ČESKÁ ZEMĚDĚLSKÁ UNIVERZITA V PRAZE

Transkript

1 ČESKÁ ZEMĚDĚLSKÁ UNIVERZITA V PRAZE FAKULTA ŽIVOTNÍHO PROSTŘEDÍ Katedra vodního hospodářství a enviromentálního modelování Experimentální povodí v České republice Bakalářská práce Autor bakalářské práce: Petr Tétauer Vedoucí bakalářské práce: Ing. Jana Ředinová. Praha 2009

2 Čestné prohlášení Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci na téma Experimentální povodí v České republice vypracoval zcela sám a že jsem všechny uvedené materiály a zdroje uvedl v seznamu literatury. V Praze dne Tétauer Petr

3 Poděkování Děkuji vedoucí mé bakalářské práce Ing. Janě Ředinové za cenné rady a čas, které mi věnovala v celém průběhu tvorby mé práce. Dále bych chtěl poděkovat všem správcům povodí, především následujícím pracovníkům Miroslavu Tesařovi, Mojmíru Soukupovi, Antonínu Zajíčkovi, Janě Peterkové, Janě Pobříslové, Petru Lechnerovi, Janě Uhlířové, Milanu Bíbovi, Tomáši Navrátilovi, Janu Procházkovi, kteří mi ochotně poskytli potřebné informace.

4

5

6 Souhrn Tato práce je zaměřena na sumarizaci jednotlivých experimentálních povodí v České republice. Práce popisuje především hydrometeorologické charakteristiky, a to jak teoreticky tak konkrétně pro jednotlivá povodí. Práce je rozdělena do čtyř hlavních částí. V první části je zaměřena na teoretické vymezení hydrometeorologických charakteristik. Ve druhé části práce popisuje jednotlivé postupy a systémy hydrometeorologického monitoringu. Ve třetí části se práce zaměřuje na popis experimentálních povodí, a to z pohledu fyzickogeografického, ale i z pohledu vybavenosti hydrometeorologickými zařízeními. V poslední části je pak práce zaměřena na databázi experimentálních povodí České republiky, která je k práci připojena jako soubor vytvořený v programu MS Microsoft Excel. Klíčová slova Experimentální povodí, reprezentativní povodí, experimentální plocha, měření, monitoring, hydrometeorologické charakteristiky, srážky, odtok, průtok. 1

7 Obsah 1. Úvod Cíl a struktura práce Cíl práce Struktura práce Hydrometeorologické prvky Srážky Vznik srážek Rozdělení srážek Atmosférické srážky Deště Sníh Další druhy atmosférických srážek Horizontální srážky Charakteristiky srážek Využití srážkových charakteristik Teplota Teplota vzduchu Teplota vody Teplota půdy Využití teplotních charakteristik Vlhkost vzduchu Využití charakteristik vlhkosti vzduchu Výpar Infiltrace Využití infiltrace Podpovrchové vody Využití podpovrchových vod Odtok Průtok Využití charakteristik povrchového odtoku Způsoby měření (monitoring) Měření srážkových charakteristik Měření dešťových srážek Měření sněhových srážek Měření teplotních charakteristik Měření teploty vzduchu Měření teploty půdy Měření vlhkosti vzduchu Měření výparových charakteristik Měření výparu z vodní hladiny Měření evapotranspirace Měření transpirace rostlin Měření infiltrace Měření podpovrchových vod Měření vodního stavu Měření průtoku Hydrometrické stanovení průtoku Přímé stanovení průtoku

8 Měření průtoku pomocí přelivů, žlabů a otvorů Další metody měření průtoku Další měřené charakteristiky Měření slunečního svitu Měření větru Měření tlaku vzduchu Experimentální povodí Experimentální povodí Volyňky Experimentální povodí Volyňka IHD Experimentální povodí Liz a Albrechtec Experimentální povodí v Jizerských horách Uhlířská Blatný rybník Kristiánov Jezdecká Jizerka Smědava I Smědava II Experimentální povodí Modrava Modrava Modrava Modrava Pastouška Beskydská experimentální povodí Malá povodí Kamenitý a Zimný Červík Malá Ráztoka U vodárny (Hrubý Jeseník) Experimentální povodí VÚMOP Výzkumné plochy VÚMOP menšího významu Cerhovický potok Černičí Kopaninský potok Žejbro Němčický potok Dehtáře Experimentální povodí Jihočeské univerzity v Českých Budějovicích Mlýnský potok Horský potok Bukový potok Povodí Jenín Povodí Ostřice SO Povodí sítě GEOMON Lesní potok Povodí Liz a Albrechtec Databáze experimentálních povodí ČR Metodika Výsledky Závěr Seznam literatury

9 9. Přílohy...56 Seznam příloh Příloha 1. Příloha 2. Příloha 3. Příloha 4. Příloha 5. Příloha 6. Příloha 7. Příloha 8. Příloha 9. Příloha 10. Příloha 11. Příloha 12. Příloha 13. Přístroje na měření srážkových charakteristik Přístroje na měření teplotních a vlhkostních charakteristik Přístroje na měření výparových a infiltračních charakteristik Přístroje na měření vodního stavu a průtoku Přístroje pro stanovení průtoku Přístroje na určení větrných, slunečních a tlakových charakteristik Experimentální povodí Volyňky Experimentální povodí v Jizerských horách Experimentální povodí Modrava Beskydská experimentální povodí Experimentální povodí VÚMOP Experimentální povodí Jihočeské univerzity v Č.Budějovicích Dotazník 4

10 1. Úvod Problematika meteorologických a hydrologických pozorování sahá do dávné historie. Meteorologická pozorování v historii prošla značným vývojem od nahodilých pozorování počasí až po vytvoření moderních meteorologických stanic, které jsou plně automatizované. V Čechách vznikla první síť meteorologických stanic zásluhou meteorologů Antonína Strnada ( ) a Martina Aloise Davida ( ). Budování meteorologických stanic se v současné době zabývá celá řada organizací od státních, přes vysoké školy až po soukromé organizace. Propojenost mezi jednotlivými organizacemi je značná, a v řadě případů dochází na jednom projektu ke spolupráci dvou či více organizací. S ekonomickým a hospodářským růstem v první polovině 20.století, rostla i potřeba maximálně využívat přírodní zdroje, v tomto případě vodní toky (vodohospodářství) a chránit majetek před povodněmi. Pro účelné využití vodních zdrojů, ochranu majetku a obyvatelstva, je potřeba detailně znát srážko-odtokový režim v povodích. Proto započal detailnější monitoring srážkových, povrchových, ale i podzemních vod. Nejen z těchto důvodů zahájil 13. října 1920 svoji činnost Státní ústav hydrologický. Rozvoj hydrologických pozorování byl oproti meteorologickému pozorování značně rychlejší, především díky decentralizaci do jednotlivých hydrografických oddělení, která byla součástí zemských úřadů. Bakalářská práce se zaměřuje na experimentální a reprezentativní povodí v České republice. Pro vytváření sítí malých povodí a monitoringu na těchto povodí byl zásadní program celosvětové spolupráce hydrologů, nazvaný Mezinárodní hydrologická dekáda v letech V tomto programu byly jasně definovány významy a cíle sledování malých povodí a rozčlenění do dvou hlavních kategorií, a to na experimentální a reprezentativní povodí. Z této definice vyplývá, že experimentální povodí slouží především na řešení problémů spjatých s tvorbou a průběhem odtoků pomocí cílených experimentů a reprezentativní povodí se snaží charakterizovat určitý typ povodí, u kterého je srážko-odtokový režim dostatečně prozkoumán, a to i v souvislosti s fyzicko-geografickými vlastnostmi povodí a získané poznatky z takovéhoto povodí jsou pak přenosné na jiné povodí. V současné době se nejvíce sledováním a vytvářením malých povodí zabývá Výzkumný ústav meliorací a ochrany půdy v.v.i., Výzkumný ústav lesního hospodářství a myslivosti v.v.i., Český 5

11 hydrometeorologický ústav, Česká geologická služba, Výzkumný ústav vodohospodářský T.G.M v.v.i. (pokračovatel Státního ústavu hydrologického), Ústav pro hydrodynamiku AV ČR v.v.i. a dále jsou to i vysoké školy např. ČVUT Fakulta stavební, ČZU v Praze Fakulta životního prostředí, JČU v Českých Budějovicích Zemědělská fakulta. 6

12 2. Cíl a struktura práce 2.1. Cíl práce Tato bakalářská práce je soustředěna na experimentální povodí v České republice. Prvním, cílem je charakteristika hydrometeorologických prvků. Druhým, cílem je seznámit čtenáře s některými způsoby měření hydrometeorologických prvků. Třetím cílem je vysvětlit pojmy týkající se experimentálních povodí. Vytvořit stručný popis jednotlivých povodí, a to jak fyzicko-geografický tak hydrologický. Cílem posledním je vytvoření samotné databáze experimentálních povodí v České republice Struktura práce Bakalářská práce je rozdělena do 4 hlavních částí. V části první se zabývá nadefinováním a vysvětlením srážek horizontálních a vertikálních, kapalných a tuhých, dále pak teplotními charakteristikami vzduchu, vody a půdy, vlhkostí vzduchu, výparem, infiltrací, podpovrchovými vodami a odtokovými charakteristikami. V části druhé se práce zaměřuje na vysvětlení principů a důvodů hydrometeorologického monitoringu a na seznámení se a popis měrných způsobů, a to jak moderních plně automatizovaných, tak i dříve používaných manuálních měření daných hydrometeorologických charakteristik. Ve své třetí části se práce věnuje, především vysvětlení principů a důvodům vzniku experimentálních povodí v historickém pohledu a samotnému stručnému popisu jednotlivých povodí v České republice. Poslední částí je databáze experimentálních povodí v České republice, která je zpracovaná v programu MS Microsoft Excel, kde hlavní snahou bylo vytvořit ucelený seznam experimentálních povodí s jednotlivými fyzicko-geografickými a hydrometeorologickými charakteristikami pro jednotlivá povodí. 7

13 3. Hydrometeorologické prvky 3.1. Srážky Srážky jsou výsledkem kondenzace a desublimace vodní páry v ovzduší na povrchu území, předmětů a rostlin (Hrádek 2008). Pro vznik srážek je nezbytné, aby byla vodní pára ve vzduchu ochlazena na rosný bod. Výsledkem jevu kondenzace jsou pak tzv. kondenzáty, což jsou kapalné srážky. Výsledkem desublimace jsou tzv. desublimáty, zde se jedná o srážky ve skupenství pevném. Srážky jsou atmosférickým jevem, který se mění plynule v závislosti na zeměpisné poloze (Němec 1965). Srážky se z hlediska meteorologie rozlišují podle jejich vlastností a vzniku (Sobíšek 1993) Vznik srážek Srážky se dělí podle místa vzniku na atmosférické a horizontální. Mimo tropické oblasti vznikají dešťové srážky jako důsledek tří meteorologických situací: vlivem konvergence, konvekce a orografickým efektem (Dingman 2002, Soukupová 2001). Rozdělení srážek z hlediska hydrologie, uvedené v následující tabulce (tab. 1) posuzuje druhy srážek především podle množství a vlastností vody vstupující do hydrologické bilance povodí (Hrádek 2008). Tab. 1: Rozdělení srážek (Hrádek 2008). Podle místa vzniku a případného pohybu Srážky atmosférické usazené, horizontální déšť kapalné mrholení usazené kapičky z mlhy nebo mraků déšť se sněhem rosa pohybujících se po terénu, smíšené déšť s kroupami, aj. "vyčesávání mraků" sníh sněhové krupky a krupice zmrzlý déšť zmrzlá rosa, jíní jinovatka, zrnitá námraza, průsvitná námraza, pevné kroupy ledovka vznikají na kondenzačních jádrech v atmosféře, vznášejí se nebo Vznikkají na povrchu terénu, rostlin a předmětů, nepohyblivé Poznámka vypadávají z oblaků nebo mlhy Atmosférické srážky vznikají z oblaků ve volné atmosféře, nebo v přízemní vrstvě vzduchu (to jsou např. mlhy). Atmosférické srážky vypadávají z oblaků, které jsou složené z kondenzátů či desublimátů ve formě aerosolu, složeného z drobných kapiček vody, či krystalků ledu. Rozměry těchto kondenzátů jsou však natolik malé, že i velmi slabé stoupavé proudy a vzdušné turbulence je udržují v relativní stabilitě. 8

14 Proto, aby začaly, padat k zemi musí se průměr několikanásobně zvýšit (Hrádek 2008). Rychlost pádu kapek deště, sněhu a krup závisí na jejich průměru. Znalost těchto rychlostí je důležitá nejen pro protierozní opatření, ale i pro vysvětlení často katastrofálních dopadů na úrodu (Janeček 2002, Němec 1965). Horizontální srážky vznikají na nějakém pevném podkladu, jako jsou rostliny, předměty nebo na samotném zemském povrchu daného území (Hrádek 2008). Oba výše popsané druhy srážek mohou být jak skupenství kapalného tak pevného. Podmínkou ke kondenzaci či desublimaci vodní páry je existence kondenzačních nebo desublimačních jader. Tyto jádra musí být obklopena vzduchem, který je nasycený vodní párou. K takovémuto nasycení může dojít zvýšením vlhkosti vzduchu, nebo při dané vlhkosti ochlazením styčného povrchu. Tato teplota styčného povrchu musí být menší nebo rovna teplotě rosného bodu (obr.1) (Hrádek 2008). Obr. 1: Graf trojného rosného bodu (Navajo 2009). Kondenzační jádra jsou malé částice například zplodiny po vzniklé hořením, půdní částice atd., které mají smáčivý povrch jenž je schopen přijímat vodu. Desublimační jádra jsou částečky ve specifických tepelných a vlhkostních podmínkách. Podmínkou pro vypadávání srážek z oblaků je zvětšení hmotnosti kapek a krystalků a tím překonání rychlosti výstupných proudů vzduchu (Hrádek 2008) Rozdělení srážek Jak již bylo zmíněno v odstavci (2.2.1) srážky se rozdělují na srážky atmosférické a horizontální (tab. 1). 9

15 Atmosférické srážky Do atmosférických srážek se řadí následující druhy srážek deště, mlha, mrholení, sníh, kroupy, zmrzlý déšť Deště Deště jsou z pohledu hydrologie vertikální kapalné srážky s průměrem kapek 0-3 mm. Deště se rozlišují dle tří kritérií: původu, doby trvání, podle úhrnu deště a příslušné doby trvání (Hrádek 2008) Sníh Jedná se o atmosférickou srážku, která dopadá obvykle na zemský povrch ve formě zmrzlých krystalků. Vzniká následkem desublimace vodní páry v led. Čerstvě napadlý sníh má většinou bílou barvu a dobře odráží sluneční záření, starší sníh je tmavší v důsledku znečištění a strukturálních změn sněhových zrn Další druhy atmosférických srážek Další druhy atmosférických srážek jako mlha mrholení, kroupy, zmrzlý déšť jsou zde jen vyjmenovány a to pro minimální význam z hlediska účelu této práce. Podrobněji jsou popsány (Hrádek 2008, Havlíček 1986) Horizontální srážky Rosa, vzniká při kondenzaci vodní páry ve styčné vrstvě vzduchu s povrchem půdy, předmětů, rostlin apod., při teplotách větších než 0 C. Podmínkou vzniku rosy je pokles teploty vzduchu pod hodnotu rosného bodu (obr.1) při daném napětí vodních par ve vzduchu. Význam rosy je v termoregulaci a je významným zdrojem vláhy v místech špatné dostupnosti vody (Hrádek 2008). Rosa je nejdůležitější horizontální srážkou pro zemědělství. Jíní a námraza, nejsou tolik důležité horizontální srážky v porovnání s rosou jak z hlediska zemědělského, tak i z hlediska odtoku na povodí. Při ochlazení povrchu pod 0 C vznikají desublimací drobné ledové jehličky, které tvoří jíní. Vznik námrazy je nejčastěji spojen se silným větrem, silnými přízemními mlhami a teplotou okolo 0 C. Vytváří se nejčastěji na svislích plochách budov, stromů či předmětů. Tloušťka takové to námrazy může dosáhnout až 1 cm (Hrádek 2008). 10

16 Charakteristiky srážek Charakteristikami srážek se rozumí způsob vyjádření srážek, tak aby bylo možno s naměřenými hodnotami dále pracovat a vyhodnocovat je. Srážkovými charakteristikami jsou například úhrn srážek, doba trvání srážek, intenzita deště atd. Objem srážek je celkový objem vody ze srážek, které spadnou za určité období na danou plochu. Objem srážek se vyjadřuje v [m 3 ]. Úhrn srážek je výška vrstvy ze spadlých srážek vody za uvažované období (např. hodina, den, rok, vegetační období ) na určitém místě. Tato charakteristika je nejčastěji vyjadřována v [mm]. Průměrná výška srážek na povodí, je průměrná tloušťka vrstvy vody ze spadlých srážek na povodí, která se průměruje tak aby byla stejná po celém povodí, vyjadřuje se v [mm]. Definice průměrné výšky je vyjádřena jako podíl srážek a plochy povodí. Doba trvání srážek, je doba od začátku do ukončení srážky, měření této charakteristiky se obvykle provádí pouze u srážek kapalných. Vyjadřuje se v hodinách či minutách. Intenzita deště je úhrn deště spadlého za určitou časovou jednotku, vyjadřuje se v [mm.min -1 ]. Rozlišujeme průměrnou intenzitu deště a okamžitou intenzitu deště. Průměrná intenzita deště je úhrn deště spadlý za zvolenou časovou jednotku, který je konstantní po celou dobu trvání deště. Okamžitá intenzita deště je intenzita v určitém časovém okamžiku. Vodní hodnota sněhu je objem vody, který je v objemové jednotce sněhu. Jeho definice je podíl objemu vody ku objemu ve sněhovém stavu. Vyjadřujeme ho jako bezrozměrnou jednotku v procentech. Objemová hmotnost sněhu je hmotnost objemové jednotky sněhu, vyjadřuje se v [kg.m -3 ]. Další neméně důležitou charakteristikou dešťů je tzv. náhradní intenzita dešťů. Jelikož intenzita dešťů je proměnlivá, je potřebné při hydrologických výpočtech získat, a to zejména v emperických vzorcích, konstantní hodnotu intenzity deště, během příslušné doby trvání srážkové události. Z toho to důvodu se definují tzv. náhradní deště, které jsou konstantní po celou dobu trvání srážkové události (Hrádek 2008, Němec 1965). 11

17 Využití srážkových charakteristik Srážky zaznamenané denními pozorováními se agregují v měsíční a roční srážkové úhrny. Jsou-li k dispozici pozorování za řadu let, lze odvodit hlavní srážkové charakteristiky, jak ke klimatickému charakterizování oblasti, pro kterou je stanice reprezentativní, tak i k inženýrsko-technickým a zemědělským potřebám (Němec 1965). Dříve na základě srážkových charakteristik byly vytvářeny meliorační systémy. Z dlouhodobého průměrného ročního úhrnu srážek se stanovují také klimatické charakteristiky pro námi sledované území, které je zastoupeno jednou nebo více srážkoměrných stanic. Tyto klimatické charakteristiky se odvozují nejen z úhrnu srážek, ale především se sleduje závislost úhrnu srážek s dlouhodobou průměrnou roční teplotou. Velmi důležité využití srážkových charakteristik spočívá v jejich využití pro modelování procesů v povodí, a to především ve snaze předpovídat budoucí vývoj průtoků. Na základě srážek se také odhadují klimatické změny, nejen v regionálním měřítku. Průměrný roční počet srážkových dní s úhrnem nad 10mm v České republice je znázorněn na obr. 2 (ČHMÚ 2005). Důležitou charakteristikou, která je detailněji sledována, je zásoba vody ve sněhové pokrývce. Jedná se o nezbytnou znalost pro odhad a snahu předejít jarním záplavám. Obr. 2: Mapa srážek České republiky (ČHMÚ 2005) 12

18 3.2. Teplota Bilance tepla aktivního povrchu je řízena více faktory uvedenými v rovnici bilance tepla a výsledek jejich současného působení určuje teplotu prostředí (Klabzuba 2002). Teplota se z hlediska hydrometeorologického dá rozdělit na tři základní skupiny, a to na teplotu vzduchu, vody a půdy Teplota vzduchu Je možné s určitostí tvrdit, že teplota vzduchu se nepřetržitě mění kdekoliv v zemské atmosféře, a to platí dokonce i o teplotě vzduchu ve zdánlivě klidném prostředí, jako jsou například uzavřené místnosti (Klabzuba 2002). Teplota vzduchu má rozhodující vliv jak na tlak vzduchu, tak i na jeho vlhkost. Původním zdrojem tepla a i teploty vzduchu je sluneční záření. To však neohřívá vzduch přímo, jelikož vzduch nezachycuje tepelné krátkovlnné záření, které pochází ze slunce. Základní úlohu při ohřívání atmosféry však plní povrch Země, který je v tomto ohledu jedním z důležitých činitelů. Zemský povrch větší část dopadajícího slunečního záření pohlcuje a tím se i ohřívá. Přitom část tohoto tepla proniká do hlubších vrstev země, avšak větší část slunečního záření se v podobě dlouhovlnného vyzařovaní vrací do atmosféry a tak se vlastně ohřívá vzduch od země či vody. Teplota vzduchu ovlivňuje i jeho pohyb. Při vzestupu vzdušných proudů se suchý vzduch ochlazuje přibližně o 1 C na 100m vzestupu, při klesání vzdušných proudů se o stejnou hodnotu naopak ohřívá (Hrádek 2008). Průměrná roční teplota vzduchu pro Českou republiku je znázorněna na (Obr. 3) Teplota vody Teplota vody u vodních toků je ovlivňována mnoha přírodními i antropogenními faktory. Z přirozených vlivů se nejvíce uplatňuje počasí a podnebí celého povodí, množství a rychlost proudící vody. Přirozený hydrologický teplotní režim vodních toků bývá často významně ovlivňován stavbou velkých a hlubokých údolních nádrží, tepelným znečištěním odpadním teplem z elektráren a z chladících systémů průmyslových závodů i z domácností ve velkých městech (Klabzuba 2002) Teplota půdy Neustálé změny energetické bilance aktivního povrchu působí jeho proměnlivé ohřívání nebo ochlazování. Nejzřetelnější pravidelné periodické změny vyvolává zdánlivý pohyb Slunce na obloze během dne a určuje tak denní chod teploty půdy. Denní chod teploty půdy je ve všech hloubkách nejvíce ovlivňován současným působením následujících faktorů (Klabzuba 2002): expozicí, stavem půdy, výškou a 13

19 hustotou porostu, počasím a podnebím. Oběh planety Země je pak příčinou pravidelné roční změny teploty související se střídáním ročních dob, které se projevují jako roční chod teploty půdy (Klabzuba 2002). Obr. 3: Mapa průměrné roční teploty v ČR (ČHMÚ 2005) Využití teplotních charakteristik Ze středních denních teplot se jako aritmetický průměr zjišťuje střední měsíční teplota, obdobně se pak zjišťuje střední roční teplota za daný rok a také dlouhodobá průměrná teplota v daném místě. Teplotní charakteristiky slouží také k odvozování klimatických změn, a to především v závislosti s charakteristikami srážkovými (kap ). Vyneseme-li jednotlivá pozorování za určitou dobu do mapy, můžeme zjistit místa se stejnými pozorováními a vykreslit jejich pomocí čáry se stejnou průměrnou teplotou za určité období tzv. izotermy. Z teplotních charakteristik můžeme usuzovat jednotlivé klimatické oblasti a využít je v dalším pozorování, modelování, či předpovídání klimatických změn. Teplota je také nezbytná charakteristika při odhadování a modelování tání sněhu, které je podstatné pro snižování škod vzniklých především při jarních záplavách Vlhkost vzduchu Vlhkost vzduchu je obsah vodní páry v atmosféře. Vodní pára se do vzduchu dostává výparem z vodních hladin, výparem z půdy a jiných povrchů a transpirací rostlin. Vzduch může obsahovat při dané teplotě jen určité množství vodní páry, ve chvíli kdy do atmosféry přijdou další vodní páry okamžitě se vysráží v kapalinu (obr.1). 14

20 Pro kvantitativní vyjádření vlhkosti vzduchu se používají následující vlhkostní charakteristiky (Hrádek 2008): tlak vodní páry, absolutní vlhkost vzduchu, relativní vlhkost vzduchu, ekvivalentní vlhkost vzduchu, měrná vlhkost vzduchu, teplota rosného bodu a sytostní doplněk Využití charakteristik vlhkosti vzduchu Z pohledu meteorologie a klimatologie má vlhkost zásadní význam, jelikož v meteorologii jsou z vlhkosti odvozovány předpovědi počasí a v klimatologii je vlhkost vzduchu zásadním faktorem ovlivňujícím podnebí (Obr. 4). Ze znalosti rozdělení teplot a vlhkosti lze zjistit v různých výškách atmosféry celková množství vody, která můžou kondenzovat, tedy absolutně maximální srážku, která může spadnout (Němec 1965) Výpar Vypařování neboli evaporace je proces, při kterém voda přechází z kapalného či pevného skupenství do skupenství plynného. Na výpar můžeme pohlížet, buď jako na objem vody vypařené za určitý časový interval [m 3 ], nebo jako na výšku určité vrstvy vody vypařené za určitý časový interval [mm]. V meteorologických a hydrologických disciplínách se zpravidla zvlášť rozlišuje výpar potencionální a výpar reálný. Potencionální výpar se definuje jako schopnost vzduchu odnímat vodu povrchům, které jsou dokonale a nepřetržitě zásobované vodou (např. vodní hladina). Výpar reálný se definuje jako množství vody, které se skutečně vypaří do ovzduší z různých reálných povrchů v přírodních podmínkách. Předností potencionálního výparu je možnost ho přímo stanovit pomocí výparoměrů, naproti tomu reálný výpar je jen obtížně měřitelný nákladnými přístroji (Klabzuba 2004). Výpar se dělí na několik jednotlivých druhů (Hrádek 2008): výpar z volné hladiny (nebo přímo ze sněhu či ledu, takový výpar nazýváme sublimací), výpar z holé půdy, výpar z půdy porostlé vegetací (neboli evapotranspirace), výpar ze zarostlé vodní plochy a na transpiraci rostlin. Všechny výše zmíněné druhy výparu jsou ovlivňovány především klimatickými činiteli jako teplota, vlhkost vzduchu, proudění vzduchu, nebo tlak vzduchu. Dalšími důležitými faktory ovlivňující výpar jsou činitelé charakterizující prostředí, z něhož se voda vypařuje, jako jsou plocha a tvar povrchu, druhy půdy a její vlastnosti, vegetační pokrývka povrchu a vlastnosti vypařující se vody. Celkový výpar z určitého povodí, často zjišťovaný pro účely experimentální hydrologie, je souhrnem všech výše 15

21 uvedených výparů a je označován jako tzv. klimatický výpar. Průměrný výpar se určuje z průměrných hodnot na daném území, výsledkem mohou být mapy výparu (obr. 4). Obr. 4: Mapa vlhkosti vzduchu a výparu pro Českou republiku (ČHMÚ 2005) 3.5. Infiltrace Jedná se o proces pronikání vody do půdního prostředí, nejčastěji přes povrch půdy. Infiltrace ovlivňuje významně podíl srážek na povrchovém odtoku, hypodermickém odtoku a odtoku podzemních vod (viz. kap. 3.7). Efektivnost půdy jako činitele pro transportování vody závisí především na velikosti a množství jemných pórovitých kanálků. Čím větší je velikost pórů v půdním profilu, tím je větší infiltrační rychlost, za předpokladu, že si póry tuto velikost po dobu infiltrace zachovají (Hrádek 2008). V přírodních podmínkách je proces infiltrace, a to hlavně rychlost infiltrace, ovlivňován především fyzikálními vlastnostmi a stavem půdy, vegetačním krytem půdního povrchu, vlhkostí půdního povrchu, vlhkostí půdy, intenzitou a dobou trvání srážkové události a chemickými látkami přidanými do půdy. Průběh infiltrace a s tím související přístupy k řešení rozlišují základní typy infiltrace podle tlakových poměrů na povrchu půdy (infiltraci tlakovou a beztlakovou) a podle stability okrajových podmínek (infiltrace ustálená a neustálená), (Hrádek 2008). Při řešení se vychází z výsledků infiltračních pokusů, jejichž cílem je určení parametrů tzv. vsakovací křivky půdy (obr. 5), kde v i,t je rychlost vsakování vody do půdy, která je závislá na čase a sorpčních vlastnostech půdy a t je čas po který se infiltrační rychlost ustaluje. 16

22 Obr. 5: Vsakovací křivka (Hrádek 2008) Využití infiltrace Infiltrace má velký význam pro určení využitelnosti atmosférických srážek rostlinami, dále se infiltrace využívá při navrhování protierozních opatření, dříve pak byla využívána při odvodňovacích opatřeních (Němec 1965). Infiltrace se využívá při stanovení závlahových poměrů, a je také jednou ze ztrátových složek odtoku v povodí Podpovrchové vody Podpovrchová voda se klasifikuje podle různých kritérií, a to v závislosti na tom pro jaký účel potřebujeme tuto klasifikaci podzemní vody. Podle původu se podzemní voda rozlišuje na (Hrádek 2008): vadózní, neboli mělkou (největší část zásob podzemní vody), juvenilní, neboli mladou (nepatrná část zásob podpovrchových vod Země). Další kategorií je voda fosilní, což je voda, která se nachází v horninách a dosud se nezúčastnila oběhu vody v přírodě. Z praktického hlediska (např. strategie zásobování vodou) má však větší význam dělení podzemních vod podle stupně nasycení vodou. Po dosažení rovnovážného stavu podzemní vody lze, při dostatečné hloubce volné hladiny podzemní vody, vyčlenit na vertikálním řezu půdohorninového prostředí (obr. 6) 2 základní zóny, a to zónu saturace (nasycená zóna, pásmo plného nasycení) a aerace (nenasycená zóna, pásmo provzdušnění), (Hrádek 2008, Němec 1965). 17

23 Obr. 6: Základní pásma podpovrchové vody (Hrádek 2008) Využití podpovrchových vod V přirozeném stavu je podzemní voda svými vlastnostmi nejblíže požadavkům na zdravotně nezávadnou a biologicky cennou vodu. V problematice vodohospodářství tvoří podzemní vody důležitý zdroj pro zásobování vodou zejména pro pitné účely. Jelikož množství podzemních vod v České republice kontinuálně klesá, je zkoumání těchto vod důležité především z hlediska ochrany a vhodného využití Odtok Odtokem se rozumí jev, kterým přitékají povrchové nebo podpovrchové vody do uzávěrových profilů. Kvantitativně je vyjádřen objemem odteklé vody z určitého povodí nebo nádrže za daný časový interval. Odtok se udává v [m 3 ] za uvažované časové období (Hrádek 2008). Voda ze spadlého deště se dostává do uzavírajícího profilu třemi různými způsoby (Hrádek 2008): 1. Povrchový odtok lze popsat jako gravitační pohyb vody po svahu nebo soustředěný odtok říční sítí do uzavírajícího profilu (Hrádek 2008, Němec 1965). 2. Odtok prosakující gravitační vody (hypodermický odtok). Tento typ odtoku je tvořen částí infiltrovaných srážek, které nezvyšují vlhkost půdy, ale dostávají se v půdním profilu nekapilárními póry k uzavírajícímu profilu povodí, přičemž nedosahují hladiny podzemní vody (Obr. 6). 3. Odtok podzemní vody je proud podzemní vody, který se pohybuje ve směru sklonu nepropustného podloží, rychlost tohoto pohybu je závislá na charakteru půdního a horninového prostředí a na zdroji podzemní vody. Při 18

24 tvorbě maximálního odtoku z povodí malých vodních toků se výrazně projevuje především svahový odtok (Hrádek 2008) Průtok Průtok je pro potřeby hydrologie nadefinován, jako protékání vody průtočným profilem, představuje objem vody proteklé průtočným profilem za sekundu (Hrádek 2008). Rozlišuje se několik druhů průtoků (Hrádek 2008): (1) specifický průtok, jedná se o množství vody, které v průměru odteče z plošné jednotky povodí za sekundu, (2) průtok přirozený, ovlivněný a nadlepšený: přirozený je průtok v toku s přirozeným hydrologickým režimem, ovlivněný je průtok vody v toku s ovlivněným hydrologickým režimem a nadlepšený je průtok záměrně zvětšený nad hodnotu přirozeného průtoku např. doplňováním vody v toku z nádrže, (3) průměrný průtok je aritmetický průměr všech průtoků za uvažované období, (4) průměrný měsíční průtok je aritmetický průtok v měsíci, (5) průměrný sezónní průtok (např. vegetační období) je aritmetický průměr měsíčních průtoků za uvažované období, (6) průměrný roční průtok je aritmetický průměr měsíčních průtoků v daném roce, (7) dlouhodobý průtok je průměrný průtok v daném období (měsíc, či rok) za řadu let, (8) M-denní průtok je průměrný denní průtok dosažený nebo překročený po M dní ve zvoleném časovém období, obvykle se volí za délku časového období 1 hydrologický rok, (9) p-procentní denní průtok je průměrný denní průtok dosažený nebo překročený právě v p% počtu dnů ve zvoleném období (např. hydrologickém roce), (10) maximální průtok je největší (kulminační) průtok povodňové vlny v určeném období, (11) N-letý průtok je největší (kulminační) průtok povodňové vlny, který je dosažen nebo překročen v dlouhodobém průměru jednou za N let, (12) minimální průtok je nejmenší průměrný denní průtok v určeném období, (13) N-letý minimální průtok je nejmenší denní průtok, který je dosažen nebo nedosažen průměrně jednou za N let Využití charakteristik povrchového odtoku Zkoumání jednotlivých odtokových složek je součástí experimentální hydrologie. Jeho zkoumání a pravidelné vyhodnocování poskytuje neocenitelné informace o sledovaných povodích. Na základě dlouhodobě měřených (časových řad) charakteristik odtoku povodí se vyhodnocují klimatické změny. Další praktické využití těchto naměřených údajů spočívá ve studiu a v předpovídání povodňových vln. Dále dle odtokového režimu můžeme určit retenční vlastnosti daného povodí. Pozorování 19

25 povrchového odtoku je tedy důležitým prvkem pro snižování potencionálních škod způsobených povodněmi. 20

26 4. Způsoby měření (monitoring) Monitoring atmosféry rozdělujeme na dva dílčí typy, a to na monitoring hydrometeorologický a klimatologický. Sledování počasí a klimatu má pro člověka podstatný význam. To je patrné např. i z velkého počtu lidových pranostik. U nás má velkou tradici, základní klimatické parametry byly prvními soustavně sledovanými veličinami. Na našem území byla první pravidelná měření tlaku, teploty vzduchu a srážek prováděna od roku 1752 v pražském Klementinu, avšak spolehlivé řady pro teploty jsou k dispozici od roku 1775 a pro srážky od roku V současné době na našem území v pozorovací síti ČHMÚ pracuje 30 profesionálních meteorologických stanic a velké množství stanic klimatologických a srážkoměrných, převážně s dobrovolnými pozorovateli, ale i stanic provozovaných jinými ústavy, nebo vysokými školami (Mattas 2009). V současné době existuje na trhu již celá řada firem zabývajících se výrobou a vývojem profesionálních monitorovacích systému. Za všechny výrobce například f. Fiedler-Mágr, f. Meteoservis v.o.s., f. Noel, f. Litchman a řada dalších. Tyto firmy dodávají kompletní servis týkající se hydrometeorologického monitoringu Měření srážkových charakteristik Srážky jsou jednou z nejdůležitějších veličin, která vstupuje do odtokového režimu (viz. kap. 3.1). Lze říci, že se rozlišují dva druhy měření, a to měření srážek dešťových a sněhových. Pro měření srážek dešťových se využívají: srážkoměry (Příloha 1), těmi se měří srážková výška, dále se pak zjišťuje průběh srážky pomocí ombrografů. V těžko dostupných místech se pro určení srážkového úhrnu za určité období využívají totalizátory (Mattas 2009). Pro měření sněhových srážek se používají např. sněhoměrné latě, srážkoměry, totalizátory (kap ) nebo odměrky Měření dešťových srážek Standardní srážkoměr (Příloha 1) je tvořen válcovým pouzdrem opatřeným nálevkou se záchytnou plochou 500 cm 2. Dešťové srážky se z nálevky svádějí do sběrné nádoby o objemu 2 l. Výška srážek zachycených v nádobě se měří speciální odměrkou s přesností na 0,1 mm (Mattas 2009). Ombrografy jsou dvojího principu, plovákové a překlopné. U klasických plovákových srážková voda stéká do plovákové komory, kde zvedá plovák spojený se zapisovacím zařízením, které zaznamenává polohu hladiny v plovákové komoře na 21

27 registrační pásku, navinutou na bubnu otáčeném hodinovým strojem. Při dosažení maximální úrovně hladiny v plovákové komoře se komora pomocí násosky vyprázdní do sběrné nádoby, což umožňuje i v případě poruchy zapisovacího zařízení stanovit alespoň srážkový úhrn, plovák klesne na nulovou úroveň a pokračuje v záznamu. Novější systém plovákových srážkoměrů je založen na dvojci spojených vaniček, které se při dosažení určité srážkové výšky (dle výrobce) překlopí a záznamové zařízení zaznamená impuls. Tento systém umožňuje na rozdíl od plovákových ombrografů i případné připojení přístroje k měřící ústředně, nebo dálkový přenos dat. Voda se, stejně jako u všech ostatních typů, zachytává ve sběrné nádobě, aby v případě poruchy bylo možné určit alespoň celkovou srážkovou výšku (Mattas 2009). Totalizátory (Příloha 1) jsou válcové nádoby na obou koncích opatřené komolými kužely. Aby bylo možno měřit i tuhé srážky, je v nádobě roztok CaCl 2. Výparu zabraňuje slabá vrstva vazelínového oleje na hladině. Nádoba se umisťuje obvykle dosti vysoko (3-4m) nad terén, aby byla funkční i v případě vysoké sněhové pokrývky (Mattas 2009) Měření sněhových srážek U sněhových srážek se kromě srážkové výšky určuje výška sněhové pokrývky, a to jednak celková a výška nově napadlého sněhu. Srážková výška se určuje tak, že se vnější nádoba srážkoměru, ze kterého se pro měření tuhých srážek odstraní nálevka, přenese do mírně teplé místnosti, kde se sníh, napadaný do nádoby, nechá roztát a srážková výška se běžným způsobem odměří odměrkou. Výška sněhové pokrývky se určuje pevnými sněhoměrnými latěmi (Příloha 1). Dále se stanovuje vodní hodnota sněhu, tj. množství vody v objemové jednotce sněhu. Může být vyjádřena, buď jako poměr objemů, což je bezrozměrné číslo, nebo jako hustota sněhu v kg.m -3. Protože sníh je pórovitý, určuje se také vodní kapacita sněhu, a to pomocí vzorce (1), E E E E v (1), kde E t je obsah vody ve sněhové pokrývce v tuhém skupenství [mm], E v je největší obsah vody ve sněhové pokrývce v tekutém skupenství [mm] (Mattas 2009) Měření teplotních charakteristik Při odečítání teploměrů se vždy nejprve určují desetiny stupně a až poté se odečítají celé stupně. Tento způsob je nutný proto, aby se zabránilo ovlivnění čtení teploměru například dechem pozorovatele a jiných nepříznivých činitelů. v t 22

28 Měření teploty vzduchu Teplota vzduchu se zpravidla měří tzv. staničními teploměry (Příloha 2). Jsou plněné rtutí a stupnice má rozsah -30 až 50 C s dělením po 0,2 C. Teplota se na nich odečítá s přesností na 0,1 C. Existují však i speciálně upravené teploměry jako jsou například teploměry extrémní, dále se také pro měření teploty využívají termografy. Extrémní teploměry (Příloha 2) jsou upraveny tak, aby označily nejnižší (minimální teploměr), nebo nejvyšší (teploměr maximální) teplotu dosaženou mezi dvěma pozorováními. Termografy a teploměry se umisťují do meteorologických budek. Pokud se měří přízemní minimální teploty, umisťuje se tento teploměr 5 cm nad povrch země. Extrémní teploměry mají obvykle stupnici dělenou, stejně jako staniční teploměry, po 0,2 C. Kombinované minimomaximální teploměry mají kombinovanou náplň (rtuť a další kapalina) v kapiláře tvaru U. Vzhledem k tomu, že mají dělení po 1 C a jsou méně přesné, jsou vhodné jen pro orientační měření. Minimální teploměr má uvnitř kapiláry tělísko (index), které povrchová blána náplně (např. toluen) při klesání sloupce posunuje a při stoupání náplně kapalina tělísko obtéká, takže zůstává v nejnižší dosažené poloze. Minimální teploměr se umísťuje vodorovně, aby se index nepohyboval vlastní váhou. Po odečtení stačí teploměr naklonit, tak aby index vlastní váhou sklouzl k povrchové bláně (Mattas 2009). Maximální teploměry jsou založeny na stejném principu jako teploměry lékařské, kapilára je těsně nad nádobkou zúžená, takže při stoupání teploty se rtuť zúžením protlačí, ale při poklesu teploty se rtuťový sloupec přetrhne a zůstane v nejvyšší poloze. Po odečtení se rtuť sklepne do nádobky (Mattas 2009). Termografy, které zapisují průběh teploty v čase, jsou založeny na změně tvaru bimetalu, což je páska ze dvou kovů s různou teplotní roztažností, která je přenášena na pisátko. Termograf se často kombinuje s hygrografem. V poslední době se stále častěji používá teplotních čidel termistorových, odporových a jiných, u kterých změna teploty vyvolá změnu elektrických vlastností (obvykle odporu). Teplotní čidla se připojují k měřícím ústřednám, běžné jsou však i jednoúčelové elektronické teploměry (Mattas 2009) Měření teploty půdy Velmi často se měří teplota v půdním profilu, k tomuto účelu se využívají tzv. půdní teploměry (Příloha 2). Tyto teploměry mají nádobku se rtutí na konci dlouhé kapiláry, která se zasune do otvoru vyvrtaného v půdě. Pro snazší odečítání je kapilára 23

29 v horní části ohnutá, takže část teploměru se stupnicí je umístěna šikmo. Klasické půdní teploměry mají standardní délky pro měření v hloubkách 5, 10, 20, 50 a 100 cm pod povrchem půdy (Mattas 2009) Měření vlhkosti vzduchu Vlhkost vzduchu se dělí na dvě základní vlhkosti, a to absolutní a relativní vlhkost (kap. 2.3). Absolutní vlhkost se měří psychrometrem. Existuje výce druhů psychrometrů, nejjednoduším a také nejčastějším psychrometrem je psychrometr Augustův (Příloha 2). Augustův psychrometr se skládá z dvojice teploměrů, z nichž jeden (tzv. vlhký) má nádobku obalenou mušelínem přecházejícím v knot, který sahá do nádobky s vodou. Odpařováním vody klesá teplota vlhkého teploměru a na základě rozdílu teplot ( t) obou teploměrů určíme absolutní vlhkost vzduchu jako: e E 1 k t (2), kde E 1 je napětí nasycených par, odpovídající teplotě vlhkého teploměru a k je součinitel, vyjadřující vliv atmosférického tlaku. Augustův psychrometr se umísťuje v meteorologické budce, protože výsledek do značné míry závisí na rychlosti proudění vzduchu obtékajícího vlhký teploměr. Často se používá také Assmanův aspirační psychrometr. Assmanův aspirační psychrometr (Příloha 2) má zabudován ventilátorek, poháněný pérem. Nové typy elektronických psychrometrů jsou v zásadě pouze vylepšením Assmanova psychrometru, ventilací poháněnou elektricky a teploměrnými čidly s elektrickými výstupy. Jejich výhodou je to, že na displeji udávají přímo požadovanou veličinu, tedy absolutní nebo relativní vlhkost, bez nutnosti přepočtu (Mattas 2009). Relativní vlhkost se určuje buď přepočtem z vlhkosti absolutní a dané teploty, nebo pomocí vlasového vlhkoměru (hygrometru). Ten je založen na změně délky odmaštěného lidského vlasu nebo dnes i syntetických vláken se změnou relativní vlhkosti. Změna délky se přenáší na ručičku, v případě hygrografu na zapisovací pero. Některé typy hygrografů nepoužívají svazek vlasů, ale membránu, která se změnou vlhkosti více či méně deformuje. Elektronické hygrometry jsou založeny buď na klasickém principu změny délky vlákna s vlhkostí, nebo na změně dielektrických vlastností vzduchu se změnou vlhkosti, tyto přístroje se nazývají kapacitní snímače. Nevýhodou všech těchto přístrojů je menší přesnost, na druhou stranu však umožňují 24

30 měření i při teplotách pod bodem mrazu, kdy již psychrometry nelze použít (Mattas 2009). Hygrografy se často požívají v kombinaci s termografy (kap. 4.2) Měření výparových charakteristik Rozeznáváme tři hlavní druhy výparu (kap. 3.4). Výpar je přímo úměrný rozdílu napětí vodních par při povrchu a v ovzduší (měřeno 2 m nad zemí). Při nedostatku příslušných měření se ve výpočtech nahrazuje sytostním doplňkem Měření výparu z vodní hladiny Pro přímé stanovení výparu z vodní hladiny existuje řada typů výparoměrů (Příloha 3), všechny však vycházejí z principu stanovení změny objemu (výšky) nebo váhy vody v nádobě za danou dobu. Protože výparoměry jsou součástí vybavení jen velkých pozorovacích stanic, velmi často se výpar určuje na základě výpočtu (Mattas 2009). Typy výparoměrů: Wildův výparoměr, Rónův výparoměr, standardní výparoměr, výparoměrný bazén, plovoucí výparoměr (Příloha 3), (Hrádek 2008) Měření evapotranspirace Evapotranspiraci lze stanovit třemi základními metodami. Metoda vegetačních nádob spočívá v tom, že se rostliny pěstují v nádobách naplněných zeminou. Nádoby se váží a vypařená voda se pravidelně doplňuje. Evapotranspirace je pak rovna výšce dodané vody. Další metodou je tzv. lyzimetrická metoda, ta spočívá v použití nádob většího objemu (např. 2-3 m 3, ale i větších rozměrů). Evapotranspirace se pak zjišťuje z vyhodnocení ztrát vody vážením. Oproti vegetačním nádobám se teplený a vláhový režim půdy více blíží skutečnosti. Třetí metodou pro měření evapotranspirace je metoda vláhové bilance půdního profilu, tato metoda je založena na pravidelném určování zásoby vody v aktivní půdní vrstvě z odebraných půdních vzorků. Protože evapotranspirace se určuje stejně jako výpar jen na některých stanicích, je ji často třeba určit pomocí výpočtů (Mattas 2009). Pro přímé měření evapotranspirace se využívají například kompenzační výparoměr Měření transpirace rostlin Předpokladem získání reprezentativních dat jsou homogenní porosty a pokud možno rovinatý terén. K měření transpirace lesních porostů (případně sadů apod.) je požíváno několik skupin pozemních metod. Nejširší záběr mají metody mikrometeorologické, jmenovitě pak metoda Bowenova poměru a difuzní turbulence. Tato metoda, pracuje za vhodných podmínek a s pomocí 30 až 100 m vysokých věží 25

31 s celými úseky krajiny. Vysoké a tím i drahé konstrukce jsou potřeba například ve vysokých lesích, avšak na polích a loukách postačují konstrukce daleko nižší, porosty jsou zde homogenní, a proto je zde použití této techniky velmi výhodné. Nejmenší prostorový záběr mají metody gazometrické, které pracují většinou na úrovni listů, po případě větví, výjimečně stromů nebo jejich malých skupin (s použitím uzavřených nebo polootevřených skleníků), (Čermák 2005). Metoda tepelné bilance, ve variantě pro velké stromy, počítá tuto bilanci v rozměrově definované části kmene (Čermák 1973, 1982, 2004, Kučera 1977). Tato metoda spočívá v tom, že je určitá sekce kmene (ten funguje jako odpor) zahřívána střídavým elektrickým proudem odděleným od země a současně je měřena teplota, respektive teplotní rozdíl mezi zahřívanou a nezahřívanou částí měřiště. Teplotní rozdíl je měřen sérií miniaturních termočlánků umístěných ve dřevě tak, aby integrovaly teplotu v radiálním profilu (Čermák 2005). Metoda deformace tepelného pole je založena na měření deformace, tepelného pole v okolí zahřívaného lineárního tepelného zdroje radiálně umístěného v bělové části dřeva kmene, transpiračním proudem. Při nulové intenzitě proudu je tvar tepelného pole ve frontálním pohledu kruhový, se vzrůstající intenzitou transpiračního proudu se však tepelné pole deformuje a zmíněná elipsa se výrazně protahuje ve směru proudu. Transpirační proud je počítán z poměru teplotních gradientů měřených v axiálním a tangenciálním směru a příslušných konstant zahrnujících geometrii měřiště a fyzikální vlastnosti vodivého systému (Čermák 2005) Měření infiltrace Měření infiltrace by se dalo rozdělit na dva přístupy, a to na teoretické stanovení infiltrace a přímé stanovení infiltrace. Teoretické stanovení ustálené infiltrace vychází z Darcyho zákona. Základem teoretického řešení neustálené infiltrace jsou rovnice kontinuity a upravená Darcy- Buckinghamova rovnice. Z řady přístupů k řešení neustálené infiltrace jsou nejpoužívanější metody Philipa (1957), Overtona (1976), Green-Ampta (1939) a metoda CN křivek US SCS (1972). Při těchto teoretických řešení neustálené infiltrace se často obtížně zohledňují velmi různorodé charakteristiky půdy, proto se rovněž využívají emperická řešení vyjadřující průběh procesu infiltrace v konkrétních přírodních podmínkách. Při řešení se vychází z výsledků infiltračních pokusů, jejichž cílem je určení parametrů tzv. vsakovací křivky půdy (obr. 5), (Hrádek 2008). 26

32 Metodika pro přímé měření infiltrace rozeznává dvě metody měření, a to metodu postřiku a metodu měření intenzity infiltrace při výtopě. Postřikovací metoda byla zavedena proto, že se tento způsob dodávání vody na půdní povrch nejvíce blíží přirozeným podmínkám při dešti. Přitom byly používány dva způsoby, lišící se velikostí intenzity umělého deště. Při prvním způsobu je regulována intenzita postřiku během měření tak, aby se nevytvářeli na povrchu louže. Při druhém způsobu se odvozuje intenzita infiltrace jako rozdíl z měření srážky a odtoku při postřiku o konstantní intenzitě (Němec 1965). Metodu měření intenzity infiltrace při výtopě tvoří dva vsakovací (infiltrační) válce (Příloha 3), které jsou soustředně umístěny a jsou zaraženy do země, což umožňuje do značné míry snížit boční průsak. Menší válec má vnitřní průměr 35,7 cm a výšku 25 cm. Válec vnější má vnitřní průměr 50,7 cm, výšku shodnou s válcem menším. Vsakovací plocha uvnitř menšího válce činí 0,1 m 2, plocha mezikruží je rovněž 0,1m 2. Spotřeba 1 l vody představuje v obou případech však sloupce vody o výšce 10 mm. Při měření se udržuje vodní vrstva na půdním povrchu o mocnosti 0,5 cm, aby se podmínky co nejvíce blížily přirozeným. Měření se několikrát opakuje (Němec 1965). Další možnost stanovení infiltrace je pomocí infiltrometru (Příloha 3). Výhodou tohoto infiltrometru je jeho nízká spotřeba vody oproti jiným metodám (přibližně 135 ml na jedno měření) a obsluha jedním člověkem. Infiltrometr se skládá z polykarbonátové trubky o průměru 31 mm a výšce 327 mm, která je rozdělena na dvě části. Obě části se naplní vodou. Vrchní část zvaná bublinková komora slouží pro nastavení sání vzduchu. Voda naplněná do spodní části se přes nerezovou polopropustnou membránu na dně trubky infiltruje do půdy. Na spodní části polykarbonátové trubky infiltrometru je stupnice, ze které se po 60 sekundách odečítá hodnota objemu vody v ml. Naměřená data se pak přepíší do počítače k dalšímu zpracování (Šindelář 2008) Měření podpovrchových vod Podzemní vody monitoruje ve své síti ČHMÚ. Sledují se jednak vrty, jednak prameny. U pramenů se sleduje jejich vydatnost (průtok), teplota a jakost vody. Vzhledem k tomu, že prameny mají poměrně malé vydatnosti, jsou sledované prameny obvykle vybavovány měrnými přelivy různých typů (viz. kap. 4.8), případně se průtoky měří objemovou metodou. Odběr vzorků vody se provádí standardním způsobem, zpravidla přímo do vzorkovnic (Mattas 2009). 27

33 U vrtů se standardně sleduje hladina podzemní vody a její jakost. Pro měření hladiny ve vrtech se používá Rangova (též frankfurtská) píšťala - na konec pásma upevněná píšťala, která má na vnější ploše drážky vzdálené po 10 mm a upravené tak, aby tvořily mističky. Při ponořování dolního konce píšťaly pod hladinu je z ní vytlačován vzduch a píšťala vydává zvuk. Hloubku ponoření píšťaly lze po jejím vytažení z vrtu snadno určit z počtu mističek zaplněných vodou. Improvizovaně lze polohu hladiny ve vrtu nebo ve studni určit s pomocí tzv. plopru - na pásmu nebo šňůře upevněného vhodného předmětu pohárkovitého tvaru, který se spouští trhavým pohybem nahoru a dolů a který po dotyku hladiny a nadzvednutí vydává pleskavý zvuk (odtud je také název). Dále se pro zjišťování vydatnosti vrtu, ale i kvality vody provádějí tzv. čerpací zkoušky. Metodika těchto zkoušek závisí na složitosti hydropedologických podmínek území a na stanoveném cíli průzkumu (Sovadina 2009). Pro odběr vzorků vody se používá standardních vzorkovačů Měření vodního stavu Vodní stav je základním hydrologickým údajem. Udává se jako výška hladiny v toku nebo nádrži nad nulou vodočtu, obvykle v metrech. Vodní stavy se sledují ve vodočetných a vodoměrných stanicích. Pro měření vodních stavů se velmi často využívají limnigrafy, umožňující kontinuální záznam vodních stavů. Vodočet nebo limnigrafická stanice (Příloha 4) by měli být umístěny v přímém úseku s proudící vodou bez vzdutí, pokud možno se stabilním, za všech, i extrémních, průtoků dobře definovatelným profilem (Mattas 2009). Vodočet (Příloha 4) je měřidlo ve formě dnes zpravidla kovové smaltové latě s obvykle, dvou centimetrovým dělením, upevněné k podkladu (např. dlažba břehu, nábřežní zeď ). Podle uspořádání rozeznáváme vodočty svislé (na nábřežních zdech ) a svahové (na skloněném upraveném břehu. Často se užívají dělené vodočty, složené z několika dílů (např. svislá nejnižší část, pak svahový vodočet na svahu). Nula vodočtu musí být níže než nejnižší známá, nebo očekávaná hladina toku. U limnigrafu je pohyb hladiny vhodným způsobem přenášen na záznamové zařízení. U klasických plovákových limnigrafů (Příloha 4) se záznam provádí obvykle pisátkem na registrační pásku navinutou na bubnu, otáčeným hodinovým strojem. V současné době se stále více využívá jiných principů, jako jsou např. změny tlaku v ponořeném snímači, změny talku vzduchu, který zvolna vybublává pod hladinou, měření pomocí odrazu ultrazvuku od vodní hladiny. Tyto metody jednak 28