Hydrobiologia. Limnologia - ebook

1. Wstęp

Hydrobiologia to interdyscyplinarna dziedzina wiedzy o funkcjonowaniu organiz­mów wodnych na lądach oraz zrównoważonym wykorzystaniu przez człowieka wód oraz zasobów biologicznych i krajobrazowych w nich istniejących. Początkowo, zainteresowanie wodami na lądach rozwijało się z dwóch kierunków: biologicznego i nauk o Ziemi (geografia, hydrologia). Obecnie, przy zwiększającym się zapotrzebowaniu na wodę wraz ze wzrostem liczby ludności na Ziemi, zmieniającym się klimatem i niekorzystnych efektach gospodarowania środowiskiem, ekosystemy wodne stają się źródłem zagrożeń dla zdrowia i życia człowieka, a także czynnikiem limitującym rozwój gospodarki. Dlatego coraz częściej do analiz funkcjonowania ekosystemów wodnych włączają się inne dziedziny wiedzy, jak biochemia, medycyna, inżynieria i ochrona środowiska oraz nauki ekonomiczne.

Stąd też prezentowany podręcznik ujmuje zagadnienia szeroko, daleko wykraczając poza tradycyjne, biologiczne ujęcie i zawiera elementy dotąd mało lub wcale nie podejmowane. Ponadto zmieniące się warunkowania gospodarcze oraz społeczne w trakcie transformacji naszego kraju i zmiany prawne po akcesji Polski do Unii Europejskiej, istotnie zwiększyły rolę specjalistycznej wiedzy przyrodniczej o wodach w ocenach warunków przyrodniczych i komfortu funkcjonowania człowieka. Upowszechnianie zrównoważonego rozwoju gospodarki a także innowacyjność współcześnie wdrażanych technologii stymuluje pogłębione analizy funkcjonowania naturalnych ekosystemów, będących inspiracją do ich zastosowania w praktyce.

Zrozumienie funkcjonowania ekosystemów wodnych wymaga poznania kilku podstawowych aspektów, a przede wszystkim próby odpowiedzi na sześć prostych pytań stawianych zazwyczaj podczas zdobywania wiedzy. Na każdym poziomie organizacji przyrody, mówiąc o procesach lub zjawiskach, musimy wiedzieć co to jest, gdzie to ma miejsce, kiedy występuje, na jakich zasadach zachodzi i jaka jest przyczyna oraz jakie są tego konsekwencje. Jest to tym ważniejsze, że zależności biologiczne i biocenotyczne są bardzo rozgałęzione i skomplikowane. Publikacja ogranicza się więc do spraw najniezbędniejszych z tego zakresu, w tym ściśle powiązanych z zagadnieniami, na których się koncentrujemy. Starano się kłaść nacisk na ogólne zasady funkcjonowania przyrody na przykładzie ekosystemów słodkowodnych, omawiając w możliwie krótkiej formie najważniejsze zagadnienia, z uwzględnieniem nowszych i niedostatecznie omówionych we wcześniejszych podręcznikach.

Książka jest przeznaczona przede wszystkim dla studentów kierunków przyrodniczych i dla czytelników, którzy z limnologią nie stykają się na co dzień, a chcieliby poszerzyć swoją wiedzę w tym zakresie. Książka opiera się w części na założeniach prodręcznika prof. dr. hab. Zdzisława Kajaka Hydrobiologia – Limnologia. Ekosystemy wód śródlądowych (2001), która została uzupełniona i rozszerzona o nowe zagadnienia. Nowe odkrycia, nowe prawidłowości, często oparte na nowoczesnych metodach zostały bardziej wyeksponowane. W większym stopniu uwzględniono losy węgla w ekosystemach (podejście karbocentryczne), bardzo aktualne w sytuacji postępujących zmian klimatycznych. Nieco mniej szczegółowo potraktowano eutrofizację wód, jako wyraz popularnego podejścia fosfo­centrycznego, powszechnego w hydrobiologii drugiej połowy XX wieku.

Dziękuję prof. dr hab. Annie Ostrianskiej-Kajak, żonie współautora za wyrażenie zgody na wykorzystanie części tekstu z podręcznika, w którego przygotowaniu brałem udział jako konsultant, gdyż pierwsze skryptowe wersje części książki powstawały w latach 90. poprzedniego stulecia, w zespole Uniwersytetu w Białymstoku, którym Profesor wówczas kierował. Pragnę serdecznie podziękować wszystkim formalnym i nieformalnym recenzentom za cenne rady i pomoc na różnych etapach powstawania tej książki – w szczególności dr Małgorzacie Kłonowskiej-Olejnik, prof. dr hab. Joannie Ejsmont-Karabin,Helenie Samsonowicz, dr. inż. Maciejowi Karpowiczowi i mgr. inż. Adamowi Więcko.

Andrzej Górniak2. Historia limnologii i hydrobiologii w Polsce

Już w starożytności (Tales, VII w. p.n.e., Arystoteles, VII w. p.n.e., Pliniusz, I w. p.n.e.) można znaleźć dane o zwierzętach i roślinach wodnych. Zarówno całą biologię, jak i wiedzę o organizmach wodnych zasadniczo posunęli naprzód mikroskopiści i Linneusz w XVII w. Właściwy początek limnologii, jako ekologii wód, umiejscawiamy jednak w drugiej połowie XIX w. i wiążemy z nazwiskiem F.A. Forela (fot. 1), jego badaniami i trzytomową monografią o Jeziorze Genewskim (1892, 1893, 1904). Jest to właściwie pierwszy podręcznik limnologii, którym to terminem autor nazwał naukę o jeziorach. Wprowadził on także pojęcie strefy litoralnej, dennej i pelagialnej.

W tym samym czasie nad jeziorem Bajkał na Syberii działał Polak – zesłaniec, uczestnik powstania styczniowego – Benedykt Dybowski (fot. 2). Nie dysponował oczywiście, jak Forel, nowoczesnym sprzętem, laboratorium i personelem. Miał do dyspozycji jedynie prymitywne środki syberyjskiej wioski, ale zarazem – ogromne zaangażowanie i entuzjazm. Dzięki nim odkrył dla świata jezioro Bajkał, jako fenomenalny, wyjątkowy w skali światowej zbiornik z fauną endemiczną; opisał też wiele nowych gatunków tej fauny, głównie obunogów i mięczaków. W 1873 roku E.A. Brige z Uniwersytetu Wisconsin (fot. 3) zapoczątkowano badania limnologiczne jeziora Mendota w USA. Po kilku latach Forbes (1887), traktując jeziora jako swoisty „mikrokosmos” – naturalny ekosystem, wskazał na występowanie istotnych cykli biogeochemicznych, sieci troficznych i gradientów natury fizycznej i chemicznej.

W 1865 r. ks. Pietro Angelo Secchi z Akademi Papieskiej w Rzymie skonstruował przyrząd do pomiaru przezroczystości wody, tzw. krążek Secchiego, używany do dnia dzisiej­szego. W 1896 r. Apstein wprowadził do użytku siatkę planktonową do ilościowych badań planktonu. W 1892 r. powstała pierwsza w świecie stacja hydrobiologiczna w Plön, w północnych Niemczech pod kierunkiem A. Thienemanna. Później funkcjonował tam Instytut Limnologiczny, jeden z największych i najlepiej wyposażonych na świecie, gdzie w drugiej połowie XX wieku swoje badania prowadził prof. W. Lampert. W 1905 r. rozpoczyna pracę Stacja Biologiczna w Lunz (Austria), gdzie pracowali F. Ruttner i G. Bretschko. Wielkie nazwiska w hydrobiologii to także E. Naumann (Szwed), który wraz z A.Thienemannem doprowadzili w 1922 r. do utworzenia Międzynarodowego Stowarzyszenia Limnologów – Societas Intemationalis Limnologiae. Działa ono do dziś, odbywając co 3 lata kongresy ogólnoświatowe oraz wiele sympozjów poświęconych przeglądowi dorobku i wymianie myśli. Jeden z kongresów, zorganizowany w 1965 roku, odbył się w Polsce. Badacze ci rozszerzyli też pojęcie limnologii, określając ją jako naukę o wodach śródlądowych. Na kongresach tego stowarzyszenia są wręczane medale Naumanna-Thienemanna za wybitne osiągnięcia w zakresie limnologii.

Początki hydrobiologii w Polsce wiążą się z nazwiskami M. Nowickiego i jego następcy – A. Wierzejskiego z Uniwersytetu Jagiellońskiego w Krakowie, badaczy ryb i planktonu (w tym w jeziorach tatrzańskich) w drugiej połowie XIX w. Kamieniem węgielnym nowoczesnej ekologii wód w Polsce było jednak powstanie w 1920 r. Stacji Hydrobiologicznej nad jeziorem Wigry, do 1927 roku znajdowała się ona w Płocicznie, a od 1928 roku w Starym Folwarku. Obecnie istnieje tam jedyne tego typu muzeum w Polsce – Muzeum Jeziora Wigry, jako placówka Wigierskiego Parku Narodowego. Założycielem i kierownikiem jej był uczeń prof. Wierzejskiego – Alfred Lityński (fot. 4). Kres działalności tej stacji położyła wojna w 1939 r. Wiele lat działali na stacji badacze planktonu i bentosu – Z. Koźmiński, J. Bowkiewicz, K. Demel, J. Rzóska i inni. Przewinęło się przez nią wielu innych znanych hydrobiologów. Dzieje tej stacji upamiętnia monografia G. Brzęka (1988). Poza stacją na Wigrach w okresie międzywojennym limnologia rozwijała się w ramach działalności katedr botaniki i zoologii oraz rybactwa. Docent Lityński był pierwszym w Polsce doktorem habilitowanym z zakresu hydrobiologii, a także założycielem czasopisma Archiwum Hydrobiologii i Rybactwa (wydawane od 1926 do 1939 roku w Suwałkach, a po 1945 roku jako Polskie Archiwum Hydrobiologii). Po drugiej wojnie światowej nastąpił niezwykle bujny rozwój hydrobiologii w Polsce. Powstało wiele nowych placówek i instytutów. Kierownik Katedry Hydrobiologii Uniwersytetu Warszawskiego M. Gieysztor był inicjatorem powstałego w 1959 roku i nieprzerwanie aktywnie działającego Polskiego Towarzystwa Hydrobiologicznego. Towarzystwo corocznie przydziela nagrody im. prof. M. Gieysztora za wyróżniające się prace magisterskie z zakresu hydrobiologii oraz medale A.Lityńskiego dla wybitnych polskich hydrobiologów. Co trzy lata odbywają się ogólnokrajowe zjazdy hydrobiologów polskich – krajowy odpowiednik światowych kongresów limnologicznych. Organizowane jest wiele sympozjów ogólnokrajowych oraz zebrań naukowych w oddziałach towarzystwa, działających we wszystkich większych ośrodkach akademickich kraju. Przez ponad pół wieku w PTH działał dr Igor Rybak, który swoim zapałem i entuzjazmem spolecznikowstwa zarażał kolejne pokolenia hydrobiologów.

Podobny zakres swojego działania ma Polskie Towarzystwo Limnologiczne, założone w 2001 roku przez limnologów ze środowiska nauk o Ziemi, a które obecnie skupia specjalistów z różnych subdyscyplin limnologii i hydrobiologii. Pierwszy Prezesem PTL była dr hab. Elżbieta Bajkiewcz-Grabowska, a po niej Towarzystem przewodzi prof. W. Marszalewski. Od 2008 roku w Łodzi, z inicjatywy profesora Macieja Zalewskiego, z powodzeniem działa Regionalne Centrum Ekohydrologii PAN pod auspicjami UNESCO, które rozwija idee wykorzystania wiedzy hydrobiologicznej i hydrologicznej w praktyce zrówno­ważonego gospodarowania i zarządzania środowiskiem przyrodniczym.

Inne ważne nazwiska hydrobiologów po drugiej wojnie światowej to: Karol Starmach (Kraków), Józef Stanisław Mikulski (Toruń), Przemysław Olszewski (Olsztyn), Marian Stangenberg (Wrocław), oceanolodzy: Kazimierz Demel i Władysław Mańkowski – Morski Instytut Rybacki (Gdynia), Stanisław Sakowicz – twórca i wieloletni dyrektor Instytutu Rybactwa Śródlądowego w Olsztynie. Ostatnie dekady XX i początek XXI wieku były okresem aktywności naukowej także Macieja Gliwicza (Warszawa), Anny Hilbricht-Illkowskiej i Zdzisława Kajaka (Dziekanów Leśny – dawny Instytut Ekologii PAN), Anny Stańczykowskiej (Siedlce), Bohdana Zdanowskiego (Olsztyn), Stanisława Wróbla (Kraków), Iwo Wojciechowskiego (Lublin) oraz Bazylego Czeczugi (Białystok). Oprócz placówek hydrobiologicznych przy wyższych uczelniach oraz instytutach PAN działa w Polsce wiele stacji hydrobiologicznych i innych placówek terenowych: Stacja Badawcza Instytutu Biologii Doświadczalnej im. Nenckiego PAN w Mikołajkach, Stacja Hydrobiologiczna UMK w Iławie, Stacja Uniwersytetu Gdanskiego w Borucinie, Uniwersytetu Łódzkiego w Treście, Uniwersytetu Warszawskiego w Pilchach nad jeziorem Roś i inne.

Fot. 1
François-Alphonse Forel (źródło: http://www.maisondelariviere.ch/wp-content/uploads/2016/02/cours-leman.pdf).

Fot. 2
Benedykt Dybkowski (źródło: Biblioteka Narodowa).

Fot. 3
Edward Asahel Birge.

Fot. 4
Alfred Lityński.

3. Woda i jej obieg na Ziemi

3.1 .Woda i jej cechy

Woda jest specyficznym związkiem chemicznym na Ziemi, bowiem występuje w trzech postaciach: gazowej, stałej i ciekłej. Cząsteczki wody (H₂O) znajdujące się w powietrzu występują pojedynczo, w cieczach są powiązane mostkami wodorowymi i tworzą mieszaninę dwu, trzy lub więcej dipoli. Charakter dipolowy H₂O sprawia ze jest doskonałym rozpuszczalnikiem związków mineralnych i organicznych. Ponadto na granicy z fazą gazową (np. powierzchnia jezior, rzek) tworzy się duże napięcie powierzchniowe i tzw. błonka powierzchniowa, będąca siedliskiem organizmów mikroskopijnych, ale nie tylko. W lodzie cząsteczki wody mają sztywną, mało elastyczną strukturę klasterową związaną z istnieniem czterech mostków wodorowych. W konsekwencji gęstość lodu jest mniejsza niż cieczy, a lód pływa na powierzchni wody. Lód nie zawiera w swojej strukturze krystalicznej innych jonów i podczas jego powstania następuje uwalnianie jonów z istniejących związków czy substancji, zwiększając stężenie w warstwie wody bezpośrednio pod lodem. Największą gęstość H₂O osiąga w temperaturze równej 3,98°C, powyżej i poniżej tej wartości stopniowo się zmniejsza (rys. 3.1-1).

Rys. 3.1-1 Wpływ temperatury na gęstość wody.

Woda posiada wyjątkowe zdolności do rozpuszczania innych substancji podczas procesu uwadniania (hydratacji) pierwiastków, związków chemicznych czy kompleksów chemicznych poprzez tworzenie zewnętrznych 2–3 powłok wodnych wokół danego pierwiastka. Bierze też udział w hydrolizie minerałów. Oprócz aktywności chemicznej cechuje się wyjątkowo dużą zdolnością do przenoszenia energii w środowisku, gdyż posiada wyjątkowo wysoką pojemność cieplną.

Blisko 2/3 powierzchni kuli ziemskiej zajmują wody oceanów o bardzo stabilnym w czasie i przestrzeni składzie chemicznym, z dominacją sodu i magnezu wśród kationów oraz chlorków i siarczanów pośród anionów. Zasolenie oceanów zmniejsza się ze wzrostem szerokości geograficznej. Największe zasolenie występuje w strefie międzyzwrotnikowej, najmniejsze w strefie okołobiegunowej. Bardzo małe zasolenie mają morza śródziemne w umiarkowanych szerokoś­ciach geograficznych, a najmniejsze Morze Bałtyckie.

Obecnie miarą zasolenia wód morskich jest jednostka PSU (Practical Salinity Unit) wyznaczana na podstawie bezpośredniego pomiaru przewodności właściwej wody z uwzględnieniem temperatury. Jest to w przybliżeniu ta sama wartość co zasolenie w promilach, wcześniej stosowane w badaniach wód oceanicznych. Zasolenie oceanów wynosi średnio 35 PSU (31-39), a za wody słone uznaje się wody o wartości PSU ponad 30. Wody słonawe (ang. brackish waters) cechuje wartość PSU od 5 do 30.

BOX 1

Zasolenie wody odpowiadające średniej wartości dla oceanów odpowiada zasoleniu 1 litra wody z 7 łyżeczkami soli kamiennej, natomiast dla Morza Bałtyckiego to tylko nieco więcej niż jedna łyżeczka soli w 1 litrze wody.

W wodach słodkich według klasyfikacji geochemicznej zasolenie nie przekracza wartości PSU równej 5, czyli przewodności właściwej (ang. electrical conductivity, EC) roztworu bliskiej wartości 5000 µS . cm^(–1) (w temp. 20°C) podczas pomiarów za pomocy konduktometru. Niejednokrotnie używane jest pojęcie wód hipersłodkich (ultrasłodkich, ang. softwater) dla wód o wyjątkowo niewielkiej ilości rozpuszczonych w niej substancji mineralnych (zazwyczaj EC<< 100 µS . cm^(–1)). W warunkach naturalnych woda słodka, słonawa, słona zawiera oprócz rozpuszczonych związków mineralnych, substancji organicznej, także gazy rozpuszczone (N₂, O₂, CO₂ i inne) oraz seston, czyli cząstki stałe różnej wielkości i pochodzenia.

Jeśli traktować sumę kationów w wodach słodkich na Ziemi jako 100%, to Ca stanowi średnio 64%, Mg – 17%, Na – 16%, K – 3%. W obrębie anionów HCO₃ stanowi 73%, SO₄ – 16%, Cl – 10%. Powyższa struktura jonów dotyczy wód słodkich w klimacie umiarkowanym. W strefie klimatu gorącego i wilgotnego, przy większym wysłodzeniu wód (rola opadów) i zmniejszonej EC << 200 µS . cm^(–1), wśród kationów dominują jony sodu i potasu przy dominacji wodorowęglanów.

3.2 .Zasoby wody

Prawie cała woda kuli ziemskiej zawarta jest w oceanach, 1–2% w lodowcach i wodach podziemnych, zaś tysięczne i dziesięciotysięczne ułamki procenta – w śród­lądowych wodach powierzchniowych oraz atmosferze; względnie więcej, bo dziesiąte części procenta – w wodach podziemnych (tab. 3.2-1). Prawie 63% wszystkich wód słodkich stanowi woda w lodowcach i wieloletniej zmarzlinie, 36% jest w wodach podziemnych, a tylko 0,42% w jezio­rach i rzekach. Pozostałe zasoby mieszczą się w zakresie dziesiętnych do tysięcznych części procenta.

Tabela 3.2-1 Zasoby wody na Ziemi wg Trenberth i in. (2007), * – szacunkowa średnia wysokość warstwy słodkiej wody na lądzie

Zasoby wody

mln km³

% wody na Ziemi

% wody słodkiej

warstwa wody* (m)

zasoby globalne

1377,02

100

ocean

1335,04

96,95

wody słodkie, w tym:

41,98

3,05

82,35

lód

26,35

1,9135

62,76

51,69

zmarzlina

0,022

0,0016

0,05

0,04

wody podziemne

15,30

1,1111

36,44

30,01

woda glebowa

0,12

0,0089

0,29

0,24

atmosfera

0,01

0,0009

0,03

0,02

rzeki i jeziora

0,18

0,0129

0,42

0,35

Zasoby wody na Ziemi są praktycznie stałe, ale przestrzenne zróżnicowanie i są ciągle w ruchu, tzn. zmieniają stan skupienia i miejsce występowania. Czynnikami decy­dującymi o jej ruchu są: energia słoneczna, siły grawitacji oraz w znaczącym stopniu rośliny, bowiem 10% zasobów wodnych wchodzi do obiegu globalnego przez transpirację roślin. Obieg wody na Ziemi składa się z trzech faz: atmosferycznej, powierzchniowej i podziemnej, przy czym pierwsza z nich cechuje największą zmiennością w czasie i przestrzeni, a kolejne z nich mają są mniej zmienne, a zasoby wód podziemnych mają zasoby względnie stabilne.

Obieg wody składa się ze ściśle ze sobą powiązanego systemu oceanicznego i lądo­wego, gdzie system lądowy jest zasilany przez wody atmosferyczne pochodzenia ocea­nicznego (40 tys. km³), zaś lądy zasilają oceany wodami powierzchniowymi i lokalnie, w niewielkim stopniu wodami podziemnymi (rys. 3.2-1).

Woda jest więc czynnikiem klimatotwórczym, biorącym udział w efekcie cieplarnianym i „transporterem” energii na Ziemi. Oba systemy wzajemnie wpływają na ilość i jakość zasobów w poszczególnych obiegach, uzupełnianie obu cykli, tzn. lądowego i atmo­sferycznego, ma charakter sezonowy, nie jest synchroniczny ze względu na zróżnicowane regionalnie, uwarunkowania klimatyczne i geologiczne. W związku z tym czas pobytu wody w poszczególnych cyklach i miejscach na Ziemi jest zróżnicowany, średnio od blisko tygodnia w atmosferze, od 12–25 dni w rzekach, po 3 lata w jeziorach. W oceanach średni teoretyczny czas całkowitej wymiany wód następuje po 3–4 tysiącach lat. W ekosystemach wód powierzchniowych , czas pobytu wody (ang. retention time) istotnie różnicuje warunki siedliskowe dla hydrobiontów. Zmieniająca się w czasie ilość substancji mineralnych i organicznych rozpuszczonych, wpływa na warunki termiczne, co znajduje odzwierciedlenie w strukturze i obfitości hydrobiontów. Dlatego przy wyjaśnianiu specyfiki biotycznej jezior, zbiorników zaporowych czy rzek stosuje się coraz częściej parametr określający tempo/czas wymiany wody (T) w danym typie wód (BOX 2). Dla wybranych polskich rzek teoretyczny czas pobytu wody jest prezentowany w tabelach 3.2-2, 3.2-3, a dla jezior w tabeli 3.2-4, 3.2-5.

Rys. 3.2-1 Uproszczony schemat obiegu wody na Ziemi. Dane w tys. km³ wg Trenberth i in. (2007).

BOX 2

Teoretyczny czas wymiany wody w wodach stojących dla jezior i zbiorników (z odpływem powierzchniowym ) określa się jako:

T= Q_(odpł)/V

gdzie:

T – czas pobytu w dniach,

Q_(odpł) – średni przepływ wody rzeki na wypływie z jeziora,

V – objętość wody w jeziorze/zbiorniku.

– gdy brak odpływu powierzchniowego, jest on wyliczany stosując wartości średniego wieloletniego odpływu jednostkowego w danym regionie dla określenia wartości Q_(odpł).

Stosując wartość T można wyliczyć tempo wymiany wody WRT (ang. water retention time) w jeziorach przedstawiając jako krotność wymiany wody w ciągu roku.

Dla rzek (o powierzchni zlewni <1 mln km²) przeciętny (w długim okresie) czas pobytu wody w rzece wylicza się ze wzoru:

T = 0,08A^(0,6)/Q^(0,1)

gdzie:

T – czas pobytu w dniach,

A – pow. zlewni ,

Q – śr. przepływ w m³/s.

Tabela 3.2-2 Średni teoretyczny czas pobytu wody w Wiśle w wybranych profilach jej biegu

----------------------------- -------------------------- ----------------------------------------------
Miejscowości na biegu Wisły Odległość od źródła (km) Średni teoretyczny pobytu wody w rzece (dni)
Strumień 56 2,6
Nowy Bieruń 110 5,3
Jankowice 129 7,5
Kraków 166 9,0
Sandomierz 359 22,8
Annopol 405 29,2
Warszawa 618 38,4
Płock 735 56,2
Ujście 1036 59,5
----------------------------- -------------------------- ----------------------------------------------

Tabela 3.2-3 Średni teoretyczny czas pobytu wody w wybranych dopływach Wisły (wyliczenia dla odcinków ujściowych)

--------- ------------------------------------
Rzeka Teoretyczny czas pobytu wody (dni)
Radomka 6,4
Wisłok 7,4
Nurzec 6,4
Biebrza 10,9
Bzura 12,1
Pilica 13,1
Wieprz 14,1
Narew 23,0
Bug 26,6
--------- ------------------------------------

Tabela 3.2-4 Średnie tempo wymiany wody wybranych jezior Polski (wg Choiński 1995, Bajkiewicz-Grabowska 2002, Ambrosetti i in. 2007)

----------------- ---------------------------------------
Jezioro Średni czas wymiany wody (WRT) (lata)
Trzebno 0,01
Łęgowskie 0,01
Żnińskie Małe 0,21
Wigry (średnio) 0,36
Gopło 0,98
Bytyńskie 2,0
Raduńskie Górne 4,0
Powidzkie 25,0
Piaseczno 88,5
----------------- ---------------------------------------

W rzekach o ciągłym przepływie czas pobytu wody nie przekracza kilku miesięcy, natomiast w jeziorach teoretyczny czas pełnej wymiany całej objętości wody może nawet trwać kilka tysięcy lat (tab. 3.2-5). W Polsce takim jeziorem o wyjątkowo długim czasie wymiany wody (88 lat) jest jezioro Piaseczno na Pojezierzu Łęczyńsko-Włodawskim (tab. 3.2-4). Choiński (2017) podaje, że w polodowcowych jeziorach północnej Polski pełna wymiana wody przeciętnie odbywa się dwukrotnie w ciągu roku.

Tabela 3.2-5 Średnie tempo wymiany wody wybranych jezior na Ziemi (Choiński 1995, Ambrosetti i in. 2007 i inne źródła)

------------------------------------------------- -------------------- ---------------------------------------
Jezioro/Kraj Powierzchnia (km²) Średni czas wymiany wody (WRT) (lata)
Hévíz (Węgry) 0,0475 0,005 (2 dni)
Hacksjön (Szwecja) 0,13 0,2
Russell (Kanada) 0,35 0,34
Zürichsee (Szwajcaria) 88,7 1,2
Balaton (Węgry) 593 2,0
Erie (USA/Kanada) 25655 2,6
Maggiore (Włochy) 212,5 4,0
Garda (Włochy) 367,9 26,8
Bolsena (Włochy) 113,6 121
Bajkał (Rosja) 31500 350
Titicaca (Bolivia/Peru) 8372 1343
Tanganika (Burundi, DR Kongo, Tanzania, Zambia) 32900 5500
------------------------------------------------- -------------------- ---------------------------------------

Średnia powierzchnia zajmowana przez ekosystemy rzeczne to jedynie 0,44% powierzchni lądów. Są one rozmieszczone na różnych szerokościach geograficznych, ale ich sezonowy zasięg jest wyjątkowo zmienny w czasie w zależności od regionu i aktualnych warunków meteorologicznych, podobnie jak w przypadku sztucznych zbiorników wodnych (tab. 3.2-6). Powierzchnia naturalnych jezior, stanowiąca prawie 3% powierzchni lądów cechuje się mniejszą zmiennością i jest spotykana przeważnie w północnej części półkuli północnej. Rzeki występują jednak bardziej regularnie, wobec tego mają większe znaczenie dla człowieka, także jako woda dla celów gospodarczych.

Podczas obiegu woda podlega parowaniu, transpiracji, kondensacji, jest opadem i tworzy spływ powierzchniowy, a w części infiltruje do wód podziemnych. Podczas parowania, trans­piracji i infiltracji odbywa się radykalne oczyszczanie wody z zawartych w niej substancji mineralnych i organicznych, zaś w pozostałych procesach następuje stopniowe wzbogacanie wody w związki chemiczne, części stałe (zawiesina) i gazy, dzięki którym funkcjonują organizmy żywe. Kolejne pokolenia ludzi, dzięki prowadzonym pomiarom i obserwacjom zauważają stopniowe zmiany zasobów wodnych, które wywołane są zarówno przez zmieniające się warunki klimatyczne (bilans wodny), jak i przekształcenia antropogeniczne.

Tabela 3.2-6 Wodne i uwodnione ekosystemy (wetlands) na lądach wg Davidson, Finlayson (2018)

Ekosystemy wodne i uwodnione

powierzchnia

%

lądów

% wetlandów

Naturalne

rzeki i strumienie

0,66

0,44

4,5

jeziora

4,20

2,82

28,8

torfowiska

4,23

2,84

29,0

marsze i bagna

2,53

1,70

17,3

torfowiska zalesione

1,17

0,79

8,0

Sztuczne

zbiorniki wodne

0,52

0,35

3,6

uwodnione pola i plantacje

1,29

0,87

8,8

Razem

14,61

9,80

100

Do celów gospodarczych (pitnych, przemysłowych, grzewczych, nawodnień itd.) służą jednak głównie powierzchniowe wody śródlądowe – te właśnie ułamki procenta. Fakt że jest ich tak mało, nie znaczy bynajmniej, że są mało ważne. Coraz częściej zaczyna brakować wody – trzeba ją gromadzić (przeciwdziałać odpływowi) tworzyć obiegi zamknięte itp. Także produkcja rolna coraz częściej zaczyna być ograniczana nie przez niedobór składników mineralnych, a właśnie przez deficyt wody. Zasoby wody, które do niedawna zdawały się być w ilościach nieograniczonych, podobnie jak powietrza, zaczynają być coraz bardziej limitujące.

3.3 .Podział wód powierzchniowych na lądach

Domeną hydrobiologii, limnologii są powierzchniowe wody na lądach, które pojawiały się na Ziemi w erze paleozoicznej i z geologicznego punktu widzenia są elementami periodycznymi, podlegającymi ewolucji, podobnie jak inne elementy krajobrazu. Współczesny układ wód na Ziemi posiada w wielu miejscach cechy odziedziczone z poprzednich okresów geologicznych, bądź powstał w nieodległej przeszłości, włącznie z działaniami człowieka przez ostatnie 6–7 tysięcy lat. Obiekty antropogeniczne wprowadzone de novo do naturalnego systemu z czasem ulegają naturalizacji i trudno w nich stwierdzić wyraźną odmienność biotyczną. Toteż wody stale obecne na powierzchni lądów możemy podzielić na naturalne i antropogeniczne, a w zależności od dynamiki charakteru wód – na stojące, płynące, wetlandy (bagna, tereny stale podmokłe) oraz przejściowe (tab. 3.3-1).

Tabela 3.3-1 Typy wód powierzchniowych na lądach

Typ wód

Naturalne

Antropogeniczne

wody płynące

rzeki

kanały, rowy melioracyjne

stojące

jeziora

stawy, sadzawki, oczka wodne, zbiorniki małej retencji, zbiorniki zaporowe, zbiorniki w wyrobiskach, jeziorazapadlisk na terenach górniczych

przejściowe

źródła

sztuczne, skoncentrowane wypływy wód kopalnianych

bagna, wetlandy

sztuczne, stałe lub okresowe uprawy ryżu, plantacje palm olejowych, hydrofitowe oczyszczalnie ścieków

specyficzne/ lokalne

wodospady

przepływ przez zapory czołowe zbiorników

Istnieją też powierzchniowe wody okresowe, pojawiającej się na lądach, o zróżnicowanej powierzchni, objętości i czasie ich występowania. Część z nich corocznie istnieje w określonej porze roku (np. rzeki w strefie podzwrotnikowej, rzeki krasowe), bądź periodyczne (raz na kilka lub kilkadziesiąt lat, tak jak opady). W hydrobiologii, naturalne i okresowe zbiorniki nazywamy astatycznymi. Można też spotkać rzeki o sezonowej nieciągłości biegu, która na części koryta staje się ciągiem odizolowanych niewielkich okresowych zbiorników. Takie „przerywane” rzeki (ang. intermittent rivers) są istotnym elementem terenów krasowych czy w kraj­obrazie śródziemnomorskim, wywołane znaczną sezonowością opadów. Wody płynące są habitatem ekosystemów lotycznych, zaś wody stojące – habitatem ekosystemów limnicznych.

BOX 3

Jezioro to naturalne zagłębienie terenowe, stale wypełnione wodą o zróżnicowanej powierzchni i głębokości, z jednym lub wieloma zespołami hydrobiontów, wzajemnie powiązanymi funkcjonalnie. Sztuczna i mało uzasadniona merytorycznie jest minimalna wielkość powierzchni akwenu – 1 ha, aby w Polsce nazywać je jeziorem.

Rzeka to pojedyncza lub mnoga forma liniowego przemieszczania się wody po powierzchni lądu, przeważnie liniami ciekowymi i w jednym określonym kierunku, w otwartym, naturalnie wykształconym korycie. Tylko sporadycznie istnieją trudności w jednoznacznym odróżnieniu małych powierzchniowo, płytkich jezior rynnowych od rzeki (np. Jezioro Straduńskie na biegu rzeki Ełk, poniżej wypływu z jeziora Łaśmiady). Równie sporadyczne są przypadki rzek przecinających się np. rzeka Nielba i Wełna w Wągrowcu (Wielkopolska).

Bagna – w polskiej tradycji tak nazywana jest część lądu, praktycznie niedostępna dla człowieka, o stałym uwilgotnieniu, podmokłości, wywołanej stałym zasilaniem wodami podziemnymi, powierzchniowymi lub opadowymi. Jest to obszar, gdzie wody gruntowe stają się jednocześnie wodami powierzchniowymi. Zapewniane są optymalne warunki do rozwoju roślinności hydrofilnej i akumulacji pozostałości jej fragmentów i sedymentacji jej pozostałości, a mikroorganizmy zużywając tlen utrzymują warunki anaerobowe (beztlenowe). Za tereny bagienne uznaje się torfowiska, stale podmokle fragmenty pobrzeża jezior, silnie uwilgotnione tereny przyrzeczne, a także płaskie rozległe brzegi morskie zajęte przez lasy namorzynowe i słonawe torfowiska tzw. marsze. W nomenklaturze anglojęzycznej używane jest pojęcie wetlands dla określenia wszystkich typów wód powierzchniowych włącznie z terenami bagien, więc jest to pojęcie szersze niż pojęcie ekosystem wodny w języku polskim.

Specyficznymi silnie uwodnionymi są także tzw. środowiska hygropetryczne powstające lokalnie tam, gdzie powierzchnie litych skał są stale zasilane cienkimi strużkami wody lub są stale spryskiwane kropelkami wody. Zwykle są porośnięte przez mchy i glony, z których, zależnie od intensywności zasilania i temperatury, woda odpływa lub całkowicie odparowuje. Miejsca te są obficie zasiedlane przez wybrane grupy bezkręgowców.

Na lądach spotykane są także środowiska torrencjalne, czyli naturalne wysokie progi, stopnie skalne na dnie potoków lub rzek, którymi spada woda wytwarzając w dnie głębokie zagłębienie (kocioł eworsyjny). Na ścianach progu i w jego otoczenia powstaje też środowisko hygropetryczne.

3.4 .Organizacja wód powierzchniowych na lądach

Ewolucja krajobrazów na lądach, związana z określonym typem skał, klimatem, zespołami roślin doprowadziła do utworzenia przestrzennej organizacji wód powierzchniowych, którą można opisać matematycznie wraz z jej hierarchizacją. Coraz powszechniejszy staje się system Hortona-Strahlera, w którym każdy element sieci wód płynących posiada rzędowość, wzrastającą (w liczbach całkowitych) od wartości 1 dla odcinków początkowych (źródliskowych często) po ujścia rzek do morza (rys. 3.4-1), z największą wartością 12 dla dolnego odcinka Amazonki. Przy ujściu rzeka Missisipi ma rząd 10, Wisła poniżej ujś­cia Narwi jest rzeką 8 rzędu. Jeziora i zbiorniki zaporowe znajdujące się na biegu rzeki są traktowane jako kontynuacja przebiegu rzeki. Wartości rzędowości dla innych polskich rzek znajdują się w Aneksie (tab. A3).

Rys. 3.4-1 Schemat rzędowości rzek wg Hortona-Strahlera.

Tabela 3.4-1 Rzeki świata według ich rzędowości wg Downing i in. (2012)

Rząd rzeki Średnia długość (km) Całkowita długość (tys. km) Średnia szerokość (m) Zajmowana powierzchnia (tys. km²)
------------ ---------------------- ----------------------------- ----------------------- -----------------------------------
1 1,6 45660 0,8 36,5
2 3,7 22061 1,8 39,2
3 8,5 10660 3,7 39,6
4 19,0 5151 8,3 42,5
5 44,8 2489 29,3 72,8
6 103,2 1202,7 73,8 88,1
7 237,4 581,2 131,5 76,4
8 546,2 280,8 264,5 74,3
9 1256,7 135,7 608,5 82,6
10 2891,7 65,6 988,5 64,9
11 6653,8 31,7 803,0 25,4
12 6437,0 3,1 3079,0 19,8
razem 88321,8 662,1

Rys. 3.4-2 Powierzchnia i długość rzek na Ziemi według ich rzędowości (Downing i in. 2012).

Rzędowość rzek ściśle nawiązuje do rozwoju zespołów roślin i zwierząt wodnych w wodach płynących i ich wzajemnych relacji. Istnienie przepływu w rzekach jest bezspornym dowodem na istnienie przewagi objętości wód z opadów atmosferycznych (P) i/lub topniejącego lodu lub śniegu nad wielkością ewapotranspiracji (E), czyli sumy parowania z gleb, powierzchni wodnych i transpiracji organizmów. Jeżeli w danym przedziale czasu, np. roku czy wieloleciu jest to sytuacja trwała, wówczas P>E, występuje odpływ to taki obszar uznawany jest za egzoreiczny. Jest to obszar gdzie istnieje sieć rzeczna, a wody odpływające docierają poprzez nią do oceanów. Natomiast gdy parowanie jest większe niż suma opadów, czyli P
W klimacie umiarkowanym, ale nie tylko, przy przewadze opadów nad parowaniem może zaistnieć sytuacja braku powierzchniowego odpływu z danego fragmentu lądu. Wówczas mamy do czynienia z obszarem bezodpływowym, a dział wodny wyznaczający jego zasięg ma charakter zamknięty. W Polsce tereny bezodpływowe są najczęś­ciej obecne w krajobrazie polodowcowym, z tym że są one zazwyczaj małe obszarowo, bez odpływu powierzchniowego. Jednocześnie cechują się zwiększoną infiltracją wód do lokalnych zbiorników wód podziemnych, posiadających połączenie hydrauliczne z sąsiednimi dorzeczem. W tym krajobrazie (polodowcowym) często występuje niezgodność powierzchniowego i podziemnego działu wodnego, a przy tym znaczne regionalne zróżnicowanie wielkości odpływu jednostkowego z sąsiednich zlewni. Należy zauważyć, że małe powierzchniowo polodowcowe jeziora bezodpływowe i bezdopływowe położone są w zlewniach bezodpływowych powierzchniowo.

Nie ma kontynentu na Ziemi bez obszarów bezodpływowych, występują one także na Antarktydzie, i stanowią łącznie blisko 18% powierzchni lądów. Największy z nich znajduje się w Azji i sięga od dorzecza Wołgi po zachodnie Chiny i Afganistan na południu. Blisko połowa Australii (49%) to obszary endoreiczne. Często są to tereny zasilające słone jeziora, nierzadko reliktowe z oryginalnym i unikalnym zespołem hydrobiontów. Pozostałe części lądów to zlewiska wszechoceanu, a w ich obrębie wyróżnia się mniejsze jednostki hydrograficzne dorzecza rzek (BOX 4) i ich dopływów. Wykaz najważniejszych z nich w skali globalnej i kraju prezentuje tabela A1 (Aneks).

BOX 4

Dorzecze to fragment lądu, ograniczony działem wodnym (powierzchniowym), z którego odpływ rzeczny następuje w ujściu danej rzeki do morza lub rzeki głównej. W strefie działu wodnego, istnieją niekiedy tzw. bramy wodne, tereny o niewielkich deniwelacjach terenu, często z obszarami podmokłymi, gdzie okresowo może następować wzajemne przeciwstawne zasilanie sąsiedniego dorzecza w zależności od warunków klimatycznych. W praktyce takie bramy wodne stały się miejscem przeprowadzenia tras kanałów wodnych oraz systemów melioracyjnych.

Zlewnia to fragment części dorzecza, zamykająca się profilem w dowolnym miejscu na biegu rzeki, ale usytuowanych w miejscach powyżej ujścia rzeki głównej. Często ze względu na warunki terenowe, pomiary hydrologiczne prowadzi się w zlewniach rzek w określonym profilu. Dlatego niepoprawnym jest stwierdzenie „zlewnia Bystrzycy Kłodzkiej”, zaś poprawne jest „zlewnia rzeki Raby w profilu Dobczyce” lub „zlewnia Raby po Dobczyce”.

Dział wodny to teoretyczna, zamknięta linia wyznaczana na mapie, oddzielająca powierzchnię sąsiednich dorzeczy lub zlewisk. Najczęściej przeprowadzana jest przez sąsiadujące, najwyższe miejsca terenu, w górach są to linie grzbietowe, a na wyżynnych i nizinach są to linie rozdzielające kierunek spływu wód powierzchniowych liniami ciekowymi do sąsiednich dorzeczy. Służy do wyznaczenia powierzchni zlewni lub dorzeczy, istotnych przy określaniu dynamiki zasobów wodnych, bilansów wodnych oraz modelowania obiegu wody w zlewniach, ze szczególnym uwzględnieniem prawdopodobnego maksymalnego położenia poziomu wód powodziowych. Takie dane są niezbędnego np. do projektowania nowych mostów. Na dziale wodnym notuje się najczęściej najwyższe położenie zwierciadła wód podziemnych w zlewni. Główny dział wodny to linia oddzielająca sąsiednie zlewiska.

Każdy organizm składa się głównie z wody (60–70%): człowiek i większość kręgowców lądowych, wiele organizmów wodnych, zwłaszcza żyjących w toni wodnej – w ok. 90%, a niektóre, np. meduzy – nawet w około 98%. Ważne procesy życiowe, jak: oddychanie, wchłanianie pokarmu – odbywają się głównie poprzez cienką warstewkę wody pokrywającą błony śluzowe; w niej rozpuszcza się tlen i substancje pokarmowe, które dzięki temu włączają się w procesy życiowe organizmu. Niemożliwy jest proces fotosyntezy bez obecności wody. Wiąże się to z faktem, że życie powstało w wodzie, a dopiero na pewnym etapie ewolucji zaczęło opanowywać także ląd. Organizmy „wychodząc z wody” zabrały ze sobą część środowiska wodnego – zarówno w postaci płynów wnętrza ciała, jak i błonki wodnej na powierzchni niektórych części ciała. Nawet skóra wielu kręgowców jest stale wilgotna, a u psa zawsze jest mokra trufla nosowa.

Tylko niektóre spory glonów i nasiona wyższych roślin zawierają „zaledwie” poniżej 50% wody. Organizmy narażone na wysychanie, czy też normalnie przeżywające okresy suszy, dysponują często specjalnymi przystosowaniami, np. wytwarzają polisacharydy silnie wiążące wodę, zapewniające zatrzymywanie niezbędnej jej ilości. Strata 20–25% wody z żywych komórek prowadzi zwykle do śmierci, podobnie jak w przypadku człowieka, który nie spożywa płynów przez 6–7 dni.

3.5 .Zasilanie wód powierzchniowych

Stały przepływ wody, ruch wody w jeziorach, oprócz sił grawitacji wywołany jest dopływem wód opadowych oraz wodami podziemnymi. Niemalże w każdym typie wód powierzchniowych na lądach wymiana wody odbywa się w układzie pionowym (atmo­s­fera–wody powierzchniowe) i poziomym – między różnymi typami wód powierzchniowych np. rzeka–jezioro, jezioro–rzeka oraz między wodami podziemnymi a rzekami czy jeziorami. Na dodatek wody powierzchniowe na lądach zlokalizowane w strefie przybrzeżnej mogą być pod okresowym wpływem wód morskich, tworząc specyficzne układy hydrochemiczne w deltach czy też słonawych jeziorach przybrzeżnych. Zachodząca wymiana wód między wskazanymi wyżej typami wód na lądach ma zróżnicowany w czasie przebieg, co prowadzi do odmiennych skutków dla ekosystemów, mimo podobieństwa morfologii jeziora czy typu zlewni.

Wymiana pionowa wód nie jest istotna dla większości rzek i jezior strefy umiarkowanej, ale dla strefy klimatów z okresami bez opadów czy półsuchych, decyduje o zasobach tych wód – czyli też o ich powierzchni i wpływa na wielkość zasolenia wód. Natomiast bez względu na klimat wymiana pozioma w wodach powierzchniowych okazuje się ważna dla jezior czy stałych rzek, gdyż te pierwsze mogą zasilać wody podziemne, ale też sytuacja może być odwrotna (rys. 3.5-1). Dlatego rzeki czy jeziora mogą pełnić funkcję drenażową dla wód podziemnych, czyli wody podziemne dopływają bezpośrednio do rzek czy jezior. Natomiast funkcja alimentacyjna jest wtedy, gdy wody powierzchniowe stale lub okresowo zasilają wody podziemne. Na biegu rzeki, jak i w głębokich jeziorach spotykane są także inne mieszane układy (rys. 3.5-2), jest powiązane co przede wszystkim ze zmiennymi warunkami hydrogeologicznymi i układem poziomów wodonośnych w zlewni.

Rys. 3.5-1 Charakter zasilania wodą rzek; strzałki wypełnione oznaczają okresowość zasilania, bez wypełnienia – stałe zasilanie.

Rys. 3.5-2 Możliwe interakcje między jeziorami a wodami podziemnymi. A, B – brak istotnego zasilania jezior wodami podziemnymi (częste zjawiska w obszarach skał krystalicznych, np. Tatry Wysokie), C – jezioro zasilane wodami podziemnymi i zasilające wody podziemne („podziemnie tranzytowe” często notowane na obszarach sandrów), D – jeziora drenażowo-alimentacyjne z zasilaniem wodami podziemnymi z odmiennych poziomów wód oraz z zasilaniem wód podziemnych przez wody jezior ( np. w Jeziorze Hańcza).

Przykładowo w najgłębszym nizinnym jeziorze Hańcza stwierdzono dopływ z 5–7 po­ziomów wód podziemnych bezpośrednio do misy jeziora, ale także do 2–3 z nich istnieje okresowy odpływ wody jeziornej do zbiorników wód podziemnych (Mitręga, Paczyński 1993). Im głębsze jest jezioro, tym większe jest prawdopodobieństwo zwiększonego udziału wód podziemnych i ich roli w kształtowaniu warunków siedliskowych. Dokładne rozpoznanie tego zjawiska jest niewielkie w kraju, ale badania np. Bajkiewicz-Grabowskiej (2002) czy Dąbrowskiego (2013) jednoznacznie wskazują na istotny udział wód podziemnych w kształtowaniu zasobów wód jeziornych północno-wschodniej Polski. Różna jest bowiem interakcja między wodami powierzchniowymi a podziemnymi, w zależności od warunków hydrogeologicznych zlewni. W górach z litymi skałami magmowymi, zasoby wód podziemnych są ubogie, a ich wpływ na rzeki i jeziora jest niewielki. Natomiast w zlewniach ze skałami osadowymi, okruchowymi czy silnie spękanymi wapieniami lub marmurami, dopływ szczelinowych wód podziemnych stanowi istotny czynnik funkcjonalny jezior, szczególnie dla organizmów bentosowych oraz ryb. Rzeki terenów krasowych cechuje dominacja zasilania podziemnego nad powierzchniowym. Charakter alimentacyjny mają też obszary delt, gdzie ma miejsce stałe nawadnianie (powierzchniowe oraz podziemne) zlewni wodami rzecznymi. Po względem hydrologicznym zarówno rzeki, jak i jeziora mogą mieć charakter drenażowy, alimentacyjny (nawadniający) lub mieszany, skutkujący lokalnymi i regionalnymi zmianami składu chemicznego wód, strukturą roślinności oraz fauny zasiedlającej te środowiska.

Rodzaj i pochodzenie wód zasilających wetlandy decyduje o ich charakterze. Ombro­troficzne torfowiska przeważnie zasilane są opadami atmosferycznymi, natomiast mine­rotroficzne – wodami wód rzecznych czy podziemnymi. Mułowiska dolin rzecznych funcjonują dzięki okresowym zalewom wód rzecznych, zaś gytiowiska – wodom jezior, gdzie nastąpiło odsłonięcie/ wypłycenie fragmentów dna jezior (najczęściej na skutek działalności człowieka).

W rzekach zwiększone zasilanie atmosferyczne zlewni wywołuje zmiany poziomu wody rzeki i wzrost przepływu wody, a wezbrania rzek mogą być wywołane opadami, topnieniem śniegu, czy lodowców latem. W klimacie umiarkowanym i chłodnym występują także wezbrania wywołane zatorami kry, śryżu. W odcinkach ujściowych pojawia się wzrost poziomu wody wywołany pływami wód morskich, czy też tzw. cofka wywołana blokowaniem odpływu wód rzecznych na skutek sztormów czy huraganów/tajfunów. Poniżej zbiorników zaporowych na rzekach pojawiają się cykliczne lub okresowe zmiany przepływu wywołane pracą elektrowni wodnych, sezonowymi zrzutami wód podczas technicznego ich opróżniania lub sporadycznymi podczas katastrof urządzeń piętrzących. Wieloletni układ zmian sezonowych przepływu wody w rzekach w zależności od warunków klimatycznych, geologicznych czy układu sieci rzecznej tworzy specyficzny dla danej części rzeki tzw. ustrój rzeczny (reżim rzeczny) (BOX 5). Mają one różne cechy w zależności od sezonowości zasilania wód powierzchniowych i wielkości tego zasilania, dlatego mamy rzeki o zasilaniu deszczami (ustroje pluwialne), wodami z roztapiającego się śniegu (niwalne), z topnienia lodowców (glacjalne), ale najczęściej są to ustroje mieszane i dodatkowo z różnym okresem zasilania. Toteż w tej samej rzece, ale w różnych częściach jej biegu istnieją różne ustroje rzeczne, istotnie modyfikowane ukształtowaniem terenu i warunkami klimatycznymi. Polskie rzeki mają ustrój niwalno-pluwialny, syberyjskie i północnokanadyjskie – niwalny, irlandzkie czy brytyjskie – pluwialny, podobnie jak rzeki tropikalne. Charakterystyczne typy zmienności przepływu wody w rzekach Polski prezentuje rys. 3.5-3, a dla większych rzek europejskich rys. 3.5-4. Nieliczne większe rzeki kraju zachowały swój naturalny ustrój rzeczny, ze względu na budowę zbiorników, melioracje dolin czy pobór wody do różnych celów.

Rys. 3.5-3 Średni miesięczny współczynnik Parde wybranych rzek Polski w odcinkach ujściowych, w latach (kalendarzowych) 2000–2015 wg danych IMGW, obliczenia własne. Mimo zróżnicowanej wielkości przepływu czy zlewni, ustroje rzeczne są podobne w zakresie względnych wahań przepływu w poszczególnych regionach, jedynie różniący jest czas pojawiania się okresu zwiększonego przepływu.

BOX 5

W celach porównawczych ustroju rzek o zróżnicowanym przepływie wody najczęściej stosuje się współczynnik Parde od nazwiska francuskiego hydrologa Maurice Pardé (1893-1973). Jest to stosunek średniego miesięcznego przepływu do średniego przepływu rocznego.

Rys. 3.5-4 Zróżnicowanie przepływu w ciągu roku dla wybranych rzek Europy na podstawie miesięcznych wartości współczynnika Parde. Dane z lat 1996–2015, obliczenia własne na podstawie dostępnych danych Międzynarodowej Komisji Ochrony Dunaju (https://www.icpdr.org/main/publications/databases), Roczników Hydrologicznych Serbii (http://www.hidmet.gov.rs/ciril/hidrologija/povrsinske_godisnjaci.php), Szwecji (http://hypeweb.smhi.se/explore-water/historical-data/europe-time-series), Niemiec (http://www.fgg-rhein.de, http://undine.bafg.de).