MENDELOVA UNIVERZITA V BRNĚ Agronomická fakulta BAKALÁŘSKÁ PRÁCE

MENDELOVA UNIVERZITA V BRNĚ Agronomická fakulta BAKALÁŘSKÁ PRÁCE BRNO 2010 Marcela Přikrylová

Mendelova univerzita v Brně Agronomická fakulta Ústav agrochemie, půdoznalství, mikrobiologie a výživy rostlin Hodnocení retenční schopnosti půd ve vybrané části CHKO Žďárské vrchy Bakalářská práce Vedoucí práce: Doc. Ing. Eduard Pokorný, Ph.D. Vypracovala: Marcela Přikrylová Brno 2010

PROHLÁŠENÍ Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci na téma Hodnocení retenční schopnosti půd ve vybrané části CHKO Žďárské vrchy vypracovala samostatně a použila jen pramenů, které cituji a uvádím v přiloženém seznamu literatury. Bakalářská práce je školním dílem a může být použita ke komerčním účelům jen se souhlasem vedoucího bakalářské práce a děkana AF MU v Brně. Brno, dne....................................... podpis...........................................

PODĚKOVÁNÍ Srdečně děkuji vedoucímu bakalářské práce doc. Ing. Eduardu Pokornému, Ph.D. za vstřícnost, ochotu, pomoc, odborné vedení, cenné připomínky a konzultace, které mi poskytl při zpracování bakalářské práce.

ABSTRAKT Moje bakalářská práce se zabývá hodnocením retenční schopnosti půdy ve vybrané části CHKO Žďárské vrchy. V červenci 2009 byly odebrány půdní vzorky do Kopeckého fyzikálních válečků. Dále bylo provedeno měření hydraulické vodivosti metodou plněné sondy. Následovalo stanovení fyzikálních vlastností půdy. Pro výpočet retenční vodní kapacity byla zjištěna hmotnost vzorku po 24 h odsávání na filtračním papíře a hmotnost vzorku po vysušení při teplotě 105 C. Byl proveden výpočet součinitele hydraulické vodivosti. Zjištěny následující výsledky: hydraulická vodivost: velmi nízké hodnoty měrná hmotnost: většinou optimální hodnoty pórovitost: celkově dobrá pórovitost retenční vodní kapacita: pole vykazuje nižší střední hodnotu, ostatní lokality střední nebo vyšší střední, celkově dobré výsledky Klíčová slova: půda, pórovitost, retenční vodní kapacita, hydraulická vodivost ABSTRACT My thesis deals with the evaluation of the retention capacity of soils in selected parts of the CHKO Žďárské vrchy. In July 2009 soil samples were collected by Kopecky physical reel. It was also necessary to meuseru the hydraulic conductivity of the method of implementation a filled probe. It followed setting of physical properties of soil. To calculate the water retention capacity of the sample mass was delected after 24 h of the cuction on filter paper and sample weight after drying at 105 C. It was perfomed calculating of the coefficient of hydraulic conductivity. Were found the following results: hydraulic conductivity: vere lov levels density: optimum values porosity: good overall porosity retention water capacity: the field showes lower medium value, other localitys medium, or higher medium, oweral good results Klíčová slova: soil, porosity, water retention capacity, hydraulic conductivity

OBSAH 1 ÚVOD 8 2 CÍL PRÁCE 10 3 LITERÁRNÍ PŘEHLED 11 3.1 Půda 11 3.2 Fyzikální vlastnosti půdy 11 3.2.1 Zrnitostní složení 11 3.2.1.1 Význam zrnitosti půdy 14 3.2.2 Objemová hmotnost 14 3.2.3 Specifická hmotnost 15 3.2.4 Pórovitost, rozdělení pórů 15 3.3 Půdní roztok a půdní vlhkost 17 3.3.1 Metody měření půdní vlhkosti 18 3.3.2 Energetika půdní vody 19 3.3.3 Půdní hydrolimity 20 3.4 Hydrické režimy půd 22 4 MATERIÁL A METODY ZPRACOVÁNÍ 23 4.1 Stanovení koeficientu filtrace 23 4.1.1 Laboratorní stanovení koeficientu filtrace 23 4.1.2 Terénní metody pro stanovení filtračního součinitele 23 4.1.3 Metoda plněné sondy 23 4.1.4 Polní měření hydraulické vodivosti 23 4.2 Odběry půdních vzorků 24 4.3 Laboratorní postupy a metody 28 4.4 Charakteristika území 29

5 HYDRAULICKÁ VODIVOST (FILTRAČNÍ SOUČINITEL) 31 5.1 Klasifikace propustnosti půd 31 5.2 Výpočet součinitele hydraulické vodivosti 32 6 VÝSLEDKY PRÁCE A DISKUZE 33 7 ZÁVĚR 44 8 PŘEHLED POUŽITÉ LITERATURY 45 9 SEZNAM OBRÁZKŮ 47 10 SEZNAM GRAFŮ 47 11 SEZNAM TABULEK 47 12 PŘÍLOHY 49

1 ÚVOD Půda je jeden z našich nejvýznamnějších přírodních zdrojů. Od neolitické revoluce lidé využívají především její produkční schopnost. Půda umožňuje existenci veškerého života a rozvoj civilizací. Existuje přitom ještě spousta dalších užitečných půdních funkcí, např. vodohospodářské nebo hydrologické. Půda má určitou schopnost samoregulace, což je vlastnost, kterou jinak disponují pouze živé organismy. Když do půdy nějak zasáhneme a porušíme její rovnováhu, půda se časem vrátí k původnímu stavu, ovšem pouze v případě, že není překročena určitá mez. Potom by už docházelo k její degradaci. Půda představuje nejdůležitější vstupní bránu pro vznik podpovrchových vod ze srážek, ze závlahové vody nebo z vody z tajících sněhů. Půda zároveň vodu rozvádí a z hlediska hydrologické stability plní především funkci retenční a akumulační. Orná půda se výrazně liší od půd přírodních nebo přírodě blízkých stanovišť. Na zemědělské půdě v důsledku neustálených agrotechnických opatření nenajdeme horizont nadložního humusu. Ten je dobře vyvinutý především pod lesními porosty, ale i třeba pod travami na mezích nebo pod dřevino-bylinnými porosty v krajině. Už první kapky přívalových dešťů totiž na orné půdě rozbijí veškerou povrchovou půdní strukturu, v důsledku čehož dochází k zatemování všech hydrologicky významných makropórů, kterými voda proniká do půdy. To vede až k vytvoření nepropustné vrstvy, po níž následně všechny srážky odtečou. Protipovodňová ochrana by se měla řešit především opatřeními, které budou zaměřeny na vyloučení koncentrovaného povrchového odtoku. Správnými postupy je pěstování vhodných plodin, jednoduché zasakovací pásy, záchytné příkopy, protierozní meze a remízky. [14] Voda spolu se vzduchem a zemskou atmosférou tvoří základní podmínky pro existenci života na Zemi. Výskyt vody na naší planetě je mnohem vyšší než na ostatních planetách sluneční soustavy. Většinu povrchu Země pokrývá slaná voda moří a oceánů, jež tvoří 97% celého vodstva na naší planetě. Sladká voda tvoří jen nepatrnou část hydrosféry a to 3%, přičemž 69% této vody je v ledovcích. Dalších 30% je voda podzemní a jen necelé procento tvoří voda povrchová a atmosférická. Podzemní voda zahrnuje veškerou vodu, která se vyskytuje pod zemským povrchem. Podle původu je rozdělována na: juvenilní a vadózní. Juvenilní podzemní voda vystupuje k povrchu z nitra Země. Vyskytuje se ve 8

vulkanických oblastech nebo v blízkosti hlubokých zlomových struktur. Tvoří poměrně malou část podzemní vody. Vadózní podzemní voda vzniká průsakem srážkové vody pod zemský povrch. Část této vody může být po dlouhá geologická období uzavřena mezi nepropustnými vrstvami a tuto podzemní vodu pak označujeme jako fosilní. Povrchová voda, je voda všech vodních povrchových zdrojů:moře, řeky, rybníky a potoky. [15] Obr. 1 Koloběh vody v přírodě [16] 9

2 CÍL PRÁCE Cílem bakalářské práce je zpracovat literární rešerši o hydrologii a hydropedologii v oblasti CHKO Žďárské vrchy. Stanovit fyzikální a chemické vlastnosti na vybraných odběrných místech zájmového území pomocí Kopeckého fyzikálních válečků a metodou plněné sondy. Vyhodnotit výsledky statisticky a graficky pro jednotlivé lokality. Provést výpočet retenční vodní kapacity půdy. 10

3 LITERÁRNÍ PŘEHLED 3.1 Půda Půda je přírodní útvar, vzniklý na rozhraní litosféry s atmosférou nebo s hydrosférou součinností pedogenetických faktorů v pedogenetickém procesu. Půda je biologicky oživená a členěná na horizonty. [7] 3.2 Fyzikální vlastnosti půdy Fyzikální vlastnosti půdy přímo i nepřímo ovlivňují růst rostlin, skladbu a produktivitu rostlinných společenstev, strukturu i funkci edafonu, jsou základem pro určení půdních druhů. Základní fyzikální charakteristiky půdy v této souvislosti považujeme za zrnitostní skladbu, údaje o objemové a specifické hmotnosti půdy, její pórovitosti, provzdušenosti a struktuře, údaje o vodě v půdě (především o jejím množství a silách, jakými je v půdě vázána) a teplotní charakteristiky. [3] 3.2.1 Zrnitostní složení Půdy se skládají z částic různé velikosti. Poměrné zastoupení jednotlivých velikostních skupin částic udává tzv. zrnitost půd, někdy označována jako mechanika nebo textura zemin. Výsledkem stanovení zrnitosti je určení půdního druhu (půda písčitá, hlinitá, jílovitá) a skeletovitost půd. [11] Obr. 2 Skeletovitost půd ČR [19] 11

Jedním z prvních objektivních třídění byl Atterbergův systém, založený na předpokladu rovnoměrného zastoupení částeček. Tab. 1 Zrnitostní frakce podle Atterberga název frakce průměr částic [mm] Jíl menší než 0,002 Jemný prach 0,002 0,0063 Prach 0,0063 0,020 (střední) Hrubý prach 0,020 0,063 Jemný písek 0,063 0,200 Písek (střední) 0,20 0,63 Hrubý písek 0,63 2,00 U nás se nejčastěji používá stupnice podle Nováka (1949), která byla používána při Komplexním průzkumu zemědělských půd. Tab. 2 Zrnitostní klasifikace podle Nováka obsah částic (zrn) menších 0,01 mm v % označení druhu půdy klasifikace půdy 0-10 písčitá P lehká 10-20 hlinitopísčitá HP lehká 20-30 písčitohlinitá PH středně těžká 30-45 hlinitá H středně těžká 45-60 jílovitohlinitá JH těžká 60-75 jílovitá JV těžká nad 75 jíl J těžká 12

Tab. 3 Klasifikace podle Kopeckého. název frakce (kategorie) průměr částic (mm) I. Jílnaté částice menší než 0,01 II. Prach 0,01 0,05 III. Práškový písek 0,05 0,1 IV. Písek 0,1 2,0 Tab. 4 Rozčlenění jílnatých částic koloidní jíl fyzikální jíl < 0,0001 mm < 0,001 mm jemný prach 0,001 0,01 mm Obr. 3 Trojúhelníkový diagram zrnitosti půdy ( NRSCS USDA) 13

3.2.1.1 Význam zrnitosti půdy Ovlivňuje poměr vody a vzduchu v půdě, poměr kapilárních a nekapilárních pórů, obsah i složení edafonu, velikost povrchové plochy a energie, adhezi a kohezi, chemické, fyzikálně chemické i biologické procesy v půdě. [5] 3.2.2 Objemová hmotnost Objemová hmotnost půdy je hmotnost objemové jednotky půdy v neporušeném stavu, to je s póry vyplněnými momentálním obsahem vody a vzduchu. Její hodnota je závislá na měrné hmotnosti, podílu pórů v půdě a míře jejich zaplnění vodou. Je to hodnota nestálá, která se mění během roku v závislosti na vlhkostních poměrech v půdě. Je důležitým parametrem pro hodnocení míry zhutnění. [5] Objemovou hmotnost rozlišujeme na: Objemovou hmotnost suché půdy ρ d neboli objemová hmotnost redukovaná je parciální (dílčí) hustotou tuhé fáze v systému vzorku. Je tedy hmotností jednotky objemu neporušené půdy po vysušení při 105 C do konstantní hmotnosti: ρ d = m z /V s [kg.m -3 ], (g.cm -3 ) Vypočítá se jako podíl hmotnosti neporušeného vzorku po vysušení (hmotnosti tuhé fáze vzorku) a objemu neporušeného vzorku: ρ d = C/V s [kg.m -3 ], (g.cm -3 ). [6] Ve svrchních půdních vrstvách se nejčastěji objemová hmotnost pohybuje v rozmezí 1,2.10 3-1,5.10 3 [kg.m -3 ], (1,2-1,5 g.cm -3 ) v závislosti na měrné hmotnosti a celkovém objemu pórů v dané půdě. Ve spodině tato hodnota vzrůstá zhruba na 1,6.10 3-1,8.10 3 [kg.m -3 ], (1,6-1,8 g.cm -3 ). Pomocí objemové hmotnosti zeminy po vysušení se dobře identifikuje zóna nakypření a zóna zhutnění. Často bývá nejvíce zhutněn horizont podorniční vrstvy vlivem obdělávání do stejné hloubky. Kritické hodnoty objemové hmotnosti po vysušení ρ d vyjadřující škodlivé zhutnění jsou uvedeny v tabulce. [5] Tab. 5 Kritické hodnoty objemové hmotnosti podle Lhotského (1984) Půdní druh J JV, JH H PH HP P ρd [g.cm -3 ] 1,35 1,40 1,45 1,55 1,60 1,70 14

Objemová hmotnost vlhké půdy ρ w je hmotností jednotkového objemu neporušené půdy o momentální vlhkosti: ρ w = m s /V s [kg.m -3 ], (g.cm -3 ) Vypočítá se dělením hmotnosti neporušeného vzorku za okamžité vlhkosti objemu neporušeného vzorku: ρ = A/V s [kg.m -3 ], (g.cm -3 ) Používá se pro stanovení hmotnosti známého objemu půdy či zeminy o momentální vlhkosti. [6] 3. 2. 3 Specifická hmotnost Specifická (měrná) hmotnost půdy je hmotnost jednotkového objemu pevné fáze půdy bez pórů, to je za předpokladu, že pevné částice dokonale vyplňují daný prostor. Měrná hmotnost závisí na druhu různých minerálů a organických látek, poněvadž tyto složky mají různou měrnou hmotnost. Její hodnota se pohybuje v rozmezí od 2,5.10 3-2,7.10 3 [kg.m -3 ], (2,5 2,7 g.cm -3 ). Hodnotu měrné hmotnosti potřebujeme k výpočtu půdní pórovitosti. Zjišťujeme ji pomocí pyknometru. [5] Měrnou hmotnost vypočítáme podle vztahu: ρ s = m s / V s [kg.m -3 ], (g.cm -3 ) 3.2.4 Pórovitost, rozdělení pórů Celková pórovitost (P) podává obraz o okamžitém zastoupení objemu pórů v celkovém objemu půdy. Z celkové pórovitosti se usuzuje na okamžitou ulehlost půdy. Jde-li o určitý půdní horizont s určitou zrnitostní skladbou, pak lze podle hodnot (P) velmi přesně hodnotit stavy jeho ulehlosti či nakypřenosti. Kritické hodnoty pórovitosti (obj. %) škodlivého zhutnění podorniční (a tím spíše i ornice), při nichž půda vyžaduje agromeliorační zásah. [6] Tab. 6 Kritické hodnoty pórovitosti podle Lhotského (1984) Půdní druh J JV, JH H PH HP P Kritická < 48 < 47 < 45 < 42 < 40 < 38 15

Pórovitost můžeme vypočítat z objemové hmotnosti půd ρ d a měrné hmotnosti ρ s podle vztahu: P = Vp/Vs = ρ s ρ d / ρ s * 100 (% obj.) Póry rozdělujeme na: Kapilární, jsou totožné s hodnotou přibližné retenční vodní kapacity. P k = Θ 24 (% obj.) Optimální zastoupení kapilárních pórů má být asi 2/3 z pórovitosti. Zbytek má být přibližně rovným dílem rozdělen mezi póry semikapilární a nekapilární. Nadbytečné zastoupení kapilárních pórů znesnadňuje vnikání vody do půdy (infiltraci), půda přijímá málo vody, provlhčuje se do malé hloubky, srážky jsou málo využity, zvyšuje se povrchový odtok s nebezpečím eroze na svazích. Po skončení zavlažování taková půda rychle vysychá. Při nasycení půdy vodou je malá provzdušenost. Nedostatečné zastoupení kapilárních pórů znamená malou zásobu vody v půdě pro vegetaci. [6] Semikapilární, jsou charakteristické tím, že v nich nastává pozvolné ustálení podzemní vody. Je to přechodná kategorie mezi póry kapilárními a nekapilárními. Jsou dány rozdílem objemové vlhkosti po 30 minutách odsávání (kdy nekapilární voda už odtekla) a přibližné retenční vodní kapacity, tj.: P s = Θ 30 Θ 24 (% obj.) Nekapilární představují dutiny v půdě, z nichž voda gravitačně téměř okamžitě odtéká (po 15 minutách u lehčích půd a po 30 minutách u středních a těžkých půd). P n = P Θ 30 (% obj.) Nekapilární póry umožňují vnikání vody do půdy a její pronikání do hloubky. Při jejich nadbytečném zastoupení se vlhkost půdy v povrchové vrstvě příliš nezvyšuje, rychlost prosakování vody je tak velké, že není zabezpečeno nasycení kapilárních pórů, voda se ztrácí do hloubky z dosahu kořenů rostlin. Zásoba vody v takové půdě je nízká. [6] 16

3.3 Půdní roztok a půdní vlhkost Voda v půdě s rozpuštěnými a dispergovanými látkami různého skupenství představuje kapalnou fázi půdy a označuje se jako půdní roztok. [5] Momentální vlhkost půdy tj. její obsah v daném okamžiku je základní kvantitativní charakteristikou vztahu půdy a vody. Je dána poměrem hmotnosti nebo objemu půdní vody k hmotnosti nebo objemu vysušené půdy. Hmotnostní vlhkost půdy se zpravidla zjišťuje u porušeného vzorku půdy a je dána vztahem: w = m w /m z * 100 (% hmotn.) kde: m W = hmotnost vody ve vzorku zjistí se z rozdílu hmotnosti vlhkého a vysušeného vzorku (porušeného, tj. neznámého objemu). Objemová vlhkost půdy se zjišťuje u neporušeného vzorku půdy a vypočítá se podle vztahu: Θ = V W /V S * 100 (% obj.) kde: V W = objem vody v půdním vzorku za předpokladu, že hustota vody je 1g.cm -3 (zjistí se rozdílem hmotnosti vlhkého a vysušeného vzorku známého objemu). V S = objem neporušeného vzorku zpravidla 1.10-4 [m 3 ], (100 cm 3 ). Mezi hodnotami vlhkosti hmotnostní a objemové platí vztah: Θ = w* ρ d, kde ρ d = objemová hmotnost Pro některé účely je vhodné vyjádření obsahu vody v půdě ve vztahu k celkové půdní pórovitosti (P) hodnotou relativní vlhkostí půdy podle vztahu: w rel = Θ/P * 100 (% rel.) Tato hodnota udává, do jaké míry jsou póry v půdě vyplněny vodou. Zásobní vlhkost půdy Θ Z je obsah vody v půdě vyjádřený přepočtem na výšku vodního sloupce v mm. Základem pro její výpočet je objemová vlhkost. Θ Z = Θ * h (mm) 17

kde: h = tloušťka půdní vrstvy v [m], (dm) Zásoba vody v [m], (mm) ve vrstvě půdy o mocnosti 0,1 m se číselně rovná objemové vlhkosti (% obj.) této vrstvy. Srážka 1.10-3 [m], (1 mm) představuje 1.10-3 [m 3 ], (litr) vody na 1 [m 2 ] povrchu půdy tj. na 10000 [m 2 ], (1ha) představuje 10 [m 3 ] a po jejím zasáknutí do půdy se zvýší půdní vlhkost ve vrstvě 0,1 [m] o 1 (% obj.). Zásobní vlhkosti se používá pro porovnání vlhkosti půdy se srážkami, závlahou nebo výparem, zvláště při bilancování vod. [5] 3.3.1 Metody měření půdní vlhkosti Pokud se pro stanovení půdní vlhkosti musí odebrat půdní vzorek, jedná se o metodu destruktivní. Při měření půdní vlhkosti bez narušení celistvosti půdního profilu jde o metodu nedestruktivní. Z přímých metod se nejčastěji používá metoda vážková (gravimetrická). Dosažení tohoto stavu není jednoduché zvlášť u půd s vyšším obsahem organických látek. Pro minerální půdy s malým obsahem humusu se vysušuje půdní vzorek při teplotě 105 C do konstantní hmotnosti. Nepřímé metody stanovení vlhkosti půdy používají různých čidel zabudovaných do půdního prostředí, která jsou ve vlhkostní rovnováze s půdou. Jsou to např. následující metody: Odporová (elektrometrická) využívají závislosti elektrické vodivosti na vlhkosti půdy. Kapacitní metody jsou založeny na měření změn poměrné permeability (dielektrické konstanty) ε r. Na principu měření ε r jsou založeny dvě metody měření a to: 1. Rezonanční kapacitní vlhkoměr (RKV) 2. TDR (time domain reflectomery) Neutronová metoda Neutrony o vysoké energii jsou zpomalovány vlivem srážek s jádry atomů. Nejčastějším moderátorem rychlých atomů je vodík (1H). [5] 18

Gamaskopická metoda Je založena na absorpci nebo rozptylu γ fotonů,tedy na intenzitě gama záření, které prochází vlhkým půdním prostředím. Je využívána také pro přesná laboratorní měření. [5] 3.3.2 Energetika půdní vody Na vodu v půdě působí různé síly v souhrnu označované jako matriční. Jsou podmíněny zvláštnostmi pórovitého prostředí půdy, tj. v podstatě přitažlivými silami mezi vodou a pevnými půdními částicemi (van der Waalsovy síly, vodíkové můstky, elektrostatické síly nabitého povrchu koloidů, kapilární meniskové síly aj.). Patří k nim i síly podmíněné volnými ionty v půdní vodě, hydrostatický tlak a tlak vzduchu atmosférického a uzavřeného v půdních pórech. Na vodu působí také síla tíže, její pohyb je omezován vnitřním třením půdního roztoku. Dynamika půdní vody je určována jejím energetickým stavem označovaným jako potenciál. Potenciál představuje práci potřebnou k přemístění jednotky vody z daného bodu silového pole do jiného vně ležícího bodu. Voda se pohybuje z místa vyššího potenciálu do místa s nižším potenciálem, rovnováha předpokládá vyrovnaný potenciál na všech místech. Sací tlak půdní vody Voda v půdě je nepůdním roztokem. Vliv rozpuštěných látek se projeví v energetice půdní v osmotickém tlaku, vyplývajícím z rozdílných koncentrací půdního roztoku. Při obvykle malých koncentracích půdního roztoku se osmotický efekt málo uplatňuje, avšak při snížení vlhkosti půdy, tj. zvýšení koncentrace půdního roztoku, není zanedbatelný a pak je třeba v sacím tlaku půdy uvažovat. Rozeznáváme tedy dva pojmy sacího tlaku půdní vody a to celkový a základní (matriční). Celkový sací tlak (totální) s C půdní vody je součtem základního (matričního) sacího a osmotického tlaku. Vyjadřuje se jako negativní tlak, jímž je třeba působit na volnou čistou vodu, aby byla v rovnováze s půdním roztokem, odděleným od ní polopropustnou membránou. Základní sací tlak (matriční) s m půdní vody je vyjádřen jako negativní tlak, jímž je třeba působit na volný roztok (stejné kvality jako půdní roztok), aby byl v rovnováze 19

s roztokem v půdě, odděleným od něho polopropustnou membránou (při stejném složení a koncentraci obou roztoků je osmotický tlak nulový). Při klasifikaci půdní vody je třeba vycházet z energetických vztahů a vyčlenit odpovídající energetické kategorie. Vzhledem k převaze sil adsorpčních, kapilárních a gravitačních rozděluje se voda do obdobných kategorií. Adsorpční voda zahrnuje molekuly vody poutané k povrchu pevných částic adsorpčními a osmotickými silami. Adsorpce může probíhat buď hygroskopicky (poutání molekul vodní páry), nebo hydroskopicky (poutání kapalné vody). Hygroskopická voda zahrnující vodu adsorpční a kapilárně kondenzovanou představuje přechod k vodě kapilární. Kapilární voda je dána intervalem vlhkosti podmíněným výrazně převládajícími kapilárními silami. Jsou to síly vznikající při vytváření menisků spojeného adhezními silami mezi vodou a povrchem pevných částic (smáčení) a kohezních sil mezi molekulami vody. Rozeznáváme kapilární vodu vzlínající (pohyb vzhůru proti gravitaci) a kapilární vodu zavěšenou (např. půdní voda ve svrchní půdní vrstvě po dešti nebo závlaze). Na gravitační vodu působí síla zemské tíže a její pohyb gravitačními póry je půdním prostředím ovlivněn většinou nepatrně. [5] 3.3.3 Půdní hydrolimity Půdní hydrolimity je možné definovat jako hraniční hodnoty vlhkosti, jimiž jsou vzájemně odděleny jednotlivé kategorie vody v půdním prostředí. Hranice mezi kategoriemi nejsou ostré, ale přecházejí mezi sebou v určitém intervalu vlhkosti. Jako mezní hodnotu v rámci jednotlivých přechodových intervalů možno zvolit střed těchto intervalů. Půdní hydrolimity je možné rozdělit na základní a aplikované. K základním půdním hydrolimitům řadíme: retenční vodní kapacitu, lentokapilární bod, adsorpční vodní kapacitu. [5] Retenční vodní kapacita RVK je maximální množství vody, které je půda schopna trvaleji zadržet pro potřeby vegetace kapilárními silami v rovnovážném stavu po nadměrném zavlhčení (po 24 h odtékání původně plně nasycené půdy). [17] 20

Lentokapilární bod Θ LB Vyjadřuje stav půdní vlhkosti ležící na rozhraní energetických kategorií těžce pohyblivé a lehce pohyblivé kapilární vody. Dochází k přerušení souvislosti kapilární vody, vznikají prstence na styku půdních částic a voda zůstává v nejjemnějších kapilárách. Snižuje se podstatně pohyblivost půdní vody a tím i přítok vody ke kořínkům rostlin. Odpovídající hodnota tlakové výšky je přibližně v rozpětí H = -10 až -20 [m], (-1000 až -2000 cm), tj. pf = 3,0 až 3,3. Vlhkost je zhruba v jedné třetině mezi polní kapacitou a bodem vadnutí. Pro stanovení tohoto hydrolimitu není zatím vypracována přímá metoda. Adsorpční vodní kapacita Θ AV Je množství vody poutané adsorpčními silami. Je to hydrolimit ležící na rozhraní kategorie sil adsorpčních a kapilárních. Přesná metoda pro stanovení není vypracována. V závislosti na zvoleném postupu odpovídá Θ AV přibližně hodnotě pf = 4,8 až 5,2. [5] K aplikovaným půdním hydrolimitům patří: plná vodní kapacita, polní vodní kapacita, maximální kapilární kapacita, bod snížené dostupnosti, bod vadnutí, číslo hydroskopicity, monomolekulární adsorpční kapacita. Monomolekulární adsorpční kapacita je obsah vody v monomolekulární vrstvě. Bod vadnutí Θ V je vlhkost půdy, kdy rostliny jsou nedostatečně zásobeny půdní vodou, intenzita absorpce vody kořenovým systémem je podstatně nižší než intenzita transpirace a rostliny proto vadnou. [7] Maximální kapilární kapacita (podle Nováka), absolutní vodní kapacita (podle Kopeckého). Jsou to hodnoty přibližně charakterizující podmínky terénní. Obecně hodnoty polní kapacity jsou nižší než hodnoty absolutní vodní kapacity. [7] Bod snížené dostupnosti Θ SD, přesná hodnota závisí nejen na pohyblivosti půdní vody, ale i na druhu rostliny a na jejím vývojovém stádiu. [7] 21

3.4 Hydrické režimy půd závisí na: - umístění půdy v reliéfu - klimatických podmínkách (roční srážkový úhrn [S], průměrná hodnota výparu resp. evapotranspirace [E]). S/E = koeficient ovlhčení - hydrologických vlastnostech půdy - hloubce podzemních vod - vegetaci - lidské činnosti Základní typy hydrického režimu: - půda v oblasti permafrostu - promyvný (perkolační) režim S/E > 1 - periodicky promyvný S/E 1 - nepromyvný (imperkolační) S/E < 1 - výparný (respirační) S/E < 1 - nivní - bažinný -závlahový [8] 22

4 MATERIÁL A METODY ZPRACOVÁNÍ 4. 1 Stanovení koeficientu filtrace 4. 1.1 Laboratorní stanovení koeficientu filtrace Je používáno neporušených půdních vzorků. Odběry jsou prováděny do ocelových válečků o objemu 1.10-4 - 1.10-3 [ m 3 ], (100-1000 cm 3 ). Základem jsou pečlivé odběry, při transportu nesmí docházet k porušení a vysušení vzorků. Nutné co nejčasnější zpracování. Neporušené vzorky jsou před měřením nasyceny vodou ponořením 2.10-3 - 3.10-3 [m], (2-3 mm) pod horní okraje válečků. Měření jsou prováděna za stálých teplot. Je používáno destilované vody. Prováděno na přístrojích o konstantním nebo proměnném spádu. Postup s konstantním spádem je vhodný pro vzorky s propustností větší než 16,667.10-7 [m.s -1 ], (0,01 cm.min -1 ). Postup s proměnným spáduje vhodný pro méně propustný materiál. Ztráty výparem jsou snižovány na minimum. [9] 4.1.2 Terénní metody pro stanovení filtračního součinitele Jednotlivé metody jsou přizpůsobené účelu, jemuž zjištěná hodnota filtračního součinitele slouží. Nejčastější jsou: čerpací pokusy, jednosondové a piezometrické metody, infiltrační metody a metody plněné sondy. 4.1.3 Metoda plněné sondy Pro můj úkol byla zvolena metoda plněné sondy, neboť v době měření nebyla zjištěna hladina podzemní vody. Princip metody spočíval v měření objemu vody infiltrující horizontálně z vrtané sondy do půdního prostředí. 4.1.4 Polní měření hydraulické vodivosti Na vyznačených místech v terénu byly vyvrtány půdní sondy o poloměrech 0,04 [m] do hloubky 1[ m]. K sondám byly připevněny měřící stojánky vysoké 0,4 [m] se svinutými ocelovými metry, opatřeny plováky. Sondy byly naplněny vodou do výšky 0,8[ m]. Okamžitě poté byly měřeny rychlosti poklesu hladin v sondách v závislosti na čase. Každé měření bylo opakováno několikrát, přičemž byla nalita voda do původní výšky. Měření byla opakována až do docílení konstantních poměrů t/ y. Potom byla měření ukončena. 23

Obr. 4 Polní měření hydraulické vodivosti 4.2 Odběry půdních vzorků Odběry vzorků byly provedeny v červenci 2009 v obci Lhotka, okr. Žďár nad Sázavou, v CHKO Žďárské vrchy. Pro stanovení fyzikálních vlastností a charakteristiky vodního a vzdušného režimu půdy byly odebrány půdní vzorky v neporušeném stavu do tzv. Kopeckého fyzikálních válečků, vyrobených z nerezavějící oceli o objemu 1.10-4 [ m 3 ], (100 cm 3 ) a výšky 5.10-2 [m], (5 cm). Pro skeletovité půdy bývá používáno válců o objemu 5.10-4 1.10-3 [m 3 ], (500 1000 cm 3 ), nebývá přesáhnuto výšky 0,1 [m], (10 cm). Válečky byly zatlačeny ve vertikálním směru do půdy, potom byla nožem odstraněna zemina pod válečkem, tím vzniknul válec zeminy s větším průměrem, než má fyzikální váleček. 24

Obr. 5 Souprava pro odběr půdních vzorků Vzorky byly odebrány z popsaných čelních stěn kopaných sond. Při odběru vzorků bylo postupováno směrem odshora dolů tak, že na každou stanovenou hloubku pomocí lopatky byla odstraněna svrchní vrstva zeminy a na urovnaný povrch položené fyzikální válečky v počtu 3 pro jednu půdní vrstvu. Válečky byly vtlačeny do půdy až vrstva zeminy přesáhla horní základny válečku. Potom byl váleček s nástavcem pomocí polní lopatky a nože vyjmut z půdního profilu, byla odstraněna horní část nástavce a horní vrstva zarovnaná. Po vyjmutí vzorku z půdního profilu byla upravena spodní část vzorku a vložena do igelitového sáčku. Odebrané vzorky byly ihned odvezeny do laboratoře ke zpracování. 25

Obr. 6 Kambizem modální A: horizont povrchový, orniční 0 0,25 m horizont umbrický 0,25 0,38 m B: hlavní diagnostický horizont kambický 0,38 0,63 m C: půdotvorný substrát, zvětralina ruly. 26

Obr. 7 Ukázka profilu pseudogleje, modálního A: umbrický horizont 0 0,18 m E: eluviální, pseudoglejový horizont s výskytem rezivých broků 0,18 0,35 m B: hlavní diagnostický horizont, mramorový, pseudoglejový 0,35 0,6 m C: půdotvorný substrát, zvětralina ruly. 27

4.3 Laboratorní postupy a metody Válečky byly očištěny, přesně zváženy v přirozené vlhkosti a zapsána čísla. Strana s břitem byla podložena čtverečkem filtračního papíru a sycena vodou v plechových klíčidlech na skleněných tabulkách obalených filtračním papírem. Celá nádoba byla těsně překryta přiléhajícím víkem, pro zamezení výparu vody. Sycení vodou bylo prováděno až do doby, kdy se voda leskla na povrchu vzorku, nejméně 24 hodin. Po nasycení byl váleček zvážen i s podložním filtračním papírem. Pak byl váleček položen na 4x přeložený filtrační papír, následovalo 30 - ti minutové odsávání a opětovné zvážení. Toto bylo opakováno po 2 hodinovém a 24 hodinovém odsávání. Byl zjištěn: - stav po 30 minutovém odsávání, pro stanovení nekapilárních pórů - stav po 2 hodinovém odsávání, hodnoty při stavu maximální kapilární vodní kapacity a minimální vzdušné kapacity podle Nováka. - stav po 24 hodinách odsávání, pro dělení pórovitosti, byla získána hodnota pro přibližnou retenční vodní kapacitu podle Drbala. Následně byla zemina vytlačena do zvážené suché smaltované misky, zvážena a vysušena v laboratorní sušárně při teplotě 105 C, po vychladnutí opět zvážena. Hodnoty hmotnosti zeminy a prázdného válečku byly zapsány do tabulky. Tab. 7 Formulář stanovených hmotností Stav neporušeného vzorku Bezprostředně po odběru Nasycený vzlínající vodou Po 30min. odsávání na filtračním papíře Po 2 hod. odsávání na filtračním papíře Označení A + T B + T B30 + T B2 + T Po 24 hod. odsávání na filtračním papíře B24 + T Vysušený při 105 C Hmotnost tary C T 28

4. 4 Charakteristika území Území leží v CHKO Žďárské vrchy, okres Žďár nad Sázavou, kraj Vysočina. Vzorky byly odebírány v katastru obce Lhotka. Lokality č. 1,3,4,7 jsou půdy lesní, lokality č. 2 a 9 představují louky, lokalita č. 5 je pole. Chráněná krajinná oblast Žďárské vrchy byla vyhlášena výnosem Ministerstva kultury ČSR č. j. 8908/70-II/2 ze dne 25. 5. 1970 na území okresů Žďár nad Sázavou, Havlíčkův Brod, Chrudim a Svitami. Její rozloha činí 70 940 ha, z toho 46% zaujímají lesy zastoupené zejména ve vyšší centrální části území, 44% tvoří zemědělský půdní fond,1,9% vodní plocha, 0,9% zastavěné plocha a 5,5% ostatní plocha. CHKO Žďárské vrchy se rozkládá v nadmořských výškách od 490 m do 836,3 m (nejvyšší vrchol Devět skal). Posláním CHKO je zachování harmonicky vyvážené kulturní krajiny s významným zastoupením přirozených ekosystémů. Významným fenoménem chráněného území je voda. Žďárské vrchy jsou pramennou oblastí na hlavní evropské rozvodnici mezi Severním a Černým mořem. Na zdejší husté síti drobných vodních toků byla od středověku vytvářena rozsáhlá rybniční soustava. K nejcennějším segmentům náleží zejména rašeliniště a další mokřadní společenstva. Přes polovinu rozlohy CHKO pokrývají kambizemě. Vzhledem k půdotvornému substrátu jsou zpravidla kyselé, s přibývající nadmořskou výškou se zvyšuje obsah kyselého humusu a klesá hodnota stupně sorpční nasycenosti půd. Ve vrcholových polohách s chladným humidním klimatem jsou vytvořeny podzoly, zastoupené asi na 10% rozlohy oblasti. V této skupině půd převažuje podzol kambizemní nad podzolem typickým. Ostrůvkovitě je zastoupena skupina ochrických půd. Jedná se o mladé půdy vytvořené na úpatních haldách skal, balvanových proudech a suťových svahových pokryvech, zejména ve vrcholové části Žďárských vrchů. Patří k nim litozem a regozem, která má již vytvořený humusový horizont. Nejčastěji se vyskytují regozemě psefitické, místy i balvanovité. Na svrchnokřídových opukách (v prostoru Radostín - Hluboká) a serpentinitech (v prostoru Sklené-Tři studně) se v malé míře vyskytují mělké pararendziny s neutrální až mírně alkalickou půdní reakcí. Nepatrně jsou zastoupeny kultizemě, např. kultizem haldová, v místě těžby železné rudy kolem Ranských jezírek aj. Významně, asi na 30% 29

rozlohy oblasti je zastoupena skupina půd hydromorfních. Sníženiny se stálou vysokou hladinou podzemní vody pokrývají gleje, přecházející ve vyšších okrajích v periodicky podmáčené pseudogleje a semigleje. Místy vykazují povrchové zrašelinění, které je řadí k organozemním glejům a pseudoglejům. Pro oblast je specifické zastoupení organozemí, vyskytujících se v několika ložiscích kolem Velkého Dářka, Zalíbeného, Krejcaru a Babína. Hloubka rašelinných vrstev dosahuje na nejrozsáhlejším rašeliništi Českomoravské vrchoviny v lokalitě Padrtiny u Velkého Dářka až 8,6 m. Na sedimentech v údolních nivách řek jsou v malém rozsahu vytvořeny fluvizemě. Klimaticky patří Žďárské vrchy k chladnějším, vlhčím a značně větrným územím. Průměrná roční teplota se pohybuje mezi 6-8 C v nejnižších a 5 C v nejvyšších polohách. Vegetační období trvá cca 200 dnů. Průměrný roční úhrn srážek se pohybuje v intervalu 650-875 mm, přičemž v polohách nad 800 m n. m. dosahuje 1100 mm. Ve vyšších polohách stoupá podíl horizontálních srážek a v inverzních situacích se v zimním období tvoří námraza poškozující lesní porosty. [18] pararuly, svory, leptynity, migmality a diority poličského krystalinika území s výskytem podzemní vody vyžadující složitější úpravu (voda II. kategorie) jímací zářez pramen zachycený jímkou Obr. 8 Výřez z hydrologické mapy ČR [23] 30

5 HYDRAULICKÁ VODIVOST (FILTRAČNÍ SOUČINITEL) Charakterizuje, jak půdní prostředí umožňuje proudění vody. [7] Je jedním z nejdůležitějších parametrů půdy pro transport vody a transport s vodou spojených látek. Hydraulická vodivost (K) je rozměr pro schopnost půdy transportovat určité množství vody při daném tlakovém spádu. Největších hodnot dosahuje K při kompletním nasycení půdy vodou. Při klesajícím obsahu vody se zmenšuje průřez, který je k dispozici pro pohyb vody a K klesá. [20] 5. 1 Klasifikace propustnosti půd Tab. 8 Propustnost půd podle naměřených hodnot se klasifikuje (podle Němce, 1975) Číslo třídy Označení propustnosti Hydraulická vodivost (K), m za den I velmi nízká pod 0,12 II nízká 0,12 0,24 III mírná 0,24 0,45 IV střední 0,45 1,1 V vysoká 1,1 2,3 VI značně vysoká 2,3 5,5 VII velmi vysoká nad 5,5 Tab. 9 Typické hodnoty hydraulické vodivosti (koeficientu filtrace = součinitele propustnosti) hrubý písek střední písek jemný písek, kyprá písčitá hlína písčitá hlína, ulehlá hlína 100 200 m za den 20 100 m za den 1 10 m za den 0,1 0,5 m za den 0,01 0,1 m za den jíl 10-7 10-3 Pro K < 2.10-4 je prakticky vodotěsná zemina. 31

5. 2 Výpočet součinitele hydraulické vodivosti Při stanovení hydraulické vodivosti vycházíme z Ernstova vzorce K = C * y/ t Pro S 3H C = 430* r² /H²*(In *2H/r 1) K = hydraulická vodivost [m.s -1 ], (metrech za den) r = poloměr vrtané sondy [m], (cm) H = hloubka sondy [m], (cm) y/ t = rychlost poklesu hladiny vody v sondě [m.s -1 ], (cm.s -1 ) S = vzdálenost nepropustného podloží ode dna sondy [m], (cm). Za nepropustné podloží považujeme vrstvu s propustností minimálně 10 krát menší, než je propustnost vrchních vrstev, nebo úroveň hladiny podzemní vody. Rovnice platí pro tyto omezující podmínky: 0,04 [m] r < 0,06 [m]; 0,4 [m] < H o < 2 [m]; y 0,2 H o [9] 32

6 VÝSLEDKY PRÁCE A DISKUZE Graf 1 Výsledky hydraulické vodivosti Při hodnocení byla použita klasifikace (podle Němce 1975) viz tabulka č. 12. Jedná se o půdy s velmi nízkou hodnotou propustnosti. Hydraulická vodivost u všech půdních sond vykazuje hodnoty nižší než 1389.10-9 [ m.s -1 ], (0,12 m za den). Výsledky měření dále diferencují půdní druhy. Půda hlinitá: sonda č. 1 (0,0454 metrů za den) = 525.10-9 [m.s -1 ] sonda č. 4 (0,0164 metrů za den) = 189.10-9 [m.s -1 ] sonda č. 5 (0,058 metrů za den) = 671.10-9 [ m.s -1 ] sonda č. 7 (0,0113 metrů za den) = 131.10-9 [ m.s -1 ] Půda jílovitá: sonda č. 2 (0,002 metrů za den) = 23.10-9 [ m.s -1 ] sonda č. 3 (0,0069 metrů za den) = 80.10-9 [ m.s -1 ] sonda č. 9 (0,0014 metrů za den) = 16.10-9 [m.s -1 ] Nejvyšší hodnotu hydraulické vodivosti vykazuje lokalita pole, následně les a nejnižší louka. 33

Graf 2 Výsledky měrné hmotnosti Průměrná měrná hmotnost půd ČR je 2,5.10 3-2,7.10 3 [ kg.m -3 ], (2,5 2,7 g.cm -3 ). Nižší hodnota je na lokalitě č. 7. Lokality č. 1,2,3,4,5 a 9 vykazují optimální hodnoty. Celkově lze hodnotit výsledky měrné hmotnosti jako příznivé. 34

Graf 3 Výsledky objemové hmotnosti suché půdy Průměrné hodnoty objemové hmotnosti půd ČR se pohybují ve svrchních vrstvách 1,2.10 3-1,5.10 3 [kg.m -3 ], (1,2-1,5 g.cm -3 ). Ve spodině 1,6.10 3 1,8.10 3 [kg.m -3 ], (1,6-1,8 g.cm -3 ). Lokality č. 1,2,3,4,7 vykazují nižší hodnoty. Lokality č. 5 a 9 vykazují hodnoty optimální. 35

Graf 4 Výsledky celkové pórovitosti V minerálních půdách může pórovitost dosáhnout hodnot mezi 26 až 80 %, u organických půd nebo horizontů až 90 %. Pórovitost písčitých půd je 35-45 %, jílovitých 40-60 %, humózních 70-80 % a utužených půd 25-30 %. V glejových horizontech klesá pod 30 %, v hlubších horizontech písčitých půd bývá 35-40 %, hlinitých a jílovitých půd 40-50 %. Nejvyšší hodnoty byly naměřeny v lokalitách č. 1, 2,3,4,7 jedná se většinou o půdy lesní a v jednom případě o louku. Nejnižší v lokalitách 5 a 9. Celkově jde o půdy s dobrou pórovitostí. Graf č.5 Výsledky retenční vodní kapacity 36

Graf 5 Výsledky kapilární pórovitosti = retenční vodní kapacity (RVK) Tab. 10 Zastoupení kapilárních a nekapilárních pórů z celkové pórovitosti (%) lokalita č. zastoupení kapilárních pórů % zastoupení nekapilárních pórů % 1 75,6 24,4 2 70,2 29,8 3 51,34 48,66 4 66,2 33,8 5 50,4 49,6 7 70,3 29,7 9 79,2 20,8 Lokality č. 3 a 5 vykazují nízké % zastoupení kapilárních pórů a vysoké % nekapilárních pórů, ty představují dutiny v půdě, z nichž voda gravitačně téměř okamžitě odtéká. Umožňují vnikání vody do půdy a její pronikání do hloubky. Při nadbytečném zastoupení, velká rychlost prosakující vody. Voda se ztrácí z dosahu kořenů rostlin do hloubky. Lokality č. 2,4, a 7 vykazují optimální poměr kapilárních a nekapilárních pórů. Kapilárních pórů má být asi 2/3 z celkové pórovitosti. Lokality č. 1 a 9 mají vysoké zastoupení kapilárních pórů. 37

Graf 6 Výsledky retenční vodní kapacity RVK (retenční vodní kapacita) = B 24 - C (%) V = a*b*c V = 100 * 100 * 50 = 500 000 (cm 3 ) = 500 (dm 3 ) = 0,5 [m 3 ] = 500 (l) Tab. 11 Retenční vodní kapacita na ploše 1 [m 2 ], hloubka 0,5 [m] Číslo sondy RVK (retenční vodní kapacity) V=O,5 [m 3 ] 1. 243,4 (l) 2. 231,5 (l) 3. 168,4 (l) 4. 222,8 (l) 5. 134,65 (l) 7. 239,7 (l) 9. 202,8 (l) 38

Tab. 12 Kategorizace retenční vodní kapacity (Výzkumný ústav meliorací a ochrany půdy) [19] kód rozmezí hodnot (l.m -2 ) slovní označení 1. < 100 nízká 2. 100-160 nižší střední 3. > 320 vysoká 4. 220-320 vyšší střední 5. 160-220 střední Lokalita č. 5 vykazuje nižší střední RVK (retenční vodní kapacita). Lokality č. 3 a č. 9 střední RVK. Lokality č. 1,2,4,7 vyšší střední RVK. Celkově lze hodnotit RVK půdy vybraných lokalit jako dobrou. Obr. 9 Retenční vodní kapacita půd ČR [19] 39

Graf 7 Denní extrémy srážek, srovnání s jednotlivými oblastmi Denní extrém srážek v CHKO Žďárské vrchy byl 13. 8. 2002 s hodnotou 106,4.10-3 [ m], (106,4 mm). [22] Uváděné hodnoty srážek z Jeseníků jsou ze dne 6. 7. 1997. [21] Nejdůležitější faktory vzniku povodní: - vydatnost srážek (počasí) - vlastnost povodí. - zachycení vody na povrchu vegetace (intercepce) - šedesátiletý smrkový porost zadrží 5,1.10-3 [m], (5,1 mm) vodních srážek - šedesátiletý bukový porost zadrží 3,5.10-3 [m], (3,5 mm) vodních srážek - přirozené lesní porosty zadrží až dvojnásobně více vody ve srovnání s vysazenou monokulturou - kapacita koryt - vsak (voda se buď vsákne, nebo odteče), vsak závisí na RVK - zemědělská a lesní půda představuje nádrž, která pojme mnohonásobně více vody než všechny nádrže v ČR - kvůli změněné struktuře a zhutnění podorničí téměř nepropouští vodu do hlubších, půdních vrstev a většina srážek z ní odtéká povrchově - povrchový odtok má vymílací a unášecí schopnost, způsobuje erozi půdního krytu i koryt. [21] 40

Graf 8 Riziko vzniku povodně s ohledem na RVK Tab. 13 RVK na plochu 1(ha) =10000[m 2 ], přepočet srážek (mm.ha -1 ) č. sondy objem (l) objem [m 3 ] srážky (mm.ha -1 ) srážky [m.m -2 ] 1. 2434000 2434 243,4 243,4.10-7 2. 2315000 2315 231,5 231,5.10-7 3. 1684000 1684 168,4 168,4.10-7 4. 2228000 2228 222,8 222,8.10-7 5. 1346500 1346,5 134,65 134,65.10-7 7. 2397000 2397 239,7 239,7.10-7 9. 2028000 2028 202,8 202,8.10-7 Srážka 1(mm) = 1 (l) vody na 1[m 2 ] povrchu půdy = na 1 (ha) = 10[m 3 ] Graf ukazuje, jak velkou rezervu mají půdy ve zkoumaných lokalitách CHKO Žďárské vrchy v případě extrémních srážek 1,2315.10-6 [m.s -1 ], (106,4 mm za den). Teoreticky lze říci, že doba, kdy dojde k nasycení půdy na RVK, je následující: lokalita č. 1 = (2,29 dnů) = 197856 [s] lokalita č. 2 = (2,18 dnů) = 188352 [s] lokalita č. 3 = (1,58 dnů) = 136512 [s] 41

lokalita č. 4 = (2,09 dnů) = 180576 [s] lokalita č. 5 = (1,27 dnů) = 109728 [s] lokalita č. 7 = (2,25 dnů) = 194400 [s] lokalita č. 9 = (1,9 dnů) = 164160 [s] Teoretické hodnocení je omezeno faktem, že je brán ohled jen na faktor RVK, není řešen pohyb vody v půdě a ostaní souvislosti. 42

Graf 9 Riziko vzniku povodně s ohledem na hodnoty hydraulické vodivosti Uvažujeme li stav, kdy je vyčerpaná přirozená retenční schopnost a extrémní srážky dále trvají, vzrůstá pravděpodobnost vzniku povodňových jevů. Zde zohledňujeme výsledky hydraulické vodivosti, které vykazují ve všech lokalitách velmi nízké hodnoty. Zejména lokality č. 2, 3 a 9, kde jsou jílovité půdy. 43

7 ZÁVĚR V bakalářské práci jsem došla k závěru, že půdy zkoumaných lokalit CHKO Žďárské vrchy vykazují dobré výsledky fyzikalních vlastností oproti celkovému hodnocení půd kraje Vysočina. Tento příznivý výsledek je ovlivněn skutečností, že se jedná o chráněnou krajinnou oblast. Hospodaření zde probíhá s cílem prevence poškozování půdy. Mezi činnosti, které negativně ovlivňují stav půdy patří nevhodné pěstitelské a osevní postupy, změny hydrologických poměrů, odlesňování, zhutňování provozem těžké zemědělské techniky, nadměrná mineralizace a jiné. Současně kladně hodnotím hydrologické vlastnosti půd jednotlivých lokalit. Hydraulická vodivost se v zájmové oblasti pohybuje od 16.10-9 - 671.10-9 [m.s -1 ], (0,0014 0,058 metrů za den) a lze ji hodnotit jako velmi nízkou. Retenční vodní kapacita je od 134,65.10-7 - 243,4.10-7 [m.m -2 ], (134,65 243,4 mm.ha -1 ) s konkrétním vyjádřením ke srážkám. V případě extrémních srážek půda zadrží dostatek vody, sníží se riziko vzniku povodňových jevů. Toto hodnocení je však teoretické. V praxi nelze opomenout ostatní faktory přispívající ke vzniku povodní. 44

8 PŘEHLED POUŽITÉ LITERATURY [1] Culek, M.:Biogeografické členění ČR.Vydavatelství Enigma Praha 1996, ISBN 80-85368-80-3, 347 s. [2] Čech, L., Šumpich, J., Zabloudil, V. a kol.: Chráněná území ČR, Jihlavsko,Svazek VII, Praha: Agentura ochrany přírody a krajiny ČR, 2002, ISBN 80-86064-54-9, 526 s. [3] Dykyjová a kol.:metody studia ekosystémů.vydala Akademia nakladatelství Československé akademie věd Praha,1989, 1 vydání, ISBN 21-046-89, 692 s. [4] Fulajtár, E.: Fyzikálné vlastnosti pôdy, Výzkumný ústav pôdoznalstva a ochrany pôdy, Bratislava, 2006, ISBN 80-89128-20-3, 142 s. [5] Jandák, J., Prax, A., Pokorný, E.: Půdoznalství. Mendelova zemědělská a lesnická univerzita Brno, 2007, dotisk,isbn 978-80-7157-559-7, 142 s. [6] Jandák, J. a kol.: Cvičení z půdoznalství.,mendelova zemědělská a lesnická univerzita Brno,2003,1 vydání, ISBN 80-7157-733-2, 92 s. [7] Kutílek,M.: Vodohospodářská pedologie. Vydalo SNTL Praha 1978, 296 s. [8] Němeček, J., Smolíková, L., Kutílek, M.,: Pedologie a padeopedologie. Academia Praha 1990,ISBN 80-200-0153-0, 269 s. [9] Němec,J.: Měření hydraulické vodivosti půdy metodou plněné sondy. Sborník :výsledky a perspektivy výzkumu v hydrologii a hydromechanike.vydalo ÚHH SAV, Vysoké tatry 1978. [10] Pokorný, E., Filip, J., Láznička, V.: Rekultivace, Mendelova zemědělská a lesnická univerzita Brno 2001, ISBN 80-7157-489-9, 128 s. 45

[11] Pokorný, E., Šarapatka, B.: Půdoznalství pro ekozemědělce, Ministerstvo zemědělství ČR v Ústavu zemědělských a potravinářských informací Praha, 2003, 40 s. [12] Prax, A., Pokorný, E.: Klasifikace a ochrana půd,mendelova zemědělská a lesnická univerzita Brno, 2004, 175 s. [13] Rychnovská, M.: Metody studia travinných ekosystémů. Vydala Academia Praha 1987, 269 s. Internetové zdroje: [14] Ekolist.cz:Zdeněk Vašků:Půda je nenahraditelná [in-line] [25.2. 2010]. Dostupné na : http://www.ekolist.cz/zprava.shtml?x = 2091631 [15] Voda v přírodě [in-line] [13.3. 2010]. Dostupné na : http://www.ondeo.cz/voda - v-prirode [16] USGS science for a changing world [in-line] [7.3. 2010]. Dostupné na: http://ga.water.usgs.gov/edu/watercycle.html [17] REVI SOIL výsledky 2006. doc [in-line] [7.3. 2010]. Dostupné na: http:// www.poyry.cz/prezentace/revi/revi SOIL vysledky 2006.pdf [18] Správa CHKO Žďárské vrchy [in-line] [1.2. 2010].Dostupné na: http://www.zdarskevrchy.ochranaprirody.cz/ [19] Výzkumný ústav meliorací a ochrany půdy,v.v.i. [in-line] [15.3. 2010].Dostupné na: http://www.vumop.cz [20] : Lfl Měřící a výzkumné metody [in line] [ 12.1. 2010 ]. Dostupné na http://www.forsten.sachsen.de/de/wu/landwirtschaft/lfl/inhalt13071-13074.htm [21] ACTEAE společnost pro přírodu a krajinu [in-line] [10.3. 2010]. Dostupné na: http://www.acteae.cz/fileadmin/user upload/pdf/postery-povodne-def.pdf [22] Povodně 2002 [in-line] [16.2. 2010]. Dostupné na: http://www.ufa.cas.cz/html/meteo/povodne2002/p02index.html Další zdroje: [23] Čurda, J.: Hydrogeologická mapa ČR,List 24 11, M 1 : 50 000, Český geologický ústav Praha, 1977 46

9 SEZNAM OBRÁZKŮ Obr. 1 Koloběh vody v přírodě Obr. 2 Skeletovitost půd ČR Obr. 3 Trojúhelníkový diagram zrnitosti půdy (NRSCS USDA) Obr. 4 Polní měření hydraulické vodivosti Obr. 5 Souprava pro odběr půdních vzorků Obr. 6 Ukázka půdního profilu,kambizem modální Obr. 7 Ukázka půdního profilu,pseudogleje modálního Obr. 8 Výřez z hydrologické mapy ČR Obr. 9 Mapka,retenční vodní kapacita půd ČR Obr. 10 Mapka, infiltrace a propustnost půd ČR 10 SEZNAM GRAFŮ Graf 1 Výsledky hydraulické vodivosti Graf 2 Výsledky měrné hmotnosti Graf 3 Výsledky objemové hmotnosti suché půdy Graf 4 Výsledky celkové pórovitosti Graf 5 Výsledky kapilární pórovitosti = retenční vodní kapacity (RVK) Graf 6 Výsledky retenční vodní kapacity Graf 7 Denní extrémy srážek, srovnání s jednotlivými oblastmi Graf 8 Riziko vzniku povodně s ohledem na RVK Graf 9 Riziko vzniku povodně s ohledem na hodnoty hydraulické vodivosti Nomogram 1 Sonda č. 1 Nomogram 2 Sonda č. 5 11 SEZNAM TABULEK Tab. 1 Zrnitostní frakce podle Atterberga Tab. 2 Zrnitostní klasifikace podle Nováka Tab. 3 Klasifikace podle Kopeckého Tab. 4 Rozčlenění jílnatých částic Tab. 5 Kritické hodnoty objemové hmotnosti podle Lhotského (1984) Tab. 6 Kritické hodnoty pórovitosti podle Lhotského (1984) 47

Tab. 7 Formulář stanovených hmotností Tab. 8 Propustnost půd podle naměřených hodnot (podle Němce 1975) Tab. 9 Typické hodnoty hydraulické vodivosti (koeficientu filtrace) Tab. 10 Zastoupení kapilárních a nekapilárních pórů z celkové pórovitosti (%) Tab. 11 Retenční vodní kapacita na ploše 1[m 2 ], s hloubkou 0,5 [m] Tab. 12 Kategorizace retenční vodní kapacity (Výzkumný ústav melior.a ochr.půdy) Tab. 13 RVK na plochu 1 (ha) = 10 000 [m 2 ], přepočet srážek (mm.ha -1 ) Tab. 14 Výsledky měření fyzikálních vlastností půdy 48

12 PŘÍLOHY 49