Odtok z malého horského povodí v důsledku přesycení půdy vodou

HTML
DOWNLOAD

Rozměr: px

Začít zobrazení ze stránky:

Download "Odtok z malého horského povodí v důsledku přesycení půdy vodou"

Matěj Mašek
před 8 lety
Počet zobrazení:

Odtok z malého horského povodí v důsledku přesycení půdy vodou Aleš Vondrka 1, Miloslav Šír 2, Miroslav Tesař 2 1 Střední škola rybářská a vodohospodářská Jakuba Krčína, Táboritská 941/II, 379 01

1 Odtok z malého horského povodí v důsledku přesycení půdy vodou Aleš Vondrka 1, Miloslav Šír 2, Miroslav Tesař 2 1 Střední škola rybářská a vodohospodářská Jakuba Krčína, Táboritská 941/II, Třeboň 2 Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, v.v.i., Pod Paťankou 30/5, Praha 6 Úvod Analýza tvorby odtoku v malém horském povodí umožňuje lépe pochopit mechanismy tvorby extrémních odtoků na malých povodích, zejména podíl staré (půdní) a nové (dešťové) vody v jednotlivých fázích odtoku (Hlavčová et al., 2001). V příspěvku se popisuje metoda, jak zjistit, kdy v toku teče nová dešťová voda. Metoda je založená na měření vodivosti vody a koncentrace K + iontů ve vodě v toku. Cílem je odlišit starou a novou vodu protékající uzávěrovým profilem malého horského povodí. Jako nová voda se označuje voda srážková, která byla v kontaktu s půdou jen velice krátkou dobu několik minut nebo hodin. Termín stará voda označuje vodu, která byla zadržena v půdě po mnoho dní nebo týdnů. Ve vegetační sezóně koncentrace K + v půdní vodě klesá s trváním styku vody s půdou a kořeny rostlin, tudíž koncentrace K + ve vodě v toku je indikátorem stáří vody, tedy délky zdržení vody v půdě (Vondrka et al., 2007). Obr. 1: Fyzickogeografická situace povodí Liz se zákresem porostní mapy. Experimentální povodí a metody Povodí Liz se nachází v jihozápadní části Vimperské vrchoviny v povodí Zdíkovského potoka. Jeho plocha činí 0,989 km 2. Nachází se v nadmořské výšce m n. m. ve studené klimatické oblasti. Průměrná roční teplota vzduchu je 6,3 ºC. Průměrný roční srážkový úhrn činí 825 mm. Geologické podloží tvoří relativně velmi nepropustné dno, na kterém spočívá mělká půda. Genetickým půdním představitelem je hnědá půda kyselá. Půda není zasolena. Reziduální vlhkost půdy se pohybuje v rozmezí 16 až 22 %, nasycená dosahuje hodnot 32 až 43 %. Nasycená hydraulická vodivost je 1, až 6, m.s -1. Retenční kapacita půdy se pohybuje v rozmezí 60 až 90 mm. Povodí je pokryté dospělým smrkovým lesem na hnědé půdě kyselé. Dešťová voda se převážně zachycuje v půdě. Situace povodí je zachycena na obr. 1 včetně věkových tříd lesního porostu, který je převážně smrkový. 485

2 Obr. 2: Průběh srážek, průtoku, vodivosti a koncentrace draslíku na povodí Liz v červenci

3 Obr. 3: Průběh srážek, průtoku, vodivosti a koncentrace draslíku na povodí Liz v srpnu

4 Obr. 4: Průběh srážek, průtoku, vodivosti a koncentrace draslíku na povodí Liz v září

5 Jako indikátoru přesycení povodí dešťovou vodou se používá koncentrace K + iontu a vodivost vody v toku v uzávěrovém profilu povodí (Porter, 1991). V uvávěrovém profilu povodí se kontinuálně měří srážky, průtok, koncentrace K + ve vodě (iontově selektivní elektrodou) a vodivost vody. Výsledky Obr. 2 ukazuje výrazný pokles vodivosti vody v toku v reakci na srážky. Srážkový pík dne způsobil pokles vodivosti vody v toku pod 50 μs, když vodivost byla v předcházejícím bezdeštném období konstantní. Povodí bylo touto srážkou přesycené, proto i následující malé srážky způsobují opakovaný pokles vodivosti pod 50 μs. Pokles vodivosti je způsoben tím, že dešťová voda je téměř demineralizovaná. Stejný obraz poskytuje obr. 3 pro měsíc srpen. Na obr. 3 je vidět, jak koncentrace K + ve vodě v toku klesá po výrazné srážce dne 8.8. (cca 30 mm) až do Pokles koncentrace K + v půdní vodě, tudíž i ve vodě v toku, je způsoben rostoucím odběrem půdní vody na transpiraci rostlin. Tudíž v bezsrážkovém a teplém období je koncentrace K + ve vodě v toku je indikátorem doby zdržení vody v půdě. Obdobný děj zobrazuje obr. 4 pro měsíc září. Obr. 2 a 3 ukazují, že k náhlému poklesu vodivosti vody v toku dochází během vzestupné větve hydrogramu odtoku způsobené výraznou srážkou. Naproti tomu malé srážky nezpůsobují pokles vodivosti vody v toku (obr. 4). Diskuse Podstatnou otázkou ve zkoumání generace odtoku z povodí je prahový efekt, který se projevuje tak, že ke vzniku pozorovatelné odtokové vlny dochází až tehdy, když srážkový úhrn přesáhne určitou prahovou hodnotu doprovází (Tromp-Van Meerveld, McDonell, 2006a, 2006b). Je možné, že je v některých případech příčinou prahového efektu, který byl zaznamenán v měřítku povodí při generaci odtoku z přívalových srážek, je inicializace makropórového proudění (Shipitalo et al., 1990, 1996; Weiler, 2001). Avšak obecně se k takovému vysvětlení nelze přiklonit v půdních podmínkách, kdy existence souvislé sítě půdních makropórů není jednoznačně prokázána. Proto 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 ustálené 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). V našem případě je prahový efekt při generaci odtoku rovněž zřejmý (obr. 3, 4). Nejspíše je způsoben aktivací gravitačně destabilizovaného proudění. Závěry Přesycení povodí srážkovou vodou se projevuje dlouhodobým poklesem vodivosti vody v toku (pod 50 μs) a kolísáním vodivosti pod touto hodnotou (obr. 2). Je to projev gravitačně destabilizovaného proudění (Tesař et al., 2004). Znamená to, že při takovém nasycení povodí způsobuje výrazné odtokové vlny i malá srážka. Naproti tomu v situaci, kdy je voda v půdě vázaná kapilárními silami, nevznikají výrazné odtokové vlny v reakci na srážky (obr. 4). Intenzivní odběr půdní vody na transpiraci rostlin se projevuje poklesem koncentrace K + ve vodě v toku. Tento odběr prázdní půdní nádrž a přispívá ke stabilizaci půdní vody. Zamezuje tudíž vzniku výrazných odtokových vln. 489

6 Poděkování Příspěvek vznikl v rámci řešení grantů GAČR (526/08/1016, 205/09/1918) a MŽP ČR (VaV SP 1a6/151/07). Literatura BURNS, D. A. (2002): Stromflow-hydrograph separation based on isotopes: the thrill is gone what s next? Hydrological Processes 16, CÍSLEROVÁ,M., ŠIMŮNEK, J., VOGEL, T. (1988): Changes of steady-state infiltration rates in recurrent ponding infiltration experiments. Journal of Hydrology 104, GENEREUX, D. (1998): Quantifying uncertainty in tracer-based hydrograph separations. Water Resources Research 348, HLAVČOVÁ, K., HOLKO, L., SZOLGAY, J., (2001): Runoff Generation and Modelling on the Hillslopes and in the Small Catchments. Životné Prostredie, roč. 35, s McDONNEL, J. J, STEWART, M. K., OWENS, I. F. (1991): Effect of Catchment-Scale Subsurface Mixing on Stream Isotopic Response. Water Resources Research 27, KIRCHNER, J. W., FENG, X., NEAL, C. (2000): Fractal stream chemistry and its implications for contaminant transport in catchments. Nature 403, KIRCHNER, J. W., FENG, X., NEAL, C. (2001): Catchment-scale advection and dispersion as a mechanism for fractal scaling in stream tracer concentrations. Journal of Hydrology 254, PORTER, P. (1999): Hydrochemie. VŠCHT Praha, s SHIPITALO, M. J., EDWARDS, W. M. (1996): Effects of initial water content on macropore-matrix flow and transport of surfaceapplied chemicals. Journal of Environmental Quality 25, SHIPITALO, M. J., EDWARDS, W. M., DICK, W. A., OWENS, L. B. (1990): Initial storm effects on macropore transport of surface-applied chemicals in no-till soil. Soil Science Society of America Journal 54, TESAŘ, M., ŠÍR, M., PRAŽÁK, J., LICHNER, Ľ. (2004): Instability driven flow and runoff formation in a small catchment. Geologica Acta, roč. 2, č. 1, s TROMP-VAN MEERVELD, H. J., MCDONNELL, J. J. (2006a): Threshold relations in subsurface stormflow 1. A 147 storm analysis of the Panola hillslope. Water Resources Research 42, W TROMP-VAN MEERVELD, H. J., MCDONNELL, J. J. (2006b): Threshold relations in subsurface stormflow 2. The fill and spill hypothesis. Water Resources Research 42, W VONDRKA, A., ŠÍR, M., TESAŘ, M. (2007): Separace hydrogramu dešťového odtoku pomocí elektrochemických měření. In: Sborník příspěvků z workshopu Adolfa Patery Extrémní hydrologické jevy v povodích. Bratislava , s WEILER, M. (2001): Mechanisms controlling macropore flow during infiltration-dye tracer experiments and simulations. ETH, Zürich, Switzerland, 151 s. 490

Podobné dokumenty

Vodní režim půd a jeho vliv na extrémní hydrologické jevy v měřítku malého povodí. Miroslav Tesař, Miloslav Šír, Václav Eliáš

Vodní režim půd a jeho vliv na extrémní hydrologické jevy v měřítku malého povodí Miroslav Tesař, Miloslav Šír, Václav Eliáš Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Pod Paťankou 5, 166 12 Praha 6 Úvod Příspěvek