VegetaËnÌ porost krajiny a vodnì hospod stvì

VegetaËnÌ porost krajiny a vodnì hospod stvì Miloslav äìr, Miroslav Tesa, ºubomÌr Lichner, Old ich Syrov tka Klíčová slova hydrologie generace odtoku vegetační kryt retence vody v půdě Souhrn Popisuje se vliv vegetačního krytu na vodní režim půdy a toku. Je ukázáno, jak souvisí vodní režim půd s vodním režimem toku. Analy zuje se stabilizující role retence vody v povodí a transpirace rostlin v hydrologickém cyklu. Práce je založena na terénním monitoringu hyd rologických a meteorologických dat na experimentálních plochách a povodích na Šumavě, v Krkonoších a Jizerských horách. Z monito ringu vyplývá, že v podmínkách, kdy se nemění retenční schopnost povodí (zejména půdy) a plocha transpirující vegetace, se nemění ani odtokový koeficient, jako podstatný ukazatel vodního režimu povodí. A to vcelku nezávisle na druhovém složení vegetačního krytu, pokud vegetace transpiruje po celou sezónu. Změna vegetačního krytu a změ na retenční schopnosti povodí může způsobit změnu odtokových ma xim z přívalových dešťů, při nichž dojde ke vzniku povrchového odto ku. Podstatná změna retenční schopnosti půdy může navíc způsobit úplnou změnu hydrologického cyklu. Proto je udržení dosavadního vcel ku příznivého vodního hospodářství ČR podmíněno: (1) zachováním a dalším zvyšováním (nebo obnovou) retenční schopnosti krajiny, (2) zachováním nebo zvětšením ploch porostlých vegetací plně transpiru jící po celou vegetační sezónu. Úvod Alexander von Humboldt před asi 150 ti lety napsal (in: [2]): Káce ní stromů, jež pokrývají úbočí a vrcholky hor, způsobuje v každém pod nebí pro budoucí generace hned dvojí katastrofu nedostatek paliva a vody. Vzhledem k odpařování vodních par z listů a jejich vyzařování do bezmračné oblohy jsou stromy trvale obklopeny chladivou a vlhkou atmosférou. Stromy rovněž chrání půdu před přímým působením slun ce, a tím snižují odpařování dešťových srážek. Jestliže budou lesy zni čeny, prameny vod budou oslabeny nebo vyschnou úplně. Koryta řek se změní ve dravé bystřiny pokaždé, když v horách silně zaprší. Tráva a mech zmizí a již nic nebrání dešťové vodě odtéci. Namísto toho, aby pomalu zvyšovala hladinu řek, tato voda vymílá brázdy, odnáší uvolně nou zeminu a způsobuje ony náhlé záplavy, jež krajinu tolik ničí. Je logické, že zánik lesů, nedostatek vodních zdrojů a existence bystřin jsou tři jevy, které spolu těsně souvisejí. Kácení lesů ve střední Evropě představuje největší zásah do vegetač ního krytu na našem území od konce doby ledové. Započalo zřejmě před čtyřmi tisíci lety, kdy se zde usídlili první zemědělci. Svědčí o tom sku tečnost, že organické sedimenty v nivách řek nejsou starší než právě čtyři tisíce let. Jsou výsledkem eroze odlesněných a zorněných svaho vých půd. Celý středověk probíhala zemědělská kolonizace původně pra lesovitého území. Během středověku a na počátku novověku proběhlo několik vln kolonizace a zpětného opuštění krajiny. Byl to důsledek kolí sání počtu obyvatel při epidemiích a válkách. Zmenšení počtu obyvatel vyvolávalo opouštění vysoko položených a svažitých pozemků. A naopak, populační růst vedl k novému osídlování opuštěných ploch. Rozvoj hor nictví, sklářství a hutnictví, tedy činností mimořádně náročných na spo třebu dřeva, si vynutil změnu druhové skladby lesů z listnatých na pře vážně smrkové. Výsledkem těchto pochodů je dnešní stav asi 32 % les natosti území s převahou smrkových monokultur. Na našem území vznikla vcelku pravidelná mozaika lesů a bezlesí. Jen v úrodných rovinách okolo Labe, Ohře a Moravy je lesnatost výraz ně nižší. Hraniční hory jsou naopak zase podstatně více pokryty le sem. Bezlesí je pokryto buď trvalými travními porosty nebo ornou pů dou. Zornění dosahuje asi 72 % zemědělské půdy. Na orné půdě je pěstováno převážně obilí, tedy vyšlechtěná stepní tráva. Proto byl už od dávné minulosti upravován vodní režim zorněných půd odvodněním tak, aby napodoboval stepní poměry, vhodné pro pěstování obilnin. Výsledkem zemědělské kolonizace a průmyslové expanze je stav, kdy vodohospodářsky aktivní oblasti (ve vegetačním období srážky převa žují nad výparem) jsou tvořeny převážně hraničními horami a z části Českomoravskou vrchovinou. Zbytek území je vodohospodářsky defi citní. Znamená to, že voda se do těchto území přivádí řekami nebo vodovody z hraničních hor. Tato skutečnost zásadním způsobem urču je podobu vodního hospodářství celého státu. Vodohospodářské stav by minulých staletí byly zaměřeny na to, aby byla zajištěna akumulace vody ve zdrojových oblastech a její převedení do oblastí deficitních. Objemově největším akumulátorem vody je půda. Kutílek [18] pou kazuje na skutečnost, že retenční kapacita půdy (to je rozdíl mezi nej větší a nejmenší zásobou vody v ní) je řádově větší než objem všech vodních nádrží na našem území. Systematickou drenáží odvodněná půda neudrží gravitační vodu, která převážně zaplňuje půdní retenční prostor. Odvodněno je asi 25 % zemědělské půdy. Takže akumulace gravitační vody v retenčním prostoru půdy je podstatná zejména v zalesněných neodvodněných oblastech. A díky tomu, že ve vyšších polohách je nižší průměrná teplota ve vegetační sezóně, je tam i nižší transpirační výpar, kterým se jinak akumulace vody zmenšuje. Proto je akumulace vody v půdě zalesněných horských nebo podhorských oblastí základem vodního bohatství ČR. Jakékoliv narušení ustálených poměrů v těchto oblastech by mohlo přivodit vodohospodářskou nouzi na většině území. Proto se věnuje dlouhodobá pozornost hydrologické funkci horských lesů. Po 150 letech od prvního vydání citovaného Humboldtova díla ob jevujeme důležité poznatky o vazbě mezi vegetačním pokryvem krajiny a oběhem vody a tepla v přírodě. A to nikoliv v rámci neutrálního aka demického výzkumu, ale pod tlakem klimatických a hydrologických katastrof, jako byly povodně v letech 1997, 1998 a 2002 a sucha v letech 2000 a 2003. Výzkum byl dříve motivován snahou o lepší poznání vodohospodářských funkcí lesních porostů, zdravých nebo imisně poškozených ([7] až [11], [40] a další). Díky dlouhé tradici výzkumu hydrického působení lesa na našem území máme k dispozici nejen rozsáhlé řady minulých pozorování, ale i kvalitní metodickou zá kladnu. Výzkumné úsilí komplikuje 50 let probíhající klimatická změna, kte rá v posledním desetiletí nabyla charakteru výrazného globální oteple ní, v jehož důsledku dochází k dynamizaci klimatu. Průměrná roční tep lota vzduchu ve volné krajině ČR se zvětšila za posledních 50 let asi o 1,4 oc [3]. Uvážíme li, že pro naše uzemí se udává výškový gradient průměrné teploty 0,66 oc na sto metrů vzestupu nadmořské výšky, znamená oteplení zdánlivý pokles celého území státu o asi 210 m. A tedy i posun hor do klimatického pásma odpovídajícího spíše vyso činám. Novému klimatu se přizpůsobuje flóra i fauna, jak o tom svěd čí např. nález klíšťat v polohách o více jak 200 m vyšších, než tomu bylo dříve [21]. V důsledku toho můžeme jen s velkou opatrností in terpretovat výsledky hydrologického výzkumu horského lesa v letech před nástupem oteplení. Týkaly se vlastně jiných klimatických pomě rů, než jsou dnešní. Zároveň neumíme odhadnout, jak se bude klima vyvíjet v nejbližší budoucnosti. Hydrologie lesa V lesnické hydrologii v ČR se traduje názor, že lesy jsou zásobárnou vody. Současně panuje poněkud protichůdná představa, že lesy pod statně více transpirují než travní porost. Také se říká, že lesy výrazně více tlumí srážky při jejich transformaci na odtok z povodí než travní porosty. Věcný podklad těchto názorů spočívá v detailním výzkumu jed notlivých složek vodního režimu. Integrace dílčích poznatků do celko vého obrazu hydrologického cyklu probíhá právě nyní. Jedná se o ne snadnou záležitost, kdy je třeba revidovat některé starší názory. Po znamenejme například, že dřívější interpretace zvýšení vodnosti povo dí na Šumavě jako důsledek odlesnění [33] je omylem. Zvýšení vod nosti nebylo způsobeno odlesněním, ale globální klimatickou anomá lií v letech 1992 1996, kterou nejspíše vyvolal výbuch sopky na Fili pínách v roce 1991 [6]. Tento příklad chybné interpretace správných měření ukazuje, že veškerá měření vodního režimu musí být dlouhodo bá a při jejich vyhodnocování je nutné počítat s vlivem mnoha dříve opomíjených faktorů [11]. Zejména je třeba brát v úvahu kolísání kli matu, vodní režim půd a výměnu tepla mezi atmosférou a rostlinami. V minulosti se až na výjimky neměřil vodní režim půd ani toky tepla, proto se dají jen nesnadno komentovat některé dříve vyslovené názo ry na vliv porostů na hydrologický cyklus jako celek. Za posledních šedesát let se podstatně změnil názor na roli půdní ho pokryvu v generaci odtoku vody z povodí. V průkopnické práci Hor tonova (publikována v roce 1940) se předpokládalo, že rychlá reakce odtoku na srážku, charakteristická pro horské oblasti, je způsobena zejména povrchovým odtokem nevsáklé srážkové vody. Proto se vy světlovaly odlišnosti v tvorbě odtoku nestejnou drsností povrchu půdy krytého různým vegetačním krytem. Tak se přisuzovaly vegetačnímu pokryvu jevy, které jsou nyní připisovány půdě. Výzkumné práce z posledních let totiž ukázaly, že rychlý odtok vody z povodí může mít další příčiny. Byly nalezeny nejméně dva mechanismy rychlého trans portu vody půdou. Je to perkolační proudění v hrubozrnné půdě [26], případně v jemnozrnné půdě s obsahem hydrofobních látek, nebo prou dění v makropórech půdy [4], [29]. Rovněž bylo ukázáno, jak dochází 120 vh 5/2004

k náhlému výtoku vody z půdy v důsledku překročení její maximální re tenční kapacity [31]. V práci [32] je doloženo, jak těsně korespondu je průtok vody v toku s tenzometrickým tlakem půdní vody na svahu ve značné vzdálenosti od toku. Proto je nezbytně nutné, vedle měření srážek a odtoků, měřit také pohyb půdní vody. Jen tak je možné odlišit vliv transportu vody půdou od vlivu porostů na srážko odtokový pro ces. V tomto smyslu byla doplněna metodika měření na některých povodích asi před dvaceti lety. Soudobý hydrologický výzkum usiluje o komplexní poznání role rost lin a půdy v hydrologickém cyklu pevnin, jak ukazují např. práce ve sbor nících [22] a [30]. Odborníci v ČR a SR každoročně diskutují nové po znatky na seminářích a konferencích, jako je např. Transport vody, chemikálií a energie v systéme pôda rastlina atmosféra (Ústav hydrológie SAV v Bratislavě) a Extrémní hydrologické jevy v povodí (Stavební fakulta ČVUT v Praze). Terénní výzkumné práce, zahrnující monitoring všech potřebných složek hydrologického cyklu, probíhají mj. na Šumavě [36], v Krkonoších [35], Jizerských horách [32], Beskydech [1] a Tatrách [13]. Vegetační porost a vodní režim povodí Děj, kterým se rozdělují srážky dopadlé na povodí na výpar, odtok z povodí závěrovým profilem toku a dotaci podzemní vody, se nazývá vodní režim povodí. Vztahem mezi srážkami a odtokem z povodí se tradičně zabývá odtoková hydrologie. Studiem srážko odtokového vztahu na velkých povodích (s plochou nad 100 km 2 ) byly v minulosti odhale ny zásadní zákonitosti tvorby odtoku. Z hlediska potřeb předpovědi odtoku z velkého povodí v reakci na srážku bylo dosaženo uspokojivé ho stupně poznání. Avšak užití stejných zákonitostí pro předpověď od toku z malého povodí (typicky s plochou menší než 10 km 2 ) vede k neuspokojivým výsledkům. Důvodem je, že formulace srážko odto kového vztahu nezahrnuje dosti detailně přenos vody v půdě a ve ve getačním krytu. V důsledku toho není možné užitím obvyklých srážko odtokových modelů ani přibližně odhadnout, jak se změní vodní režim povodí, dojde li k výměně jeho vegetačního krytu. Výsledkem mnohaletého měření srážek a odtoků v povodích v mírném klimatu s neměnnými přírodními podmínkami je poznatek, že poměr ročních úhrnů odtoku z povodí a srážek na povodí dopadlých (odtokový koeficient) je téměř konstantní, nezávisle na chodu počasí během roku [10], [11]. Odtokový koeficient je tedy jednou z klima tických konstant. V jiném vyjádření to znamená, že dvojitá součtová čára odtoků a srážek je v průběhu mnoha let přímkou. A právě pomocí této součtové čáry se testuje neměnnost přírodních podmínek na po vodí. Změní li dvojitá součtová čára tvar, hledá se v roce, kdy se změ na projevila, příčina změny odtokového koeficientu. Vyloučíme li ne homogenitu měření, např. v důsledku obměny měřící techniky nebo metodiky, stavební zásahy v povodí (včetně odvodnění) a změny ob hospodařování, přicházejí v úvahu jen dvě možné příčiny: náhlá změna porostů nebo náhlá změna klimatu v průběhu jednoho roku. Otázka, jak mění porosty vodní režim, je předmětem zájmu lesnic kého výzkumu od počátku 20. století. První výzkumná povodí u nás, Kýchová a Zděchovka v Beskydech, byla založena Válkem v roce 1928 [38], [39]. Grandiózním experimentem, trvajícím od roku 1954 na dal ším beskydském povodí Malá Ráztoka (plocha povodí 2,067 km 2, 602 až 1084 m n. m., průměrný roční srážkový úhrn 1269 mm a odtoková výška 833 mm, godulský pískovec [20]), bylo jednoznačně zjištěno, že záměna smrkového a bukového porostu nemá podstatný vliv na transformaci srážky na odtok. K závěru se došlo také analýzou dvojité součtové čáry srážek a odtoků. Tento závěr byl velice překvapivý, ne boť smrk a buk jsou v lesnické hydrologii tradičně pokládány za dva krajní póly, vymezující odlišnosti hydrologické funkce lesních porostů [12]. Neméně překvapivým závěrem měření na Šumavě [37] je sku tečnost, že odtokové koeficienty jsou téměř shodné na povodích ve stejných přírodních podmínkách, avšak lišících se právě jen vegetač ním krytem: porostlých zdravým dospělým smrkovým porostem, pase kou s bylinným podrostem a mrtvým lesem s bylinným podrostem. V souhrnu to znamená, že měřeno ročním (případně sezónním) odto kovým koeficientem, je vliv druhového složení porostů na odtok vody z horských povodí ČR nevýrazný. Nutno však brát do úvahy, že odtoková maxima při přívalových deš tích (zpravidla o úhrnu nad 60 mm) druhovým složením vegetačního pokryvu ovlivněna jsou. Je to dáno tím, že srážka takového úhrnu zpravi dla nestačí infiltrovat do půdy. Pak se začne uplatňovat povrchová re tence, která je vysoce závislá na druhu porostu a jeho vývojovém stá diu [5]. Teprve, je li povrchová retence překročena, vznikne hortonov ský povrchový odtok, který ovlivňuje zejména vzestupnou větev hydro gramu odtoku [19]. Pátráním po příčině nezávislosti odtokového koeficientu na porostu bylo zjištěno, že ve vegetační sezóně působí zelené rostliny, tím že mohutně transpirují, jako homeostat, který tlumí nepravidelný přítok srážkové vody na vcelku vyrovnaný odtok vody z povodí [6]. Transpira vh 5/2004 ce druhově odlišných porostů ve shodných přírodních podmínkách je jen málo odlišná [27], je li k dispozici dostatek vody pro transpiraci. Proto se odtokový koeficient ve vegetačním období nemění při změně porostu. V mimovegetační sezóně, kdy je transpirace porostů objemo vě nevýznamná vůči srážkám, se nejvíce projevuje tlumící funkce půdy a podloží při vytváření odtoku [34]. Proto v experimentálních případech Beskyd a Šumavy, kdy se hydrofyzikální vlastnosti půdy nestačily změ nit v důsledku porostové změny, se nezměnil ani odtokový koeficient v mimovegetačním období. Je třeba zdůraznit, že závěr o nezávislosti odtoku z povodí na dru hovém složení vegetačního krytu neplatí v suchých podmínkách, které jsou extrémní z hlediska růstu rostlin. V nich se totiž výrazně projevují mezidruhové odlišnosti ve vodním provozu rostlin. Názorně se to de monstruje v subtropickém klimatu, kde je nedostatek vody limitujícím faktorem růstu rostlin. V klimatických podmínkách našich hor je limi tujícím faktorem růstu rostlin převážně nedostatek tepla (průměrně v šesti sezónách ze sedmi). Nedostatek vody limituje růst rostlin zhruba jednou za sedm let. Vodní režim půdy a povodí Střídavé plnění půdy srážkami, prázdnění transpirací a občasným vý tokem do podložních vrstev vytváří děj, který se označuje jako vodní režim půd. Půda se chová jako pórovitá průtočná nádrž. Její hlavní hyd rologickou charakteristikou je retenční kapacita, to je schopnost zadr žovat vodu [35], [36]. Tedy vyrovnávat v teplém období roku diference mezi nepravidelným přísunem srážkové vody a vcelku pravidelným od běrem vody na transpiraci. A celoročně vyrovnávat rozdíly mezi teplým obdobím, kdy vodu do půdy doplňuje déšť a mohutně ji spotřebovává transpirace, a studeným obdobím, kdy sněží, voda se proto do půdy nedoplňuje, ale zároveň se z půdy příliš neodčerpává transpirací. V teplém období roku, kdy se v hydrologickém cyklu výrazně projevuje transpirace, podstatnou roli ve vodním režimu půdy hrají rostliny. Co je ve vodním režimu půd i povodí nápadné a nepřehlédnutelné, jsou pří znaky homeostáze tendence k návratu do určitého stabilního stavu po vychýlení z něj vlivem srážek, porostové změny apod. Což svědčí o tom, že vodní režim je spoluvytvářen soustavou dějů výrazně biologické ho charakteru [6]. V teplých obdobích s malými nebo žádnými srážkami zpravidla nevy téká voda z půdy do horninového podloží. Voda z půdy je odebírána rostlinami pro potřeby transpirace. Tím se půdní nádrž prázdní. Což se projevuje zmenšováním vlhkosti půdy. Případné malé srážky jsou v půdě akumulovány. Proto se takové období nazývá jako akumulační fáze vodního režimu půd [36]. Voda v toku je tvořena výtokem z horninového podloží (tzv. základní odtok). V bezsrážkovém období základní odtok s rostoucím časem klesá. Při velké srážce se půda vodou rychle nasytí a přestane akumulo vat vsakující srážkovou vodu. Voda pak z půdy vytéká do horninového podloží tak, že se vytváří objemově významné výtokové oscilace [26]. Ty se na velkém povodí díky plošné heterogenitě srážek, půd a rostlinného krytu nekonají nikdy současně, takže jejich vliv na prů tok v závěrovém profilu povodí není výrazný. Avšak na malém povodí je plošná synchronizace výtokových oscilací běžnou příčinou tvorby vý razných odtokových vln. Takto vzniklé odtokové vlny mají v horských podmínkách ostrý nástup, protože prosakující srážky nejsou utlumeny ani v půdě ani v nepříliš dlouhém a zpravidla mělkém transportním kolektoru, tvořeném propustnými zvětralinami na skloněném málo propustném skalním podloží. Období, kdy půdou masivně prosakuje srážková voda, se nazývá perkolační fáze ve vodním režimu půd [36]. Experimentální plochy a povodí Komplexní výzkum vodního režimu horských zalesněných povodí pro bíhá na těchto stanovištích: Liz (Šumava Jižní Čechy, hnědá půda podzolovaná, moldanubické krystalinikum, pararula, převažuje smrko vý porost stáří do 120 let), Uhlířská (Jizerské hory Severní Čechy, hnědá půda podzolovaná, podzol, rašelina, krkonošsko jizerský žulový masiv, biotitická žula, 15 % smrk, 85 % holina) a Modrý potok (Krko noše Severovýchodní Čechy, podzol humuso železitý, hnědá půda podzolovaná, krkonošsko jizerské krystalinikum, svor, les 62 %, tráva 38 %). Povodí jsou umístěna v hlavních masivech českých hraničních hor. Navzájem se odlišují zejména mírou antropických vlivů působících na lesní porosty. Povodí Liz představuje relativně zdravý hospodářský les v čisté krajině. Povodí Uhlířská je situováno v bývale těžce imisně zatížené oblasti tzv. Černého trojúhelníku, počátkem 90. let byly vr cholové partie Jizerských hor téměř odlesněny. V současné době je většina povodí kryta obnoveným lesem. Povodí Modrý potok (Modrý důl), ležící v horské oblasti Krkonoš, představuje původní alpinský les ní stupeň. Přírodní podmínky povodí udává tab. 1. Poloha povodí je znázorněna na obr. 1. V povodích se monitorují srážky, teploty vzduchu a půdy, globální radiace, tenzometrický tlak vody v půdě, vlhkost půdních horizontů 121

a průtok v uzávěrovém profilu. Z naměřených údajů se vyhodnocuje aktuální transpirace a výtok vody z půdního profilu do transportního kolektoru. Stanovuje se celková retenční schopnost povodí, retence vody v půdě a retence vody v podloží (transportním kolektoru). Meto dika měření a vyhodnocování byla publikována např. v práci [6]. Moni torovací síť je tvořena dvaceti plně automatickými měřícími ústředna mi. Povodí provozují: Ústav pro hydrodynamiku AVČR v Praze, Fakulta stavební ČVUT v Praze, ČHMÚ Praha a Správa Krkonošského národní ho parku ve Vrchlabí. Výsledky monitoringu hydrologického cyklu Ukažme, jak důkladně je malý hydrologický cyklus stabilizován vůči nepravidelnému přísunu srážkové vody. Stabilizace cyklu je natolik vý razná, že je prakticky meziročně neměnný poměr sezónního úhrnu srá žek a odtoku z povodí v letech 1983 1992 a 1997 2002 (obr. 2.). V letech 1993 96 se objevuje anomální chod klimatu. Na dvojité součtové čáře sezónního úhrnu srážek a odtoku (obr. 2.) je patrná vý chylka. Počínaje sezónou 1997 se vrací poměr obou veličin k hodnotě, jaké nabýval před rokem 1992. Příčinou této anomálie je nejspíše vý buch sopky Mount Pinatubo na Filipínách dne 15.6. 1991. V jeho dů sledku se dostalo do atmosféry takové množství sopečných hmot, že byla ovlivněna globální cirkulace atmosféry na celé planetě po dobu následujících několika let. Pozoruhodné je, že v důsledku působení dosud nepoznaných homeostatických mechanismů došlo k plné kom penzaci výchylky ve srážko odtokovém poměru. Domníváme se, že pod statnou roli ve stabilizaci hydrologického cyklu hraje retence vody v povodí (při extrémních srážkách) a transpirace rostlin (při extrémním příkonu tepla ze slunečního záření). Retence vody v povodí při přívalové srážce podstatně ovlivňuje trans formaci srážky na odtok. Celkovou retenci vody v povodí lze při dešti, kdy je objemově zanedbatelný výpar, stanovit jako rozdíl kumulativních srážek a kumulativního odtoku závěrovým profilem toku. Ukažme na příkladu katastrofální srážky v povodí Modrý potok (10. až 14.8. 2002), jak působí retence vody v povodí na generaci odtoku. Maximální cel kovou retenci povodí při této srážce lze odhadnout hodnotou 70 mm (obr. 3.). V okamžiku maximální retence dosáhla srážka úhrnu 130 mm. Během srážky došlo k povrchovému odtoku, neboť byla vysoce překro čena retenční kapacita povrchu půdy. Tu lze odhadnout jako rozdíl mezi maximální celkovou retencí při extrémní srážce (70 mm) a při maxi mální srážce, která nezpůsobí povrchový odtok (50 mm), tedy asi hod notou 20 mm. Retence vody v povodí tedy snížila maximální povodňo vý průtok asi na jednu polovinu oproti poměrům bez retence. Zabráni la tak ztrátě vody z malého hydrologického cyklu. Na obr. 4. je ukázáno, jak probíhá transpirace rostlin v horkém dni (Jizerské hory, povodí Uhlířská, lokalita Tomšovka 775 až 886 m n. m., mladý smrkový porost ve stáří do 20 let). Příklad ukazuje, jak transpi rující porost chladí prostředí. Den je slunečný, teplý a bezvětrný. Zá soba půdní vody je dostatečná, takže transpirace není omezována ne dostatkem vody. Je to tedy den s lokálním klimatem, ve kterém vý razně určuje teplotu přízemní vrstvy vzduchu chladící efekt transpira ce. V době mezi 11. a 17. hodinou osciluje teplota vzduchu v porostu i ve výšce 200 cm okolo hodnoty 25 až 27 O C. Oscilace teploty vzdu chu v porostu jsou projevem probíhajícího transpiračního chlazení. A to plně účinného, neboť kdyby porost netranspiroval, byla by polední tep lota vzduchu asi 50 O C. Transpirační chlazení brání rovněž průniku tepla do půdy, proto se teplota půdy již v hloubce 15 cm prakticky nemění. Ačkoliv nejsou známy všechny homeostatické mechanismy, kterými je udržována stabilita hydrologického cyklu, je pravděpodobné, že pod statnou roli hrají transpirující rostliny. Rostlina reaguje na přehřátí nad určitou optimální teplotu (asi 25 O C) výparem vody se zpožděním jen desítek sekund. Transpirací se vrací voda z půdy do atmosféry, čímž se doplňuje voda do malého hydrologického cyklu, neboť vypaře ná voda může v atmosféře zkondenzovat a způsobit další srážku. Transpiračním výparem se rovněž zabraňuje odtoku srážkové vody z malého cyklu, neboť odběrem vody z půdy se uvolňuje retenční pro stor v půdě. Takže může dojít ke vsaku a retenci srážkové vody. Diskuse Dosavadní poznatky o vlivu vegetačního porostu a jeho změn na vodní režim půd a povodí v pramenných oblastech Krkonoš, Jizerských hor a Šumavy potvrzují platnost závěrů dlouhodobých beskydských výzku mů, jak je uvádí práce [9]: Výzkum srážkově odtokových vztahů v beskydských experimentálních povodích poskytl poznatek, že postup né obnovní zásahy na méně jak 50 % plochy povodí roční odtoková množství neovlivnily. Teprve při překročení této plochy je možné pozo rovat tendenci k mírnému zvýšení odtoků (...), ale o příčinách těchto změn zatím není možné jednoznačně rozhodnout. Pravděpodobné je vysvětlení, že potlačení (...) výparů ve prospěch odtoku vody nastává, je li nárazově postižen celý ekosystém. Při postupné obnově porostů se může dlouhodobě uplatňovat přírodní kompenzační tendence pod porující stálost vodní komponenty lesního prostředí. Praktické důsled ky tohoto zjištění bude možné promítnout do strategie lesního i vodní ho hospodářství, jakmile budou dalším výzkumem potvrzeny. Monitoring vodního a teplotního režimu poskytuje údaje prokazující, že homeostatickým mechanismem (nazývaným přírodní kompenzační tendence v práci [9]), který vyrovnává režim srážek a odtoků, je re tence vody v povodí a transpirace rostlin ve vegetační sezóně. Z toho vyplývá, že v podmínkách, kdy se nemění retenční schopnost povodí (zejména půdy) a plocha transpirující vegetace, se nemění ani odtoko vý koeficient, jako podstatný ukazatel vodního režimu povodí. A to vcel ku nezávisle na druhovém složení vegetačního krytu, pokud vegetace transpiruje po celou sezónu. Změna vegetačního krytu a změna re tenční schopnosti povodí může způsobit změnu odtokových maxim z přívalových dešťů, při nichž dojde ke vzniku povrchového odtoku. Pod statná změna retenční schopnosti půdy může navíc způsobit úplnou změnu hydrologického cyklu. Homeostatické působení transpirující vegetace je zřejmě důvodem, proč ani velkoplošné kalamitní odlesnění hraničních hor ČR nezpůso bilo vodohospodářskou katastrofu. Na odlesněných plochách narostla náhradní bylinná a keřová vegetace, která převzala vodohospodářskou funkci mrtvých nebo vytěžených stromů. Současně z toho také vyplý vá, že primární příčinou změny vodního režimu zemědělských nížin vůči zalesněným horám je velkoplošné pěstování obilnin. Obilí žloutne a přestává transpirovat již koncem června. Takže počínaje tímto obdo bím až do konce vegetační sezóny v zemědělských krajích nepůsobí vegetace jako homeostat. Vodní režim je proto méně vyrovnaný, vzni kají dlouhá období bez deště a s vysokými teplotami vzduchu. Závěr Z dosavadních výsledků výzkumu hydrologického cyklu plyne, že udr žení vcelku příznivého vodního hospodářství ČR je podmíněno: (1) Zachováním nebo obnovou retenční schopnosti krajiny: Půda slouží jako nádrž, v níž se vyrovnávají rozdíly mezi nepravidelným pří sunem srážkové vody do malého hydrologického cyklu a vcelku pravi delným odběrem vody na transpiraci rostlin ve vegetační sezóně. Čím je kapacita půdní nádrže větší, tím je vyrovnání diference mezi příto kem a odběrem vody spolehlivější. V hydrologickém cyklu proto obíhá dosti vody, voda z něj příliš neuniká, rostliny nestrádají suchem a plně transpirují. (2) Zachováním nebo zvětšením ploch porostlých vegetací plně transpirující po celou vegetační sezónu: Velkoplošně fungující transpi race zajišťuje dostatečné chlazení krajiny ve vegetační sezóně, takže nevznikají velké rozdíly mezi teplotami jednotlivých segmentů krajiny. Proto také nedochází ke vzniku přívalových srážek, jejichž vznik je vel kými teplotními rozdíly provokován. Srážky běžných intenzit jsou půdní nádrží spolehlivě zachyceny, takže nedochází k úniku vody z cyklu. Dostatečná retenční schopnost krajiny (zejména půdy) a dostatečná transpirace vegetačního krytu dodávají hydrologickému cyklu žádoucí cyklický charakter. V cyklu je udržováno takové množství vody, aby sta čila na chlazení krajiny ve vegetační sezóně. Únik vody z cyklu je malý a časově vyrovnaný, proto nevznikají povodně. Přítok srážkové vody do malého cyklu je vcelku pravidelný a svým objemem dostatečný pro transpiraci rostlin, proto nevznikají suchá období. Možno tedy konstatovat, že uspokojivě fungující vodní hospodářství v krajinném měřítku, je podmíněno dostatečným transpiračním chla zením krajiny. Tento poznatek byl původně získán v rámci originálního přístupu k ekologickému modelování přenosu hmoty a energie v krajině [28]. V ČR byl detailně rozpracován při výkumu ekologických funkcí mokřadů [25]. Dříve opomíjené souvislosti mezi hydrologickým cyklem a transpirací rostlin byly dokumentovány v práci [23]. Varovný příklad, jak nedostatečný objem vody v hydrologickém cyklu způsobuje povod ně a sucho, přináší studie [14] pro nám blízké přírodní podmínky Slo venska. Lesní a travní porosty, na rozdíl od většiny zemědělských porostů, transpirují po celou vegetační sezónu. Hrají tudíž rozhodující roli ve vytváření žádoucího cyklického charakteru oběhu vody v krajině. Proto je jejich zachování a obnova klíčovým prvkem vodního hospodářství na našem území. Poděkování Tento příspěvek vznikl s podporou Akademie věd České republiky v rámci projektu S2060104 Programu pro podporu cíleného vývoje a výzkumu. Literatura [1] Bíba, M.; Chlebek, A.; Jařabáč, M.: Účinky lesních půd v ochraně proti povodním. In: Šír, a kol., 2003, 137 140. 122 vh 5/2004

[2] Burke, J.: Efekt Tivoli. BOOKS. Brno, 1998. [3] Bodri, L.; Čermák, V.: Climate changes of the last two millenia inferred from borehole tem peratures: results from the Czech Republic Part II. Global and Planetary Change, 14, 1997, 163 173. [4] Císlerová, M.: Preferenční proudění ve vadózní zóně a formování odtoku. In: Šír, a kol., 2003, 103 109. [5] Czelis, R.; Spitz, P.: Retence vody v povodí při povodních. Acta Hydrologica Slovaca, 4(2), 2003, 233 241. [6] Eliáš, V.; Tesař, M.; Šír, M.; Syrovátka, O.: Stabilita a extremalizace hydrologického cyklu pramenných oblastí. In: Patera a kol., 2002. s. 363 385. [7] Chlebek, A.; Jařabáč, M.: Nové poznatky z měření srážek totalizátory v beskydských experi mentálních povodích ve vztahu k odtokům vod. Vodohosp. Čas., 30(2), 1982, 155 171. [8] Chlebek, A.; Jařabáč, M.: Rozbor odtokových kulminací v beskydských experimentálních po vodích. Lesnictví, 30(5), 1984, 383 396. [9] Chlebek, A.; Jařabáč, M.: Důsledky porostních obnov na odtok vody z beskydských experi mentálních povodí. Zprávy lesnického výzkumu, 4, 1988, 7 12. [10] Chlebek, A.; Jařabáč, M.: 40 let trvání lesnicko hydrologického výzkumu v Beskydech. Vodní hospodářství, 9, 1994, 21 24. [11] Jařabáč, M.; Chlebek, A.: Metodické náměty k měření v experimentálních povodích. Zprávy lesnického výzkumu, 1, 1989, 13 17. [12] Kantor, P.: Vodohospodářská funkce horských smrkových a bukových porostů. Lesnictví, 30(6), 1984, 471 490. [13] Kostka, Z.; Holko, L.: Soil moisture and runoff generation in small mountain basin. Publica tion of the Slovak Committee for Hydrology, No 2. Bratislava, 2001. [14] Kravčík, M.: Voda pre tretie tisícročie. MVO Ľudia a voda, Košice 2000. [15] Krečmer, V.; Říha, L.: K rozvoji komplexního pojetí odtokových poměrů ve vztahu k lesnickému obhospodařování povodí. Vodní hospodářství, řada A, 10, 1982, 263 266. [16] Krešl, J.: Vodohospodářská funkce lesa (Cíl a možnosti regulace hydrického stavu lesa). Folia universitatis agriculturae, facultas silviculturae, řada A, Brno, 1987, 54 s. [17] Křeček, J.; Krečmer, V.: Hydrologické aspekty přeměn lesů v důsledku působení imisí. Vodní hospodářství, řada A, 3, 1981, 69 72. [18] Kutílek, M.: Vodohospodářská pedologie. SNTL/ALFA, Praha, 1978. [19] Kuřík, P.: Vliv lesních porostů na extrémní průtoky. Zpr. lesn. výzk., 45(2), 2000, 33 37. [20] Lochmann, V.; Jařabáč, M.; Chlebek, A.: Působení lesních porostů a obnovních sečí na chemické složení vody odtékající do vodních zdrojů na výzkumných plocháchc v Beskydech. Práce VÚLHM, 68, 1986, 73 117. [21] Materna, J.: Sledování výškového rozšíření klíštěte obecného (Ixodes ricinus) ma území KRNAP. In: Ročenka Správy Krkonošského národního parku 2002. Správa KRNAP. Vrchlabí, 2003. [22] Patera, A.; Váška, J.; Zezulák, J.; Eliáš, V. (eds.): Povodně: prognózy, vodní toky a krajina. Fakulta stavební ČVUT v Praze a Česká vědeckotechnická vodohospodářská společnost, 2002. [23] Pokorný, J. Opomíjená makroenergetika krajiny. Ekologie a společnost, VII(6), 1997, 5 7. [24] Pokorný, J.: Dissipation of solar energy in landscape controlled by management of water and vegetation. Renewable Energy, 24, 2001, 641 645, 2001. [25] Pokorný, J.; Květ, J.: Úloha mokřadů v koloběhu energie, vody, živin, uhlíku a těžkých kovů v krajině. In: Hák, T.; Rynda, I. (eds.): Lidé a ekosystémy sborník ze semináře konaného 14.9. 2000 v Praze. Vydavatel: Centrum pro otázky životního prostředí Univerzity Karlovy v Praze a Společnost pro trvale udržitelný život. s. 6 9. [26] Pražák, J.; Šír, M.; Kubík, F.; Tywoniak, J.; Zarcone, C.: Oscillation phenomena in gravity driven drainage in a coarse porous media. Water Resources Research, Vol. 27, No. 7, 1992, 1849 1855. [27] Pražák, J.; Šír, M.; Tesař, M.: Estimation of plant transpiration from meteorological data under conditions of sufficient soil moisture. J. Hydrol., 162, 1994, 409 427. [28] Ripl, W.: Management of water cycle and energy flow for ecosystem control the Energy; Transport Reaction (ETR) model. Ecological Modelling, 78, 1995, 61 76. [29] Šanda, M.; Císlerová, M.: Observations of subsurface hillslope flow processes in the Jizera Mountains region, Czech Republic. IHP V, Technical Documents in Hydrology, No. 37, UNESCO Paris, 2000, 219 226. [30] Šír, M.; Lichner, Ľ. Tesař, M. (editoři): Hydrologie půdy v malém povodí. Ústav pro hydrody namiku AVČR, Praha 2003, 252 s. [31] Šútor, J.; Štekauerová, V.: Prahový jav odtoku vody zo zóny aerácie pôdy. In: Šír, a kol., 2003, 97 102. [32] Tachecí, P.; Šanda, M.: Dynamika půdní vody na svazích povodí Uhlířská. In: Šír a kol., 2003, 111 118. [33] Tesař, M.; Buchtele, J.; Šír, M.: Influence of the effect of deforestation on the formation of runoff from the watershed. IHP V, Technical Documents in Hydrology, No. 8, UNESCO Paris, 1997, 164 173. [34] Tesař, M.; Šír, M.; Lichner, Ľ.: Runoff formation in a small mountainous catchment. Acta Hydrologica Slovaca, 4(2), 2003, 265 270. [35] Tesař, M.; Šír, M.; Syrovátka, O.; Dvořák, I.: Vodní bilance půdního profilu v pramenné oblasti Labe Krkonoše. Opera Corcontica, 37, 2000, 127 142. [36] Tesař, M.; Šír, M.; Syrovátka, O.; Pražák, J.; Lichner, Ľ.; Kubík. F.: Soil water regime in head water regions observation, assessment and modelling. J. Hydrol. Hydromech., 49, 6, 2001, 355 375. [37] Tesař, M.; Šír, M.; Zelenková, E.; Lichner, Ľ.: Vodní a teplotní režim lesa, paseky a holiny ve vegetační sezóně. In: Šír a kol., 2003, 197 202. [38] Válek, Z.: Výzkum vlivu lesa na odtok vod v povodích Kýchové a Zděchovky (1. díl). Vodní hospodářství, 10, 1953, 293 296. [39] Válek, Z.: Výzkum vlivu lesa na odtok vod v povodích Kýchové a Zděchovky (2. díl). Vodní vh 5/2004 hospodářství, 11, 1953, 320 322. [40] Zelený, V.; Jařabáč, M.; Chlebek, A.: Nástin výsledků 25letého lesnicko vodohospodářského výzkumu v Beskydech. Lesnictví, 26(8), 1980, 677 697. Poznámka: Obsáhlý seznam literatury je k dispozici u autorů článku. Miloslav Šír Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Pod Paťankou 5, 166 12 Praha 6 msir@mereni.cz Miroslav Tesař Ústav pro hydrodynamiku AVČR, Pod Paťankou 5, 166 12 Praha 6 tesarihas@iol.cz Ľubomír Lichner Ústav hydrológie SAV, Račianska 75, 83102 Bratislava lichner@uh.savba.sk Oldřich Syrovátka 28. října 5, 370 01 České Budějovice syrovatka@pedcentrum.cz Key words hydrology runoff generation vegetative cover soil water retention Vegetative Cover of Landscape and Water Management (Šír, M.; Tesař, M.; Lichner, Ľ; Syrovátka, O.) Influence of vegetation cover on the catchment water regime is described. Relation between the water regime of the soil cover and stream is presented. Stabilizing role of both the water retention in a catchment and plant transpiration is analysed. The work is based on the in situ monitoring of hydrology and meteorology data perfor med on experimental sites and catchments in Šumava, Krkonoše and Jizera mountains. It was found that under conditions of change lessness of both the retention capacity of a catchment (mainly the soil) and the area covered by transpiring vegetation, the runoff co efficient (as a substantial indicator of the water regime in a catch ment) is also unchanging. The runoff coefficient is not dependent on the species composition of vegetation cover, provided that the vegetation transpires during all the vegetation season. The change of both the vegetation cover and the retention capacity of a catch ment can result in a change of runoff peaks from heavy rains, provi ded that surface runoff occurs during this event. In addition, signifi cant change of the soil retention capacity can result in complete change of the hydrologic cycle. For this reason, the maintenance of present day favourable water management in the Czech Republic is conditioned on: (1) conservation and/or enlargement (renewal) of the landscape retention capacity, (2) conservation and/or enlarge ment of the areas covered with vegetation fully transpiring during all the vegetation season. 123

Obr. 1. Situace experimentálních ploch. Obr. 3. Srážky, odtok a retence vody v povodí Modrý potok v srpnu 2002. Obr. 2. Dvojitá součtová čára srážek a odtoků v sezónách 1983 2000 na povodí Liz. Ovál vyznačuje anomální období v hydrologic kém cyklu. Obr. 4. Teplota vzduchu a půdy jako projev transpirace na svahu Tomšovka v povodí Uhlířská dne 24.8. 2001. 124 vh 5/2004