REŽIMY PŮD Půda – otevřený systém, do kterého vstupují látky i energie, jež neustále působí na změnu vlastností půdy. Nezvratné dlouhodobé (až tisíce let) změny půdních vlastností - půdotvorné procesy. Režimy půd – změny některých půdních vlastností, v časovém úseku řádově kratším, než je období vývoje pedotopu. Změny mají často vliv na úrodnost půdy, opakují se v různých časových cyklech (dnech, vegetačních obdobích, rocích), přičemž z hlediska pedogeneze k nejvýznamnějším patří hydrické a termické režimy půd. Příčiny změn mají fyzikální, fyzikálně-chemický a biologický charakter. Průběh změn lze měřit a kvantifikovat a lze je alespoň částečně regulovat. Základní půdní režimy: 1. Vodní režim půdy. 2. Vzdušný režim půdy. 3. Tepelný režim půdy. 4. Režim solí v půdě (vč. živinného režimu). 5. Biologický režim půdy. Hydrické režimy půdy Hydrické režimy půdy – tvoří se kombinací jednotlivých základních toků v půdě: a) infiltrací b) redistribucí vody po zvlhčení – odvodnění zvlhčené vrchní části profilu a zvlhčení spodní, sušší části profilu (tj. určitá modifikace infiltrace) c) odtokem k hladině podzemní vody d) přítokem a odtokem podzemní vody – projevuje se změnou hladiny podzemní vody, tj. změnou okrajové podmínky pro řešení vertikálních toků e) výparem spolu s transpirací – obvykle se hodnotí souhrnně jako evapotranspirace Analytickou cestou (numerickými metodami a simulačními modely) – možnost řešení pouze jednoduchých poměrů. Klasifikace hydrického režimu půd – podle následujících kritérií: 1. Hydrologická klasifikace vodního režimu půd - sleduje se směr a intenzita pohybu půdní vody a hodnotí se fyzikální stav vody v ekosystému půda - hornina. 2. Ekologická klasifikace vodního režimu půd - hodnotí stupeň nasycení půdy vodou, dobu nasycení a rozšíření vlhkosti v půdním profilu. 3. Hydrodynamická klasifikace vodního režimu půd - založena na identifikaci procesů pohybu vody v systému atmosféra - nenasycená zóna půdního profilu - podzemní voda. Hydrologické vlastnosti půd, které ovlivňují vodní režim: - infiltrační schopnost půd, - propustnost půdy. Infiltrační schopnost půdy Nejdůležitějším zdrojem půdní vody - ovzdušní srážky. Srážky částečně infiltrují do půdy, kde jsou zadržovány ve svrchní provzdušněné vrstvě a jejich přebytek případně perkoluje do hloubky, kde může vytvořit zásobu podzemních vod. Na povrchu půdy se srážková voda hromadí v mikrodepresích. Po jejich naplnění proudí směrem po svahu jako povrchový odtok. Infiltrační schopnost půdy je ovlivňována: - fyzikálními vlastnostmi půdy - strukturou půdy - vegetačním krytem povrchu půdy - výchozí vlhkostí půdy - obsahem chemických látek v půdě i v infiltrující vodě Pohyb vody a plynů v půdě je možný jen tehdy, jestliže půda obsahuje vzájemně spojité póry. Hydraulickou vodivostí půdy - schopnost půdy vést vodu. Jestliže se sleduje pohyb kapaliny v půdě, ve které jsou všechny póry naplněné vodou, jedná se o nasycenou hydraulickou vodivost půdy. Jestliže část pórů je vyplněná půdním vzduchem, sleduje se nenasycená hydraulická vodivost půdy. Statika a dynamika půdní vody Na půdní vodu působí síly různého původu, směru a různé velikosti. Výsledek působení těchto sil: - rovnovážný stav půdní vody - půdní voda se nepohybuje - nerovnovážný stav půdní vody – voda má dynamický charakter, je v pohybu Dynamika půdní vody - určována jejím energetickým stavem, tj. potenciálem Φ, jenž vyjadřuje souhrnné působení všech sil. Energie, jakou půda poutá vodu se vztahuje na jednotku vody. Základním způsobem je potenciál definován energií působící na jednotkovou hmotnost (J.kg^-1). Pokud nahradíme v této definici hmotnost objemem (lze, neboť voda je prakticky nestlačitelná kapalina), pak lze potenciál vyjádřit sacím tlakem (Pa = N.m^-2, dříve bar). V praktických výpočtech se tlaková jednotka převádí na hydraulickou výšku H - tlaková výška (m). Platí: Φ = H + z H – vlhkostní potenciál (tlaková výška) - odpovídá odvodňovací větvi retenční čáry. jednotkou je tlaková výška H [nejčastěji v cm nebo m]. z – svislá vzdálenost od srovnávací roviny Vlhkostní potenciál - v polních podmínkách tenzometry, laboratorně se stanovuje v podtlakových nebo přítlakových přístrojích. Graficky zobrazený vztah mezi vlhkostí půdy a vlhkostním potenciálem = retenční čára vlhkosti. Její průběh je závislý na zrnitostním a mineralogickém složení, obsahu humusu, výměnných kationtech, struktuře a objemové hmotnosti. Je proto nutné ji stanovovat pro každou půdu. Při zobrazení v semilogaritmickém papíru se potenciál vynáší v logaritmickém měřítku a výsledná čára se označuje jako pF křivka: , kde H je obvykle v cm Vlhkost půdy q → uvádí se objemově, tj. q = V[w]/V[s], kde V[w] je objem vody, V[s] je objem půdy. Vlhkost je tedy bezrozměrné číslo (q < 1). Charakteristické vlhkostní stavy půdy Vlhkost půdy, obsah vody v půdním prostředí, se plynule mění. Pro srovnatelné vyjádření vlhkostních stavů půdy se stanovují charakteristické hodnoty - hydrolimity. Hydrolimity charakterizují: - hranice mezi jednotlivými kategoriemi půdní vody, - hranice různé pohyblivosti půdní vody, - hranice různé přístupnosti vody pro rostliny. Základní kategorie půdní vody: a) půdní voda adsorpční - vázaná adsorpčními silami na povrchu půdních částic b) půdní voda kapilární - pohyb vody je řízen převážně působením kapilárních sil c) půdní voda gravitační – pohyb vody ovlivněn působením zemské gravitace Typy hydrolimitů v klasifikacích hydrických režimů: q[s] – plná vodní kapacita, též maximální vodní kapacita: Hodnota vlhkosti půdy při úplném zaplnění pórů vodou. V praxi se rovná pórovitosti, uzavřený vzduch ve formě oddělených bublin snižuje hodnotu q[s] na rozdíl od pórovitosti i při déletrvajícím zamokření s tlakovou výškou H > 0. Objem uzavřeného vzduchu činí až 10 % pórovitosti, s časem klesá a až po několika měsících platí, že q[s] = pórovitost za stálého stavu H > 0. q [PK] – polní kapacita: Vlhkost, kterou je půda při svém přirozeném uložení schopna po delší dobu zadržet po nasycení infiltrací, jestliže se zamezí jakémukoli proudění na topografickém povrchu. V praxi – v laboratoři se určuje absolutní vodní kapacita, nebo maximální kapilární kapacita pomocí neporušených půdních vzorků odebíraných do tvaru válečků. Hodnoty H kolísají v rozmezí od -100 cm u lehkých půd až do -500 cm u těžkých půd, tedy v mezích pF = 2 až 2,7. Texturní diferenciací v profilu se hodnoty q [PK] zvyšují. q [SD] – bod snížené dostupnosti: Vlhkost půdy, pod jejíž hodnotou se podstatně snižuje pohyblivost půdní vody, a tím se snižuje přítok vody do kořínků rostlin. Jestliže se vlhkost půdy udržuje delší dobu pod tímto hydrolimitem, dochází k omezení fyziologických funkcí rostlin a snižují se výnosy. Odpovídající hodnota H = -1000 až -2000 cm, neboli pF = 3 až 3,3. q [V] – bod vadnutí: Vlhkost půdy, kdy rostliny nejsou dostatečně zásobeny vodou, absorpce vody kořením je výrazně nižší než intenzita redukované transpirace → rostliny vadnou. Interval vlhkosti, při kterém dochází k trvalému vadnutí je široký, v závislosti na druhu vegetace a ekologických poměrů. Proto se u kulturních plodin pracuje s průměrnou hodnotou q [V], jejíž hodnota odpovídá H = -1,5.10^4 cm, neboli pF = 4,18. q [H] – číslo hygroskopicity: Vlhkost půdy, která stanovuje hygroskopické vlastnosti půdy. Stanoví se při relativním tlaku vodních par p/p[0] = 0,95, odpovídající hodnota tlakové výšky H = -6,84.10^4 cm, neboli pF = 4,85 (při T = 20 °C). Hydrologická klasifikace hydrických režimů Vodní (hydrický) režim je závislý na těchto faktorech: a) umístění půdy v reliéfu – ovlivňuje povrchové rozdělení vody povrchovým odtokem, povrchovým prouděním, hromaděním vody v depresích, přiblížením hladiny podzemní vody… b) klimatické podmínky – zvlášť důležitý je poměr mezi ročním průměrným srážkovým úhrnem S a průměrnou hodnotou výparu, resp. Evapotranspirace E. Poměr S/E se značí jako koeficient ovlhčení c) hydrologické vlastnosti půdy – důležité jsou hodnoty hydrolimitů a hydraulické vodivosti, dále pak zvrstvení profilu nebo podloží d) podíl účasti podzemních vod – ovlivňuje hloubku hladiny podzemní vody a dosah horní hranice kapilárního pásma e) rostlinstvo – ovlivňuje míru rovnoměrnosti odběru půdní vody z větších hloubek f) člověk – ovlivňuje půdní vlhkost technickými zásahy nebo obděláváním půdy Základní typy vodního (hydrického) režimu: I. Režim půd s věčným ledem (permafrostní) – permafrost zasahuje do půdního profilu II. Režim promyvný (perkolační) – každoroční intenzivní provlhčení a prosakování půdy srážkovou vodou, S/E > 1. Část z půdy odtéká jako podzemní nebo vnitropůdní boční voda III. Režim periodicky promyvný (periodicky perkolační) – převlhčení a prosakování půdy a podloží nenastává každoročně. S/E » 1. Převaha vertikálního pohybu vody, evapotranspirace je v suchých letech větší než infiltrace IV. Režim nepromyvný (imperkolační) – voda atmosférických srážek zasahuje pouze mělce do půdy, S/E < 1. Převhlčování půdy s podložím je vyloučeno, ve spodní části profilu nebo pod ním je horizont s trvale nízkou vlhkostí. Výparem a transpirací se voda z půdy rychle ztrácí V. Režim výparný (respirační) – typický vzestupný pohyb vody nad sestupným, výpar převládá nad zásakem, zdrojem jsou podzemní vody. S/E < 1 VI. Režim nivní – atmosférické srážky humidních oblastí zasahují periodicky nebo trvale do půdy, jejich plynulý odtok brzdí a znemožňuje trvale vzedmutá hladina podzemní vody VII. Režim bažinný (stagnantní) – voda sezónně nebo trvale pokrývá a zamokřuje povrch půdy, typický je zásah hladiny podzemní vody do půdního profilu, případně až k povrchu půdy VIII. Režim závlahový (irigační) – vodní režim uměle vytvářený člověkem Ekologická klasifikace hydrických režimů Hlavními kritérii ekologické klasifikace jsou: a) stupeň provlhčení půdního profilu b) délka trvání provlhčení c) stratifikace vlhkosti Posuzujeme-li množství vody v určitých vrstvách, je nutné z vlhkosti půdy spočítat zásobu půdní vody W [mm] podle vztahu , a tuto hodnotu vynést v závislosti na čase, tedy W(t). Meze integrálu lze volit u polních kultur 0-30 cm pro vrchní vrstvu a 30-100 cm pro spodní vrstvu (podloží) s ohledem na hloubku zakořenění. U lesu se hranice vrchní vrstvy posouvá na 0-50 cm. Celé rozmezí vlhkosti se rozdělí do intervalů mezi hydrolimity, zjistí se tedy zásoby vody mezi jednotlivými hydrolimity. Klasifikace je následující: 1. akvatický stav; vlhkost při plné vodní kapacitě q [S] 2. uvidický interval; plná vodní kapacita q [S] – polní kapacita q [PK] 3. semiuvidický interval; polní kapacita q [PK] – bod snížení dostupnosti q [SD] 4. semiaridní interval; bod snížení dostupnosti q [SD] – bod vadnutí q [V] 5. aridní interval; bod vadnutí q [V] – číslo hygroskopicity q [H] 6. hyperaridní interval vlhkosti; méně než číslo hygroskopicity q [H] Akvatický stav – ve vrchní vrstvě velmi zřídka, pokud není způsoben silným zvrstvením, vysokou úrovní hladiny podzemní vody a nedostatečnou drenáží půdy. Uvidický interval – ve vrchní vrstvě obvykle krátkodobě, pokud nejde o půdy se špatnou vnitřní drenáží nebo o půdy, kde se akvatický interval střídá s intervalem uvidickým. Semiuvidický a semiaridní interval – velmi častý výskyt, a to jak ve svrchní, tak i v podložní vrstvě. Aridní interval – častější ve svrchní než ve spodní vrstvě Hyperaridní interval – omezen pouze na extrémní klimatické zóny. Klasifikace ekologické vlhkosti: Třída – stanovena podle vlhkostního intervalu celého profilu (zásoby vody v mm) po dobu rovnou a delší než 6 měsíců nebo podle dominantního intervalu. Rozlišujeme 6 tříd vlhkosti se stejným označením jako intervaly. Řád – stanovený podle vlhkostního intervalu v kratších časových periodách: o A – permanentní řád s trváním dominantního intervalu přes 10 měsíců a nedominantního intervalu méně než 2 měsíce o B – dočasný řád s trváním dominantního intervalu přes 6 měsíců a jednoho z nedominantních intervalů po dobu 2-6 měsíců o C – indiferentní řád, jehož ani jeden interval nemá trvání rovné nebo přes 6 měsíců a bez zřetelně podružných intervalů Podřád – určený podle sezóny Typ – určený podle klasifikace vlhkosti ve vrchní a spodní vrstvě: a) trvale sestupný b) dočasně sestupný c) kolísající d) monotónní e) dočasně vzestupný f) trvale vzestupný Hydrodynamická klasifikace vodního režimu půd - založena na identifikaci procesů pohybu vody v systému atmosféra - nenasycená zóna půdního profilu - podzemní voda. Při dostatečné mocnosti systému půda - hornina a při větší hloubce hladiny podzemní vody se v půdně horninové vrstvě můžou vytvořit tyto oblasti (zóny) : a) zóna aerační, tj. - zóna kapilárně zavěšené vody - přechodná zóna - nenasycená část zóny kapilárně podepřené vody b) zóna saturace, tj. - nasycená část zóny kapilárně podepřené vody - zóna podzemní vody Mocnost uvedených zón závisí na množství vody, která infiltrovala do půdního profilu, na jímací (retenční) kapacitě půdního profilu, na její mocnosti a na hloubce hladiny podzemní vody. Tepelné (termické) režimy půd Vedení tepla v půdě Tepelný režim půdy je projevem pohlcování, akumulace, přenosu a vyzařování tepla půdou. Zdrojem tepelné energie – sluneční záření, to je zemským povrchem zčásti absorbováno, zčásti odráženo. Největší absorpce - u tmavého drsného povrchu a u terénu s jižní expozicí svahů. Čím je intenzivnější absorpce záření a ohřátí povrchu půdy, tím výraznější je také tepelné vyzařování. Vegetační kryt vyrovnává teplotní extrémy, omezuje dopad záření na půdu, snižuje tepelné ztráty při vyzařování. Míra zahřátí povrchu půdy závisí na: a) tepelné kapacitě půdy b) ztrátách energie při vyzařování a při výparu z půdy c) na přenosu energie do hlubších vrstev Hustota tepelného toku se označuje q [W.m^-2] a udává přenos energie: , kde Q je množství přenášené energie [J], A je průřezová plocha kolmá na směr přenosu [m^2], t je čas. Stacionární proudění tepla je popsáno rovnicí , kde λ je měrná tepelná vodivost [W.m^-1.K^-1], T je teplota [K]. Tepelná vodivost půdy – ovlivněna několika faktory: a) mineralogické složení – největší hodnotu tepelné vodivosti má křemen, méně než poloviční křemičitany b) obsah humusu – řádově nižší tepelná vodivost než křemen c) vlhkost – voda má λ[W] více než o řád větší než vzduch d) textura a struktura půdy – přenos tepla na bodových kontaktech vodivých elementů (křemičitanové a křemičité částice) za sucha, při vzniku vodních filmů → prudký nárůst dotykových ploch a λ rychle vzrůstá s vlhkostí Nestacionární proudění tepla – rovnice pro stacionární proudění tepla je doplněna o rovnici zachování energie (= rovnice kontinuity), podle které je zmenšení výtoku tepla z elementu provázeno jeho ohřátím. Tepelná vodivost půdy závislá i na zvlhčení. Při velmi nízké vlhkosti se přenáší teplo na bodových kontaktech vodivých elementů. Vzduch působí jako tepelný izolátor. Při vzniku vodních filmů (ovlhčení půdních částic) se objeví prudký vzrůst dotykových ploch a tepelná vodivost rychle vzrůstá s vlhkostí. Při dalším zvyšování vlhkosti se jen nepatrně zvětšují dotykové plochy a při vysoké vlhkosti je vzrůst tepelné vodivosti způsobován pouze snižováním obsahu vzduchu. Klasifikační systémy Klasifikační systémy – zahrnují také ekologické požadavky rostlin a půdních organismů. Půdní teplota pod 0 °C inaktivuje biologickou činnost půdy, teplota 0-5 °C zamezuje růst většiny rostlin (u tropických rostlin se vyžaduje často 20-24 °C pro jejich vyklíčení ze semen). Kritéria pro hodnocení teplotního režimu půdy: a) rozbor denní a sezónní fluktuace půdních teplot v různých hloubkách b) vliv sněhové pokrývky c) vliv hladiny podzemní vody a reliéfu d) vliv vegetace Klasifikace tepelného režimu půd: 1. Mrazový teplotní režim – vyznačuje se permafrostem, tajícím do 100 cm, s teplotou nejteplejšího měsíce < 20 °C. 2. Dlouhodobě sezónně promrzající půdy – ostrůvkovitě se ve větší hloubce vyskytuje permafrost. Půda promrzá do 100-300 cm po dobu alespoň 5-6 měsíců, teplota nejteplejšího měsíce 10-25 °C. 3. Sezónně promrzající půdy – permafrost zcela chybí, promrzání do hloubky 20-200 cm po dobu kratší než 5-6 měsíců, teplota nejteplejšího měsíce 20-30 °C. 4. Nepromrzávající půdy s periodickým ochlazováním - s kladnými teplotami (do +5 °C) nejchladnějšího měsíce, teplot nejteplejšího měsíce do 35 °C. 5. Vlastní nepromrzající půdy – s kladnými teplotami nejchladnějšího měsíce 5-20 °C. 6. Nepromrzávající půdy, stále teplé – půdní teploty v průběhu celého roku nad 20 °C. V našich zeměpisných podmínkách – existence pouze dvou základních typů tepelného režimu, a to: a) režim č. 2 - může se uplatňovat ve vysokých pohořích naší republiky b) režim č. 3 – delší dobu s kladnými hodnotami půdní teploty, půda promrzá 1-5 měsíců v roce Typ vzdušného režimu a) neprodyšný – minimální vnitropůdní i mimopůdní cirkulace vzduchu b) tlumený – výměna vzduchu mezi půdou a atmosférou během roku je nepatrná a probíhá jen několik měsíců c) sezónně tlumený – během vegetačního období je výměna mezi půdou a atmosférou intenzivní, na dlouhou dobu se však zastavuje (vliv dlouhotrvající sněhové pokrývky) d) krátkodobě sezónně tlumený – výměna vzduchu mezi půdou a atmosférou je v průběhu roku přerušována jen na krátké období e) prodyšný – trvalé a intenzivní provzdušňování půdní masy Typ biologického režimu a) živořící – u biologicky chudých půd s nízkým obsahem organických látek a celkově nepříznivými ekologickými podmínkami b) pulzující – u půd s občasným krátkodobým uplatněním biologické aktivity c) sezónně intenzivní – u půd s jediným dlouhým obdobím biologického klidu a dlouhým obdobím intenzivní biologické činnosti Režim solí v půdě Režim solí v půdě charakterizuje změny obsahu, složení a pohybu solí v půdě za určité časové období. Hlavní typy režimu solí v půdě : 1. Primitivní typ - charakterizuje velmi nízký obsah solí v půdě, nevýrazné změny v jejich složení a zanedbatelný pohyb solí v půdě. 2. Eluviální typ - charakteristický intenzívním vyplavováním solí z půdního profilu. 3. Migrační typ - probíhá pohyb solí výhradně v půdním profilu. 4. Akumulační typ - dochází k zvyšování obsahu solí v půdním profilu. 5. Antropogenní typ - obsah i pohyb solí v půdě se uměle reguluje. Propustnost (perkolace) a) snížená – vododržnost převládá nad vodopropustností (půdy se sklonem k povrchovému převlhčování) b) normální – vodopropustnost v přibližné rovnováze s vododržností c) zvýšená – vodopropustnost výrazně převládá nad vododržností (půdy se sklonem k vysoušení)