně. Grafy denních sráţkových úhrnů za měsíc červen, červenec, srpen a říjen jsou součástí přílohy č. 4. Pro posouzení fyzikálního stavu půdy v době měření bylo provedeno srovnání zjištěných hodnot objemové hmotnosti redukované a pórovitosti s kritickými hodnotami vyjadřujícími škodlivé zhutnění půdy dle Lhotského (Lhotský a kol., 1984). Dále bylo zohledněno zastoupení jednotlivých kategorií pórů a provzdušněnost půdy. Dle Jandáka a kol. (2009) se hodnoty provzdušněnosti u ornice v dobrém kulturním stavu mají pohybovat v rozmezí obj. %. Pro pšenici ozimou (Triticum aestivum), která byla ve sledovaném období na obou pozemcích pěstována, jsou optimální hodnoty provzdušněnosti půdy obj. % a mezní hodnoty obj. % (Kutílek, Kuráţ, Císlerová, 2004). 30

31 6.1.1 Rozbor neporušených půdních vzorků z lokality Niva Rozbor neporušených půdních vzorků z Tab. 4 Rozbor neporušených půdních vzorků z , lokalita Niva datum odběru hloubka odběru (cm) měrná hmotnost (g.cm -3 ) 2,64 2,64 2,66 objemová hmotnost redukovaná (g.cm -3 ) 1,27 1,40 1,42 okamţitá vlhkost (obj. %) 38,89 39,24 41,12 nasáklivost (obj. %) 49,45 46,95 45,65 maximální kapilární vodní kapacita (obj. %) 43,15 42,12 43,03 retenční vodní kapacita přibliţná (obj. %) 36,07 37,13 38,76 pórovitost (obj. %) 51,96 46,91 46,68 kapilární póry (obj. %) 36,07 37,13 38,76 semikapilární póry (obj. %) 8,84 6,13 5,15 nekapilární póry (obj. %) 7,05 3,66 2,77 provzdušněnost (obj. %) 13,07 7,67 5,55 Okamţitá vlhkost půdy narůstá rovnoměrně s hloubkou. Její hodnota převyšuje hodnotu retenční vodní kapacity. Obsah vody v půdě je tedy vyšší neţ kapacita kapilárních pórů a zaplněna je i část semikapilárních prostor. Příčinou je výskyt sráţek ve dnech předcházejících měření ( ,8 mm, ,4 mm, ,6 mm; viz příloha č. 4, graf 1). Objemová hmotnost redukovaná vykazuje nárůst s hloubkou do 20 cm, dále se její hodnota zvyšuje jen mírně. Kritická hodnota dle Lhotského pro jílovitohlinitou půdu činí 1,40 g.cm -3. Této hodnoty dosahuje půda ve 20 cm a ve 30 cm ji mírně překračuje. Pórovitost je vţdy nepřímo úměrná k objemové hmotnosti redukované. Její hodnota tedy vykazuje pokles do hloubky 20 cm a dále se sniţuje jen nepatrně. Kritická hodnota dle Lhotského, pod kterou by pórovitost u jílovitohlinité půdy v dobrém fyzikálním stavu neměla poklesnout, činí 47 obj. %. V hloubce 20 a 30 cm hodnoty pórovitosti a objemové hmotnosti redukované jiţ poukazují na mírné zhutnění půdy. Optimální zastoupení kapilárních pórů by se mělo pohybovat okolo 2/3 z celkové pórovitosti, semikapilární a nekapilární póry by měly podílet na zbylé 1/3 zhruba rovným dílem. (Jandák a kol., 2009). Půda v hloubce 10 cm tomuto stavu víceméně odpovídá. Ve 20 a 30 cm jiţ mnoţství kapilárních pórů přesahuje 3/4 celkové 31

32 pórovitosti a výrazně ubývá především nekapilárních pórů, coţ opět odpovídá zhutnění půdy v této hloubce. Provzdušněnost půdy závisí na pórovitosti a okamţité vlhkosti půdy. Její niţší hodnoty jsou tedy dané jednak vyšší vlhkostí půdy způsobené sráţkami a zároveň se na nich podílí i mírně nepříznivý fyzikální stav půdy v hloubce 20 a 30 cm Rozbor neporušených půdních vzorků ze Tab. 5 Rozbor neporušených půdních vzorků ze , lokalita Niva datum odběru hloubka odběru (cm) měrná hmotnost (g.cm -3 ) 2,67 2,69 2,68 objemová hmotnost redukovaná (g.cm -3 ) 1,37 1,56 1,58 okamţitá vlhkost (obj. %) 19,35 31,45 32,15 nasáklivost (obj. %) 49,72 38,74 36,23 maximální kapilární vodní kapacita (obj. %) 40,36 35,72 33,71 retenční vodní kapacita přibliţná (obj. %) 34,29 32,03 29,92 pórovitost (obj. %) 48,69 42,01 41,07 kapilární póry (obj. %) 34,29 32,03 29,92 semikapilární póry (obj. %) 10,79 4,78 4,81 nekapilární póry (obj. %) 3,61 5,20 6,33 provzdušněnost (obj. %) 29,34 10,56 8,92 Okamţitá vlhkost půdy narůstá s hloubkou. Ve 20 cm se její hodnota jiţ přibliţuje retenční vodní kapacitě a ve 30 cm je její hodnota dokonce vyšší. Na tomto gradientu se bude podílet sráţka o úhrnu 12,1 mm dne tedy den před terénním měřením a také ostatní sráţky v předcházejícím období (viz příloha č. 4, graf 1 a 2). Hodnoty objemové hmotnosti redukované a pórovitosti vykazují obdobnou změnu v závislosti na hloubce jako při červnovém měření mezi 10 a 20 cm je rozdíl značný, další změna s hloubkou jen nepatrná. Lhotského limit splňuje půda opět jen ve vrstvě 10 cm, ve 20 a 30 cm jsou jiţ kritické hodnoty jak pro objemovou hmotnost redukovanou, tak pro pórovitost překročeny. Ve srovnání s červnovým měřením je utuţení půdy výraznější. Ve všech hloubkách odběru půdních vzorků jsou nadměrně zastoupeny kapilární póry na úkor pórů semikapilárních a nekapilárních. Nejvýraznější převahu mají opět ve 20 a 30 cm, coţ odpovídá utuţení půdy v této vrstvě. 32

33 Provzdušněnost půdy je v povrchové vrstvě nadměrně vysoká, v hlubších vrstvách půdy jsou její hodnoty naopak nízké. Je to důsledek poklesu pórovitosti vlivem zhutnění v kombinaci s nárůstem okamţité vlhkosti půdy Rozbor neporušených půdních vzorků z Tab. 6 Rozbor neporušených půdních vzorků z , lokalita Niva datum odběru hloubka odběru (cm) měrná hmotnost (g.cm -3 ) 2,66 2,66 2,65 objemová hmotnost redukovaná (g.cm -3 ) 1,51 1,83 1,53 okamţitá vlhkost (obj. %) 37,69 38,01 39,91 nasáklivost (obj. %) 46,60 45,50 44,94 maximální kapilární vodní kapacita (obj. %) 42,70 41,66 41,85 retenční vodní kapacita přibliţná (obj. %) 39,18 38,33 38,93 pórovitost (obj. %) 43,11 31,11 42,41 kapilární póry (obj. %) 39,18 38,33 38,93 semikapilární póry (obj. %) 4,78 4,41 3,92 nekapilární póry (obj. %) -0,85-11,63-0,43 provzdušněnost (obj. %) 5,42-6,90 2,50 Hodnoty okamţité vlhkosti s hloubkou mírně narůstají a blíţí se retenční vodní kapacitě, tedy stavu po nadměrném zavlaţení, kdy je voda v půdě zadrţována kapilárními póry. Terénnímu měření předcházely dva dny se sráţkami ( ,2 mm a ,8 mm; viz příloha č. 4, graf 3). Objemová hmotnost redukovaná dosahuje nejvyšších hodnot ze všech 4 terénních měření. O velmi nepříznivém fyzikálním stavu půdy svědčí především její hodnota ve 20 cm v této hloubce se bude nalézat vrstva extrémně utuţené půdy, která je pravděpodobně výsledkem některého z agrotechnických zásahů provedených na pozemku v tomto období. Také nízká pórovitost odpovídá škodlivému zhutnění půdy. Nejméně příznivá hodnota je tak jako u objemové hmotnosti redukované opět v hloubce 20 cm. Při odběru, manipulaci či laboratorním zpracování neporušených půdních vzorků došlo pravděpodobně k chybě, která se odrazila na výsledných hodnotách v případě rozdělení pórů a provzdušněnosti. Tyto hodnoty nejsou dále do hodnocení zahrnuty. 33

34 Rozbor neporušených půdních vzorků z Tab. 7 Rozbor neporušených půdních vzorků z , Niva datum odběru hloubka odběru (cm) měrná hmotnost (g.cm -3 ) 2,64 2,66 2,66 objemová hmotnost redukovaná (g.cm -3 ) 1,28 1,55 1,53 okamţitá vlhkost (obj. %) 31,65 37,97 39,30 nasáklivost (obj. %) 46,62 42,31 42,62 maximální kapilární vodní kapacita (obj. %) 39,59 39,98 40,66 retenční vodní kapacita přibliţná (obj. %) 34,19 37,07 37,59 pórovitost (obj. %) 51,68 41,69 42,53 kapilární póry (obj. %) 34,19 37,07 37,59 semikapilární póry (obj. %) 8,03 3,89 3,93 nekapilární póry (obj. %) 9,46 0,73 1,01 provzdušněnost (obj. %) 20,03 3,72 3,23 Okamţitá vlhkost opět vykazuje nárůst s hloubkou. V hloubce 20 a 30 cm její hodnota přesahuje hodnotu hydrolimitu retenční vodní kapacita. Na tomto stavu se bude podílet vyšší výskyt sráţek (viz příloha č. 4, graf 4 a 5) spolu se sníţenou úrovní evapotranspirace v tomto období. Pozemek je jiţ po sklizni a tedy bez souvislého vegetačního krytu a zároveň niţší teploty vzduchu sniţují i samotný výpar z půdy. Hodnoty objemové hmotnosti redukované stále napovídají o přítomnosti utuţené vrstvy půdy okolo 20 cm, s narůstající hloubkou utuţenost půdního profilu mírně klesá. Tomuto stavu odpovídá i zjištěná pórovitost. Pouze svrchní vrstva půdy je prokypřená a v dobrém fyzikálním stavu. Rozdělení pórů ve svrchní vrstvě odpovídá optimálnímu stavu pro dobrou ornici kapilární póry tvoří zhruba 2/3 z veškerých pórů, s narůstající hloubkou se jejich zastoupení výrazně zvyšuje. Také hodnoty provzdušněnosti jsou dané zhoršeným stavem půdy (zhutněním) a vyšší vlhkostí půdy. Od hloubky 20 cm je obsah vzduchu v půdě velmi nízký. 34

35 6.1.2 Rozbor neporušených půdních vzorků z lokality Kovál Rozbor neporušených půdních vzorků z Tab. 8 Rozbor neporušených půdních vzorků z , lokalita Kovál datum odběru hloubka odběru (cm) měrná hmotnost (g.cm -3 ) 2,66 2,67 2,69 objemová hmotnost redukovaná (g.cm -3 ) 1,57 1,52 1,51 okamţitá vlhkost (obj. %) 23,82 16,60 16,61 nasáklivost (obj. %) 38,46 41,72 39,22 maximální kapilární vodní kapacita (obj. %) 32,14 32,04 29,48 retenční vodní kapacita přibliţná (obj. %) 25,88 25,34 22,82 pórovitost (obj. %) 41,09 43,08 44,04 kapilární póry (obj. %) 25,88 25,34 22,82 semikapilární póry (obj. %) 8,34 11,05 10,41 nekapilární póry (obj. %) 6,86 6,68 10,80 provzdušněnost (obj. %) 17,27 26,48 27,43 Vlhkostní poměry půdního profilu jsou ovlivněny sráţkami vyskytujícími se ve dnech předcházejících měření. (viz příloha č. 4, graf 1) Největší hodnoty dosahuje okamţitá vlhkost ve svrchní vrstvě půdy (10 cm), coţ můţe být dáno větší mírou zhutnění této vrstvy a větším podílem kapilárních pórů. Objemová hmotnost redukovaná je nejvyšší právě ve svrchní části půdního profilu. Zde přesahuje Lhotského kritickou hodnotu škodlivého zhutnění, jeţ je pro písčitohlinitou půdu 1,55 g.cm -3. Pro pórovitost je kritický pokles pod 42%. Také to poukazuje na mírně zhoršený fyzikální stav ornice v povrchové vrstvě. Příčinou můţe být některý z agrotechnických zásahů spojený s přejezdy po pozemku. Zastoupení všech typů pórů je v celém měřeném profilu víceméně optimální. Provzdušněnost půdy je vyšší s výjimkou svrchní mírně utuţené vrstvy. Ve 20 a 30 cm přesahuje optimální rozmezí 35