Tvorba dešťového odtoku z malého horského povodí

Transkript

1 AKTUALITY ŠUMAVSKÉHO VÝZKUMU II str Srní října 2004 Tvorba dešťového odtoku z malého horského povodí Runoff formation in a small mountaineous watershed Tomáš Bayer 1, Miroslav Tesař 2 & Miloslav Šír 2,* 1 Výzkumný ústav meliorací a ochrany půdy, Žabovřeská 250, CZ Praha 5, Česká republika 2 Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Pod Paťankou 5, CZ Praha 6, Česká republika *msir@mereni.cz Abstract The question is solved how the outflow of water from the soil into the transport collector bears with the discharge at the closure profile of a small forest catchment in the course of a vegetation season. In connection with this phenomena we investigate how much is such catchment homogenous. The Liz catchment is located in the elevation from 828 to 1074 m a.s.l. in the mountain region of the Bohemian Forest (=Šumava Mts.). The analysis soil shows, that: (i) the small catchment covered by vegetation behaves hydrologicaly as a homogenous unit, (ii) in a small catchment the runoff has to be investigated as two transformations: (1) rainfall to the outflow from soil (2) outflow from soil to the runoff. Proportion of both transformations in runoff formation changes following the running phase of the soil water regime. Two phases interchange in the soil water regime: Percolative phase the rainwater percolates through the soil into the transport layer, through which it flows until the stream. Accumulative phase the rainwater accumulates in soil and doesn t outflow into the transport collector. Key words: catchment hydrology, runoff formation, soil water regime ÚVOD Příspěvek se věnuje otázce, jak souvisí výtok z půdy do transportního kolektoru s průtokem v závěrovém profilu malého lesního povodí, a to v průběhu vegetační sezóny. V souvislosti s tím se zkoumá, do jaké míry je povodí hydrologicky homogenní. Monitorované povodí Liz je sklonité, jeho geologické podloží tvoří nepropustné dno, neobsahuje plošně významné části s hladinou podzemní vody. Půdní pokryv je tvořen několika horizonty s rozdílnými vodonosnými vlastnostmi, avšak srážková voda převážně prosakuje půdou směrem dolů, takže povrchový a podpovrchový odtok šikmo po svahu je velice řídkým jevem pouze při katastrofálních deštích. Porost tvoří horská smrčina. Povodí se nachází ve výšce m n.m. v horské oblasti Šumavy (TESAŘ et al. 2004). Schéma oběhu vody, jak je dále sledováno, ukazuje Obr. 1. Oběh vody od dopadu srážky na půdu po průtok v toku je rozdělen na dvě části: (a) průsak vody půdou, (b) proudění podložním transportním kolektorem do toku. Díky navržené schematizaci lze z oběhu vody v povodí vyčlenit oběh vody v půdě s tím, že výtok z půdy je jediným přítokem do transportního kolektoru. Oběh vody v půdě je pak v zásadě jednorozměrný, děje se ve svislici od půdního povrchu k rozhraní půdy a transportního kolektoru. Voda v transportním kolektoru se pohybuje šikmo po svahu k vodnímu toku. Analýzu souvislostí mezi vodním režimem půdy a povodí usnadňují součtové (sumární) čáry. Součtová čára srážek je postupným součtem denních srážkových úhrnů od počátku sezóny. Podobně se sestrojí součtová čára evapo- 56

2 Obr. 1. Schéma proudění vody v půdě a transportním kolektoru. Fig. 1. Scheme of the water transport in the soil profile and transport collector. transpirace. Součtová čára výtoku z půdy do transportního kolektoru je vypočtena jako rozdíl součtových čar srážek a evapotranspirace zmenšený v každém dni a aktuální deficit zásoby půdní vody vůči zásobě v prvním dni bilancovaného období. Součtová čára výtoku z povodí je postupným součtem denních průtoků. PLOŠNÁ HOMOGENITA VODNÍHO REŽIMU PŮD Vliv plošné heterogenity půdního a vegetačního pokryvu na vodního režimu povodí je studován na povodí Liz od roku V povodí je umístěno deset náhodně rozložených pozorovacích stanovišť, na nichž se měří tenzometrické tlaky v horizontech 0 17 cm, cm, cm, cm a cm. Typický výsledek měření tlaků v horizontu cm na třech typicky odlišných stanovištích ukazuje Obr. 2. Celkový dojem z měření je chaotický a zdálo by se, že vodní režim svrchního půdního horizontu je plošně velice heterogenní. Stejný obraz vykazují průběhy tenzometrických tlaků ve všech horizontech. Naproti tomu, jak ukazuje Obr. 3, lze nabýt dojmu, že vazba zásoby vody v půdě na srážky je vcelku zákonitá. Následkem vsaku srážkové vody se půda sytí a zásoba roste. V období mezi výraznými srážkami se půda vlivem odběru vody na transpiraci rostlin vysušuje a zásoba neroste, příp. klesá [akumulační fáze (TESAŘ et al. 2001)]. Vzájemný vztah složek vodního režimu půd srážek, evapotranspirace a výtoku do transportního kolektoru je velice dobře patrný v součtových čarách, jak je ukazuje Obr. 4. V zásadě lze říci, že do transportního kolektoru epizodicky odtéká vsáklá srážková voda jen v situacích, kdy se nezadržela v půdě [perkolač- 57

3 Obr. 2. Liz les, 1999, stanoviště 1, 4, 10: tenzometrické tlaky v horizontu cm. Značky: obdélník stanoviště 1, trojúhelník stanoviště 4, kroužek stanoviště 10. Fig. 2. Liz forest, 1999, localities 1, 4, 10: Tensiometric pressures in the cm horizon. Obr. 3. Liz les, 1999, stanoviště 1: zásoba vody v půdě a srážky. Srážky jsou v úhrnech sumovaných mezi dvěma za sebou následujícími termíny měření zásoby. Fig. 3. Liz forest, 1999, locality 1: Soil water storage and precipitation. Obr. 4. Liz les, 1999, stanoviště 1: sumární čáry srážek, evapotranspirace a výtoku z půdy do transportního kolektoru. P perkolační fáze, A akumulační fáze. Fig. 4. Liz forest, 1999, locality 1: mass curves of precipitation, evapotranspiration and outflow from the soil profile. P percolation phase, A accumulation phase. 58

4 Obr. 5. Liz les, 1999, stanoviště 1, 4, 10: součtové čáry výtoku z půdy do transportního kolektoru. Fig. 5. Liz forest, 1999, localities 1, 4, 10: Mass curves of the outflow from the soil profile. Obr. 6. Liz les, 1999: srážky a odtok v závěrovém profilu povodí. O1, O2, O3 odtokové vlny a P1, P2, P3 perkolační fáze vodního režimu půd způsobené srážkovými situacemi S1, S2, S3. A1, A2, A3 značí následné akumulační fáze vodního režimu půd. Fig. 6. Liz forest, 1999: precipitation and runoff in the basin closure profile. O1, O2, O3 runoff, S1, S2, S3 precipitation, P1, P2, P3 percolation phases, A1, A2, A3 accumulation phases. Obr. 7. Liz les, 1999: součtová čára srážek a odtoku z povodí. S1, S2, S3 srážkové situace (viz Obr. 6). Fig. 7. Liz forest, 1999: mass curves of the precipitation and runoff. S1, S2, S3 precipitation (see Fig. 6). 59

5 Obr. 8. Liz les, 1999: součtová čára výtoku z půdy a odtoku z povodí. V1, V2, V3 výtok z půdy do transportního kolektoru způsobený srážkovými situacemi S1, S2 a S3 (viz Obr. 6), K1, K2, K3 směrnice setrvalého odtoku. Fig. 8. Liz forest, 1999: mass curves of the outflow from soil and runoff. V1, V2, V3 outflow from the soil profile, S1, S2, S3 precipitation (see Fig. 6), K1, K2, K3 tangents of the steady flow. Poznámka k Obr. 2 8: Na vodorovné ose je vyznačeno pořadové číslo dne v roce, takže má číslo 1, veškeré údaje jsou uvedeny v období Remark to Figs 2 8: Horizontal axis shows julian days (i.e. 1 Jan is marked as 1). All data are presented in the period 11 Jun 1 Nov ní fáze (TESAŘ et al. 2001)]. Přitom množství takto odteklé vody je na hydrologické úrovni objemově významné (TESAŘ et al. 2004). Porovnáme-li součtové čáry výtoku z půdy na třech stanovištích v povodí Liz (Obr. 5), vidíme, že výtoky nastávají na všech stanovištích prakticky synchronně. Velikost sumárního výtoku za sezónu kolísá v rozmezí mm. Pokud vyloučíme odlehlá pozorování (stanoviště 2 a 4), zúží se rozmezí na mm. Při sezónním srážkovém úhrnu 367 mm to znamená, že z půdy do transportního kolektoru odtéká 55 až 64 % dopadlých srážek. Plošná variabilita výtoku je tak pouhých 9 % vzhledem k srážkovému úhrnu. Uvědomíme-li si, že srážky jsou běžně měřeny s chybou 10 %, znamená to, že výtok z půdy do transportního kolektoru je vlivem heterogenity půdního pokryvu zatížen stejnou nejistotou, s jakou jsou měřeny srážky. V povodí Liz se tedy prokázalo, že vodní režim půd je na malém povodí z hlediska hydrologického plošně homogenní. Tento závěr podporuje nejen měření v běžně vodném roce 1999, kdy se neprojevil nedostatek srážek (potenciální transpirace za 143 dní asi 160 mm, srážky 367 mm), ale i v suchém roce 2000, kdy potenciální transpirace (asi 282 mm za 149 dní) dosáhla srážkového úhrnu (280 mm). SRÁŽKO-ODTOKOVÝ VZTAH Srážko-odtokový vztah na povodí Liz ve vegetační sezóně 1999 ukazuje Obr. 6. V něm jsou vyznačeny tři významné srážkové situace a jimi vyvolané odtokové vlny. Údaje, potřebné pro jejich rozbor, udává Tab. 1. Z ní je patrné, jak významně závisí výtok z půdy na vlhkosti půdy a transportního kolektoru. V situaci S3, kdy je vlhkost ze všech situací nejvyšší, vytéká z půdy do transportního kolektoru 100 % srážky dopadlé na povrch půdy, i když srážkový úhrn je ze všech situací nejmenší. V situaci S1, kdy je vlhkost nižší než v situaci S3, způsobí téměř sedminásobná srážka výtok pouze 44 % dopadlé srážky. Takovéto a další diskrepance, jak vyplývají z údajů v tabulce, jsou způsobeny neobvyklými jevy při transportu vody půdou (TESAŘ et al. 2004). Odtokové vlny v toku mají trvání ve všech třech případech shodné s trváním příčinné 60

6 srážkové situace. V situacích S1 a S2 mají shodné trvání i perkolační fáze vodního režimu půd. S koncem srážkové situace končí i perkolační fáze (následující další srážky nevytékají z půdy do transportního kolektoru) a nastává fáze akumulační (odtok tokem plynule klesá s tím, jak se vyprazdňuje transportní kolektor, a nereaguje na srážky). V situaci S3 však přetrvává perkolační fáze o asi 15 dní odtokovou vlnu v toku. Následné srážky totiž protékají půdou do transportního kolektoru. Vysvětlení poskytuje Obr. 4. Z něj je zřejmé, že v období následujícím po situaci S3 byla velice malá spotřeba vody na transpiraci rostlin. Takže půdní nádrž nebyla dostatečně vyčerpávána, aby byla schopna následné srážky akumulovat. Pokles zásoby vody v půdě (Obr. 3) je způsoben výtokem vody do transportního kolektoru, nikoliv odběrem transpirací. Navíc na počátku srážkové situace byl nejhlubší horizont půdy dosti vodou nasycen, neboť tenzometrický tlak v hloubce 100 cm byl ze všech tří situací největší (Tab. 1). Jak velice se liší transformace srážky na odtok z povodí od transformace srážky na výtok z půdy do transportního kolektoru, ukazuje konfrontace součtových čar v Obr. 7 a Obr. 8. Zatímco výtok z půdy je výrazně epizodickou záležitostí (součtová čára má schodovitý tvar), odtéká voda z povodí setrvale (součtová čára je plynulejší). Analýzou součtové čáry odtoku z povodí v konfrontaci se součtovou čarou výtoku z půdy do transportního kolektoru lze odvodit, jak probíhá transport vody mezi kolektorem a uzávěrovým profilem toku. Totiž přesně tak, jak se popisuje v odtokové hydrologii transformace srážky na odtok. V dešťových obdobích se kolektor plní vodou. Je-li dostatečně dotován výtokem z půdy, voda doteče do toku a vytvoří znatelnou průtokovou vlnu krátkého trvání (několik hodin až dní). V bezdeštných obdobích se kolektor pomalu vyprazdňuje výtokem do toku a vytváří se tak základní odtok. Ten se s trváním bezdešťového období zmenšuje, běžně nikoliv však až k nule. Nejnižší hodnota odtoku, setrvalý odtok, je pro povodí charakteristická a neměnná. Na Obr. 8 je ukázáno, že setrvalý odtok je na konci každého bezdeštného období prakticky shodný (tečny K1, K2 a K3 součtové čáry odtoku jsou rovnoběžné). Tabulka 1. Analýza srážkových situací na povodí Liz ve vegetační sezóně Tlak (kpa) značí tenzometrický tlak v hloubce 100 cm. Srážky (mm) jsou úhrnem srážek za dobu trvání srážkové situace. Odtok (mm) je objem odtokové vlny v toku za dobu trvání srážkové situace zmenšený o základní odtok. Výtok (mm) je objem výtoku z půdy do transportního kolektoru za dobu trvání srážkové situace. Odtok (%) a výtok (%) jsou vztaženy k úhrnu srážek. Table 1. Analysis of precipitation events in the Liz basin in the vegetation season srážková situace trvání (dní) tlak (kpa) srážky (mm) odtok (mm) výtok (mm) odtok (%) výtok (%) S S S , Tabulka 2. Vodní režim povodí Liz ve vegetační sezóně 1999, sumární údaje. Table 2. Water regime in the Liz basin in the vegetation season 1999, summary values. sezóna den 162 až 305 trvání 143 dní srážky 367 mm/143 dní 2,6 mm/den evapotranspirace 158 mm/143 dní 43 % srážek 1,1 mm/den výtok z půdy 203 až 234 mm/143 dní 55 až 64 % srážek 1,4 až 1,6 mm/den odtok tokem 103 mm/143 dní 28 % srážek 0,7 mm/den doplnění kolektoru 106 mm/143 dní 28 % srážek 0,7 mm/den 61

7 DISKUSE Zajímavý fakt o vodním režimu povodí vyplývá ze sumárních údajů za vegetační sezónu 1999, jak je přináší Tab. 2. Voda vyteklá z půdy jenom z poloviny odtekla z povodí, zbylá polovina se zachytila v transportním kolektoru. Tak se vytváří zásoba vody v povodí, která sytí základní odtok v zámrzném období, kdy voda z půdy do transportního kolektoru nevytéká. V malém povodí se tedy projevuje fakt, že transformace srážky na odtok z povodí je zřetelně dvojstupňová: srážka výtok z půdy do transportního kolektoru odtok uzávěrovým profilem. Přičemž zákonitosti transformace srážka odtok, jak fungují na velkém povodí, budou zřejmě použitelné na malém povodí pro popis transformace výtok z půdy do transportního kolektoru odtok z povodí. Odtok vody z povodí ve vegetační sezóně je únikem vody z malého vodního oběhu. Je způsoben nedostatečnou kapacitou půdní nádrže, která nárazově nedokáže vyrovnat rozdíly mezi přítokem srážkové vody a jejím odběrem na transpiraci. Proto má výtok vody z půdy do transportního kolektoru výrazně epizodický charakter. Únik vody z malého oběhu se v ročním měřítku kompenzuje přísunem srážkové vody z velkého oběhu. Ta má původ ve výparu z oceánu. Kvantitativní představu o výměně vody v malém a velkém vodním oběhu podává Tab. 2. Z ní vyplývá, že na povodí Liz v období pochází 43 % srážek z malého a 57 % z velkého oběhu. Vodu z půdy totiž vrací do atmosférické části malého oběhu pouze evapotranspirace. ZÁVĚR Analýzou souvislostí mezi složkami vodního režimu povodí a půdy bylo prokázáno, že (i) malé povodí pokryté vegetací se hydrologicky chová jako homogenní celek, (ii) na malém povodí je nutné zkoumat odtok jako dvě transformace: (1) srážky na výtok z půdy a (2) výtoku z půdy na odtok z povodí. Podíl obou transformací na formování odtoku se mění dle probíhající fáze vodního režimu půd. Ve vodním režimu půd se střídají dvě fáze: perkolační dešťová voda prosakuje půdou do transportní vrstvy, kterou protéká až do toku, akumulační dešťová voda se v půdě hromadí, do transportní vrstvy nevtéká. V obou fázích se uplatňují odlišné mechanismy tvorbu odtoku. V perkolační fázi se doplňuje zásoba vody v transportním kolektoru. Voda z něj vytéká do toku a vytváří jako bezprostřední reakci na srážku průtokové vlny. V akumulační fázi vytváří základní odtok pomalu vytékající voda z transportního kolektoru. Poděkování. Práce vznikla za finanční podpory AVČR (projekt v Programu podpory cíleného výzkumu a vývoje č. IBS , projekt v Programu rozvoje badatelského výzkumu č. KSK a Výzkumný záměr č. AV0Z ). LITERATURA TESAŘ M., ŠÍR M., PRAŽÁK J. & LICHNER Ľ., 2004: Instability driven flow and runoff formation in a small catchment. Geologica Acta, 2(2): TESAŘ M., ŠÍR M., SYROVÁTKA O., PRAŽÁK J., LICHNER Ľ. & KUBÍK F., 2001: Soil water regime in head water regions observation, assessment and modelling. Journal of Hydrology and Hydromechanics, 49(6): posl