Projekt okładki i stron tytułowych: Lidia Michalak

Fotografia na okładce: Tridsanu Thopet/123RF

Wydawca: Katarzyna Włodarczyk-Gil

Redaktor merytoryczny: Janusz Puskarz

Koordynator ds. redakcji: Renata Ziółkowska

Produkcja: Mariola Grzywacka

Skład wersji elektronicznej na zlecenie Wydawnictwo Naukowe PWN Michał Latusek

Książka, którą nabyłeś, jest dziełem twórcy i wydawcy. Prosimy, abyś przestrzegał praw, jakie im przysługują. Jej zawartość możesz udostępnić nieodpłatnie osobom bliskim lub osobiście znanym. Ale nie publikuj jej w internecie. Jeśli cytujesz jej fragmenty, nie zmieniaj ich treści i koniecznie zaznacz, czyje to dzieło. A kopiując jej część, rób to jedynie na użytek osobisty.

Szanujmy cudzą własność i prawo.

Więcej na www.legalnakultura.pl

Polska Izba Książki

Copyright © by Wydawnictwo Naukowe PWN SA

Warszawa 1993, 1996, 1999, 2005, 2020

ISBN 978-83-01-21384-8

eBook został przygotowany na podstawie wydania papierowego z 2020r. (wyd. V)

Warszawa 2020

Wydawnictwo Naukowe PWN SA

02-460 Warszawa, ul. Gottlieba Daimlera 2

tel. 22 69 54 321, faks 22 69 54 288

infolinia 801 33 33 88

pwn@pwn.com.pl; reklama@pwn.pl,
www.pwn.pl

Bezpłatny fragment

WSTĘP

PRZEDMIOT HYDROLOGII

HYDROSFERA I JEJ WŁAŚCIWOŚCI

LĄDOWA CZĘŚĆ HYDROSFERY

1. WODY PODZIEMNE

1.1. Geneza wód podziemnych

1.2. Charakterystyka wód podziemnych

1.2.1. Woda w strefie aeracji

1.2.2. Woda w strefie saturacji

1.3. Rodzaje wód podziemnych

2. WODY POWIERZCHNIOWE – OBIEKTY HYDROGRAFICZNE

2.1. Punktowe obiekty hydrograficzne

2.1.1. Źródła

2.1.2. Nieskoncentrowane wypływy wód podziemnych

2.2. Liniowe obiekty hydrograficzne

2.2.1. Dolina rzeczna i koryto cieku

2.2.2. Cieki naturalne

2.2.3. Cieki sztuczne

2.2.4. Sieć rzeczna

2.3. Obszarowe obiekty hydrograficzne

2.3.1. Zbiorniki wodne

2.3.2. Obszary zabagnione

2.3.3. Lodowce i stała pokrywa śnieżna

3. SYSTEM HYDROGRAFICZNY

3.1. Zlewnia, dorzecze, zlewisko

3.2. Podział dorzecza

3.3. Podział hydrograficzny kontynentów

LĄDOWA CZĘŚĆ CYKLU HYDROLOGICZNEGO

4. OPADY ATMOSFERYCZNE

4.1. Charakterystyka opadów

4.2. Czynniki wpływające na wielkość opadów

4.3. Pomiar opadów

4.4. Przebieg roczny opadów

4.5. Natężenie i wydajność opadu

4.6. Pokrywa śnieżna

4.7. Ilość opadu w zlewni – warstwa opadu

5. PAROWANIE

5.1. Proces parowania

5.2. Parowanie potencjalne, maksymalne i rzeczywiste

5.3. Parowanie terenowe

6. KSZTAŁTOWANIE SIĘ ODPŁYWU

6.1. Odpływ podziemny

6.1.1. Wsiąkanie wody opadowej

6.1.2. Ruch wody w poziomie wodonośnym

6.1.3. Odpływ podziemny do rzek i jezior

6.1.4. Odpływ podziemny do mórz

6.1.5. Równowaga zwierciadła freatycznych wód podziemnych i strefowość występowania

6.1.6. Strefa hyporeiczna

6.2. Odpływ powierzchniowy

6.3. Odpływ rzeczny

7. RETENCJA

7.1. Retencja powierzchniowa

7.2. Retencja podziemna

8. CYKL HYDROLOGICZNY ZLEWNI

8.1. Zlewnia jako system dynamiczny

8.2. Fazy obiegu wody w zlewni

CHARAKTERYSTYKA ODPŁYWU RZECZNEGO

9. RUCH WODY W KORYCIE RZECZNYM

10. STANY WODY

11. MIARY ODPŁYWU

12. HYDROGRAM ODPŁYWU

13. WEZBRANIA I NIŻÓWKI

14. ZASOBNOŚĆ WODNA RZEK

15. USTROJE WODNE RZEK

BILANS WODNY I JEGO ZMIANY

16. BILANS WODNY ZLEWNI

17. BILANS WODNY ZBIORNIKA WODNEGO (JEZIORA)

18. ZMIENNOŚĆ BILANSU WODNEGO

PROCESY TERMICZNE I DYNAMICZNE W WODACH ŚRÓDLĄDOWYCH – ZLODZENIE RZEK I JEZIOR

19. PROMIENIOWANIE SŁONECZNE

20. USTRÓJ TERMICZNY I LODOWY WÓD RZECZNYCH

21. USTRÓJ TERMICZNY I LODOWY WÓD JEZIORNYCH

21.1. Temperatura powierzchni wód jeziornych

21.2. Pionowa struktura termiczna wód jeziornych

21.3. Ustrój lodowy jezior

22. DYNAMIKA WÓD JEZIORNYCH I MIESZANIE SIĘ WÓD

23. ZARASTANIE RZEK I JEZIOR

23.1. Roślinność wodna cieków

23.2. Roślinność wodna jezior

RUCH MATERIAŁU STAŁEGO I CHEMIZM WÓD

24. EROZJA I DENUDACJA ZLEWNI

25. EROZJA KORYTA RZECZNEGO I RUCH RUMOWISKA W RZEKACH

25.1. Zdolność transportowa rzeki

25.2. Rodzaje rumowiska rzecznego

25.3. Wielkość transportu rzecznego i denudacji zlewni

26. SKŁAD CHEMICZNY WÓD ŚRÓDLĄDOWYCH

27. TYPY TROFICZNE JEZIOR

28. SEDYMENTACJA RUMOWISKA W JEZIORACH I OSADY DENNE

OCEANOSFERA I JEJ WŁAŚCIWOŚCI

29. MORZA I OCEANY

30. RZEŹBA DNA OCEANICZNEGO

30.1. Budowa skorupy ziemskiej

w obrębie dna oceanu

30.2. Formy dna oceanicznego

30.2.1. Podwodne obrzeże kontynentalne

30.2.2. Strefa przejściowa

30.2.3. Łoże oceanu

31. OSADY MORSKIE

32. POCHODZENIE MÓRZ I OCEANÓW

33. WODA MORSKA I JEJ GŁÓWNE WŁAŚCIWOŚCI

33.1. Zasolenie wody morskiej

33.2. Gazy w wodzie morskiej

33.3. Właściwości optyczne wody morskiej

34. USTRÓJ CIEPLNY I LODOWY

34.1. Warunki termiczne

34.2. Lody mórz i oceanów

35. DYNAMIKA WÓD OCEANICZNYCH

35.1. Falowanie morza

35.2. Pływy

35.3. Prądy morskie

36. MASY WODNE

37. CYRKULACJA WÓD

37.1. Cyrkulacja powierzchniowa

37.2. Cyrkulacja wód w głębszych warstwach oceanu

37.3. Cyrkulacja termohalinowa

37.3.1. Wszechoceaniczna cyrkulacja termohalinowa

38. BILANS WODNY OCEANÓW

39. MORZA ŚRÓDLĄDOWE

39.1. Morza śródlądowe Europy

39.1.1. Elementy bilansu wodnego mórz półzamkniętych

39.1.2. Półzamknięte morza Europy

39.2. Bałtyk jako przykład morza śródlądowego

Literatura

O Autorce

Przypisy

WSTĘP

„Bez wody nie ma życia; woda jest cennym,

nieodzownym dobrem dla człowieka”

– Europejska Karta Ochrony Wód

Woda jest niezwykłą substancją Wszechświata. Jej obfitość na Ziemi[1] i występowanie w wielu postaciach jest zjawiskiem unikatowym w naszym systemie słonecznym (Allen 2000). Ten skarb przyrody jest podstawą życia na Ziemi – stanowi istotny czynnik biologiczny i główną substancję żywej materii, decyduje o większości przemian (fizycznych, chemicznych i biologicznych) zachodzących w powłoce krajobrazowej, czyli epigeosferze[2], jednocześnie odgrywa rolę głównego czynnika kształtowania krajobrazu Ziemi. Dostępność wody jest nieodzowna dla funkcjonowania biosfery – nie tylko wchodzi w skład organizmów żywych i jest ich środowiskiem, ale również utrzymuje całe środowisko przyrodnicze w równowadze, pełniąc w tym środowisku funkcję „środka transportu” energii i materii.

Woda ma unikatowe właściwości, które często są nazywane paradoksami. Jest ona jedyną substancją na Ziemi występującą w przyrodzie w trzech stanach skupienia: gazowym (jako para wodna), ciekłym i stałym (lód i śnieg) i stosunkowo łatwo przechodzi z jednego stanu w drugi, pobierając lub uwalniając ciepło i nie zmieniając przy tym temperatury (ryc. I). Zmiany stanu skupienia wody (na powierzchni Ziemi i w atmosferze) stanowią jeden z mechanizmów nieradiacyjnej[3] wymiany ciepła między podłożem i atmosferą. W stanie naturalnym większa część wody ma postać cieczy, dzięki odpowiedniej temperaturze i ciśnieniu na Ziemi. Te korzystne dla stanu ciekłego wody warunki termiczne naszej planety kształtuje obieg ciepła silnie uwarunkowany obecnością wody w atmosferze w jej wszystkich stanach skupienia (para wodna, kryształki lodu i kropelki wody zawieszone w chmurach). Ponadto para wodna jest jednym z „gazów cieplarnianych”, który odpowiada (według różnych autorów w 60–95%) za tzw. efekt cieplarniany (Kossowska-Cezak, Bajkiewicz-Grabowska 2008). Każda z postaci wody jest niezwykła.

Ryc. I. Zmiany temperatury wody podczas podgrzewania

Źródło: Kossowska-Cezak, Bajkiewicz-Grabowska 2008.

1. Woda zamarzając, zwiększa objętość, podczas gdy wszystkie inne substancje po przejściu w stan stały zwiększają gęstość i zmniejszają swoją objętość. Stałym stanem skupienia wody jest lód; podczas zamarzania wody objętość lodu wzrasta od ok. 9% do 10% w stosunku do objętości wody ciekłej (Korzeniewski 1995). Stąd też ciężar objętościowy lodu jest mniejszy od ciężaru wody w stanie ciekłym (tab. I). Dlatego lód jako lżejszy od wody pływa po jej powierzchni, podczas gdy inne ciała stałe zawsze toną w cieczach powstających przy ich topnieniu.

Tab. I. Parametry fizyczne wody i lodu przy ciśnieniu 1013 hPa

Parametr wody

Wartość

Gęstość wody (kg ⋅m-3)

0oC

woda słodka

999,89

woda morska

(zasolenie 30%)

1 026–1 028

4oC

1 000,00

20oC

998,23

Gęstość lodu (kg ⋅m-3)

0oC

916,8

-188,7oC

929,99

Temperatura krytyczna wody 1 (oC)

374,2

Ciśnienie krytyczne wody 2 (MPa)

22

Temperatura wrzenia wody (oC)

100

Temperatura zamarzania (oC)

woda słodka

0

woda morska (zasolenie 30%)

-1,910

Temperatura maksymalnej gęstości (oC)

4

-3,524

Ciepło właściwe (J ⋅ g-1 ⋅oC -1)

0oC

woda słodka

4,2177

woda morska (zasolenie 30%)

3,902

20oC

4,182

Ciepło właściwe lodu (J ⋅ g-1 ⋅oC -1)

0oC

2,047 3

Ciepło topnienia (zamarzania) (J ⋅ g-1)

0oC

334,4 4

Ciepło parowania (kondensacji) (J ⋅ g-1)

0oC

woda słodka

2 501

woda morska (zasolenie 30%)

2495

20oC

2 454

100oC

2 256

Ciepło sublimacji (J ⋅ g-1)

2 590

Napięcie powierzchniowe wody (N ⋅ m-1)

0oC

0,07564

20oC

0,07275

Stała dielektryczna wody

0oC

88,2

100oC

55,6

Lepkość wody (kg ⋅ m-1 ⋅ s-1)

0oC

0,001787

20oC

0,001002

Przewodnictwo cieplne wody (W ⋅ m-1 ⋅ oC -1)

0oC

woda słodka

0,58

woda morska (zasolenie 30%)

20oC

0,599

Przewodnictwo cieplne lodu (W ⋅ m-1 ⋅ oC -1)

≈ 0oC

2,22 5

Albedo wody

%

6–7

woda oceaniczna

10–15

Albedo lodu

%

20–40

lód morski

30–45 nawet 80

1 temperatura krytyczna – temperatura, powyżej której dana substancja może znajdować się tylko w stanie gazowym, tzn., że niemożliwe jest skroplenie gazu pomimo wzrostu ciśnienia.

2 ciśnienie krytyczne to ciśnienie pary nasyconej w temperaturze krytycznej.

3 pojemność cieplna lodu maleje wraz z obniżaniem jego temperatury.

4 ciepło topnienia lodu maleje wraz z obniżaniem temperatury i wzrostem ciśnienia wywieranego na lód.

5 przewodnictwo cieplne lodu rośnie ze spadkiem temperatury.

Źródło: Kędziora 1995; Korzeniewski 1995; Gomółka, Szaynok 1997; Kożuchowski 1998; Chełmicki 2001; Majewski 2005.

2. Woda zachowuje się także inaczej niż wszystkie inne ciała stałe, ciekłe i gazowe, które w miarę podgrzewania zwiększają swoją objętość i zmniejszają gęstość. Wraz ze wzrostem temperatury od 0°C do 4°C gęstość wody wzrasta i w temperaturze 4°C osiąga maksymalną wartość 1000 kg⋅ m-3. Ta właściwość sprawia, że w zbiornikach wodnych woda o największej gęstości i temperaturze 4°C zalega zawsze najgłębiej, a nad nią zalegają wody o mniejszej gęstości, które są albo cieplejsze (tw > 4°C), albo chłodniejsze (tw < 4°C). Taka sytuacja termiczna pozwala organizmom wodnym przetrwać okres zimy. Sprawia też, że warstwa lodu nie sięga dna i większość naturalnych zbiorników wodnych zamarza tylko częściowo. Na każde 10^4 hPa wzrostu ciśnienia hydrostatycznego temperatura, w której woda osiągnęła maksymalną gęstość, zmniejsza się o 0,1°C (Lampert, Sommer 2001).

Gęstość wody maleje wraz ze wzrostem jej temperatury (ryc. II), podobnie jak i innych substancji. Jednakże wzrost temperatury wody od 24°C do 25°C wywołuje ok. 30-krotnie większą zmianę gęstości wody niż przy wzroście temperatury wody z 4°C do 5°C (Lampert, Sommer 2001). Efektem tego jest znacznie mniejsza stabilność masy wody przydennej, której temperatura jest zbliżona do 4°C. Wzrost stabilności masy wodnej ku powierzchni sprawia, że im bliżej powierzchni, tym bardziej spada (pomijając wpływ wiatru) zdolność mieszania się wód.

Ryc. II. Zmiany gęstości wody (Δρ) przy zmianie temperatury o 1°C

3. Ciekła woda ma najwyższą spośród innych substancji pojemność cieplną[4] (ok. 4,180–4,220 kJ⋅ kg-1⋅ °C-1), co sprawia, że do ogrzania określonej masy wody trzeba większej ilości ciepła niż takiej samej masy innej substancji. Mimo że dla wszystkich innych substancji topnienie prawie nie zmienia wartości ich pojemności cieplnej, to lód i para wodna mają pojemność cieplną dwa razy mniejszą od wody (tab. I). Woda, pochłaniając znaczną ilość ciepła, ogrzewa się bardzo wolno (ze względu na złe przewodnictwo ciepła). Nagromadzone w wodzie ciepło jest wydzielane przy zmianie jej stanu ciekłego w stały i przy przemianie pary wodnej w stan ciekły lub stały (ryc. III). Wysokie ciepło właściwe wody sprawia, że pochłonięcie lub oddanie przez nią znacznych ilości ciepła powoduje jedynie małe zmiany jej temperatury – jest to właściwość niezwykła, bo ze wszystkich występujących na Ziemi substancji woda w najmniejszym stopniu zmienia temperaturę, przyjmując lub oddając określoną ilość ciepła. Ta właściwość wody utrzymuje stabilne warunki termiczne w zbiornikach wodnych, przyczynia się do złagodzenia klimatu na przyległych do tych zbiorników obszarach, w otoczeniu zbiorników zmniejsza też dobowe różnice temperatury powietrza.

Ryc. III. Strumienie ciepła w zmianach fazowych wody

Objaśnienia: strzałka biała – proces egzotermiczny (wydzielanie ciepła do otoczenia), strzałka szara – proces endotermiczny (pobór ciepła z otoczenia).

4. Woda ma największe ze wszystkich naturalnych cieczy ciepło parowania, co ma wielkie znaczenie w bilansie cieplnym i jej transporcie w atmosferze. Duże ciepło parowania oznacza, że do wyparowania małej ilości wody potrzebna jest znaczna ilość ciepła. W temperaturze 0°C ciepło parowania wody wynosi 2,501 J⋅ kg-1⋅ °C-1; wraz ze wzrostem temperatury ilość tego ciepła maleje i w temperaturze 100°C wynosi 2,256 J⋅ kg-1⋅ °C-1. Utajone ciepło parowania jest zużywane na zwiększenie objętości wody przy przejściu w stan gazowy (woda podczas parowania zwiększa swoją objętość 1 650 razy; para wodna zajmuje największą objętość w porównaniu z innymi stanami wody). Ma ono największy udział w nieradiacyjnym transporcie energii, co ma istotny wpływ na klimat, gdyż energia promieniowania Słońca jest w dużych ilościach zużywana na parowanie wody z podłoża, a nie wyłącznie na ogrzewanie powietrza i tego podłoża. Ciepło parowania wody jest ponad 7-krotnie większe od ciepła topnienia lodu (tab. I). Oznacza to, że do wyparowania pewnej objętości wody trzeba ponad 7 razy więcej ciepła niż do uzyskania tej ilości wody w wyniku stopienia lodu.

5. Woda ma także duże ciepło zamarzania (krzepnięcia) i topnienia lodu (tab. I); 1 g wody słodkiej podczas zamarzania wyzwala 334,1 J i taką samą ilość ciepła trzeba dostarczyć, aby stopił się 1 g lodu, powstały z tej wody. Wyzwalanie ciepła zamarzania i pochłaniania ciepła topnienia jest przyczyną opóźnienia zamarzania zbiorników wodnych i zaniku pokrywy lodowej w stosunku do zmian temperatury powietrza.

6. Woda ciekła, śnieg i lód mają bardzo małe przewodnictwo cieplne, dzięki czemu są bardzo dobrymi izolatorami cieplnymi. Właściwość ta sprawia, że woda ogrzewa się bardzo wolno; słabe przewodnictwo wody sprawia, że w zbiornikach wodnych przekazywanie ciepła do głębszych warstw przebiega bardzo powoli, a nagrzewanie wód wgłębnych jest związane z procesami mieszania pionowego wywołanego prądem konwekcyjnym. Pokrywa śnieżna i lód stanowią warstwę izolującą grunt przed zamarznięciem.

7. Woda ma wyjątkowo wysokie siły napięcia powierzchniowego (najwyższe ze wszystkich cieczy), które pozwalają utrzymywać na powierzchni wody przedmioty znacznie cięższe od niej (np. owady). Wynikiem istnienia napięcia powierzchniowego na granicy fazy ciekłej jest zjawisko kapilarności, dzięki któremu woda wsiąka w grunt czy skały, a także przemieszcza się w gruncie od zwierciadła wód podziemnych do strefy ukorzenienia roślin; umożliwia również transport substancji w organizmach. Dzięki tej właściwości opad deszczu ma postać kropel. Napięcie powierzchniowe wody zmniejsza się wraz ze wzrostem temperatury oraz stopniem zasolenia wody.

8. Woda jest bardzo dobrym rozpuszczalnikiem, najbardziej wszechstronnym na Ziemi; znaczna przenikalność elektryczna wody (stała dielektryczna w temperaturze 0°C wynosi 88, tab. I) powoduje, że odznacza się ona zdolnością jonizującą, a przez to dużą rozpuszczalnością wielu związków chemicznych stałych, ciekłych i gazowych, prawie wszystkich substancji nieorganicznych i wielu organicznych. Rozpuszczone w niej związki chemiczne są wytrącane po odparowaniu. Dzięki tej właściwości woda występująca w przyrodzie jest roztworem gazów, jonów i koloidów pochodzenia mineralnego i organicznego i pełni funkcję środka transportu substancji w środowisku przyrodniczym.

9. Woda ma naturalną zdolność samooczyszczania, dzięki procesom biochemicznym zachodzącym pod wpływem mikroorganizmów kosztem pobieranego z wody i powietrza tlenu.

10. Woda jest jedynym komponentem środowiska przyrodniczego, który wiąże pozostałe jego składowe; jest najważniejszym czynnikiem geologicznym, kształtującym powierzchnię Ziemi (m.in. współdziała przy powstawaniu i rozkładzie minerałów, z jej udziałem zachodzą procesy wietrzenia fizycznego i chemicznego skał, ma działanie erozyjne i zdolność transportowania materii i energii) oraz czynnikiem biologicznym (jest niezbędna do produkcji żywej materii i utrzymywania biocenoz).

11. Dzięki zmianom fazowym (zachodzącym pod wpływem zmian temperatury lub ciśnienia pary wodnej), którym towarzyszą procesy oddawania lub pobierania ciepła[5] (ryc. III) woda odgrywa bardzo ważną rolę w rozprowadzaniu energii cieplnej dostarczanej przez Słońce na Ziemię i regulacji klimatu Ziemi.

12. Dostępność do wody od tysiącleci decyduje o rozwoju cywilizacji. Nic przeto dziwnego, że powiedzenie „bez wody nie ma życia” jest zawsze aktualne, niezależnie od stopnia rozwoju cywilizacji i kultury ludzkości.

Właściwości wody, jak też jej miejsce i rola w procesach wymiany masy i energii sprawiają, że jakakolwiek ingerencja w środowisko przyrodnicze wywołuje niemal zawsze konsekwencje w zmianie stosunków hydrograficznych i obiegu wody. Zachodzące wówczas zmiany mają charakter zarówno ilościowy, jak i jakościowy i dotykają środowiska nie tylko w skali lokalnej, ale i globalnej.

PRZEDMIOT HYDROLOGII

Hydrologia jest podstawową nauką o wodzie, najcenniejszym zasobie naturalnym Ziemi. Właściwości tego najbardziej rozpowszechnionego związku chemicznego w przyrodzie sprawiają, że jest niezbędna dla życia i nieodzowna dla działalności gospodarczej, jest niełatwa do zastąpienia, przemieszcza się w czasie i przestrzeni w sposób trudno sterowalny oraz przenosi i gromadzi energię i różnoraką materię, w tym zanieczyszczenia wprowadzane do środowiska przez czynniki antropogeniczne. Stąd też hydrologia jest nauką najbardziej wszechstronną spośród nauk o Ziemi (m.in. Herschy, Fairbridge 1998).

Hydrologia jest nauką interdyscyplinarną, czerpie bowiem wiedzę z nauk geograficznych i geologicznych (wiedza o powłoce krajobrazowej, czyli epigeosferze) a jej teoretyczne podstawy wywodzą się z nauk fizycznych i matematycznych (prawa zachowania masy i energii, które opisują dynamikę obiegu wody).

Ze względu na szeroki zakres tematyczny (różnorodność form i miejsc występowania oraz wykorzystania wody, zagrożenia spowodowane jej nadmiarem lub brakiem) oraz cele, zadania, zastosowania i powiązania z innymi dziedzinami wiedzy nie ma uniwersalnie zaakceptowanej zwartej i wyczerpującej definicji hydrologii jako nauki. Jej uproszczona definicja brzmi następująco:

hydrologia jest nauką przyrodniczą zajmującą się badaniem i opisywaniem hydrosfery, a więc wód powierzchniowych, podziemnych i atmosferycznych i ich związku ze środowiskiem geograficznym[6]; głównym przedmiotem jej badań jest krążenie wody w przyrodzie, z uwzględnieniem jej właściwości fizycznych i chemicznych.

Na oznaczenie nauki o wodzie do niedawna w polskiej literaturze używano dwóch nazw: hydrologia i hydrografia, przy czym „hydrografia” jest nazwą tradycyjną sięgającą doby Odrodzenia. Stosowano ją wówczas do opisu map mórz i oceanów. Wkrótce nazwa „hydrografia” przyjęła się w literaturze geograficznej, poczynając od słynnej Geografii ogólnej (Geographia generalis) Bernarda Vareniusa z 1650 roku. Niemal wiek później, w 1746 r., definicję hydrografii podał rosyjski historyk i geograf Wasilij Nikitycz Tatiszczew w dziele O geografii ogólnej i o rosyjskiej: „Hydrografia jest opisaniem wód, tj. rzecz o wodach, zalewach, jeziorach i rzekach, ich szerokości, głębokości i położeniu wszelkich wód, co jest niezbędne dla marynarzy; mimo że powierzchnia kuli ziemskiej w przeważającej części jest pokryta wodami, to przy opisywaniu wód nie można pominąć opisu brzegów”.

W Polsce hydrografia pojawiła się dopiero w pierwszej połowie XIX w. i jako nauka uniwersytecka była wykładana na Uniwersytecie Jagiellońskim przez Wincentego Pola[7], który jest autorem pierwszego uniwersyteckiego podręcznika hydrografii w języku polskim.

W drugiej połowie XIX w. zaczęły powstawać w Europie służby hydrograficzne, zwane też hydrometrycznymi. Pierwszą z nich była utworzona w 1854 r. we Francji Służba Hydrometryczna Dorzecza Sekwany; podobna służba, Centralne Biuro Hydrometryczne, powstała w 1866 r. w Szwajcarii. W 1875 r. powstała w Pradze Komisja Hydrograficzna Królestwa Czeskiego, a w 1893 r. powołano Służbę Hydrograficzną w Wiedniu; jej współorganizatorem był Romuald Iszkowski. Wraz z odzyskaniem niepodległości utworzono w Polsce w 1919 r. Biuro Hydrograficzne, które w 1923 r. zmieniło nazwę na Centralne Biuro Hydrograficzne, a w 1934 r. na Instytut Hydrograficzny. Na uniwersytetach rozpoczęto wykłady i zajęcia z hydrografii. Jednym z nielicznych wówczas podręczników z tej dyscypliny była Hydrografia (1935) Friedricha Schaffernaka, profesora Politechniki Wiedeńskiej, przeznaczona raczej dla personelu Służby Hydrograficznej Austrii i krajów ościennych.

Po II wojnie światowej kształcenie w zakresie hydrografii rozpoczęto na polskich uniwersytetach, a w połowie lat 50. powstały u nas pierwsze Zakłady Hydrografii; dopiero po latach zaczęły się one przekształcać w Zakłady Hydrologii, a obecnie w Zakłady Gospodarki Wodnej lub Inżynierii Środowiska. Różnie przebiegało to za granicą. W Niemczech np. powstała nazwa nowej dyscypliny „hydrogeografia”, która jednak się nie przyjęła. Z kolei w Rosji już w 1919 r. powstał Rosyjski (od 1926 r. Państwowy) Instytut Hydrologiczny, a na uniwersytetach tworzono Katedry Hydrologii.

Nazwa „hydrologia” pojawiła się dopiero w drugiej połowie XVII w., a użyli jej przyrodnicy i lekarze, zajmujący się leczniczymi właściwościami wód mineralnych[8]. Nazwę tę stosowano wówczas w Anglii i Niemczech, później w Szwecji, następnie w Rosji, a w drugiej połowie XVIII w. również w Polsce. Jednak pierwszy podręcznik z hydrologii (Manual of Hydrology) ukazał się dopiero w 1862 r. w Londynie; jego autorem był Nathaniel Beardmore, przewodniczący Królewskiego Towarzystwa Meteorologicznego.

Rozpowszechnienie nazwy „hydrologia” nastąpiło po I wojnie światowej z chwilą utworzenia w 1922 r. sekcji, a osiem lat później odrębnej Międzynarodowej Asocjacji Hydrologii Naukowej, przemianowanej w 1971 r. na Międzynarodową Asocjację Nauk Hydrologicznych.

W 1933 r. ukazał się na Politechnice Warszawskiej I tom dzieła Hydrologia, którego autorami byli Karol Pomianowski, Mieczysław Rybczyński i Kazimierz Wóycicki; tom II ukazał się rok później, a tom III w 1939 roku.

Do powszechnego wprowadzenia nazwy „hydrologia” na oznaczenie nauki o wodzie, ze szczególnym uwzględnieniem jej obiegu w przyrodzie i procesów towarzyszących, przyczynił się rozwój międzynarodowej współpracy hydrologicznej, początkowo w ramach wspomnianej asocjacji, a w Europie Środkowej zwłaszcza przez Konferencje Hydrologiczne Państw Bałtyckich. Współpraca międzynarodowa rozwinęła się na niespotykaną dotąd skalę w drugiej połowie XX w., a szczególnie z chwilą zainicjowania w 1965 r. Międzynarodowej Dekady Hydrologicznej w ramach UNESCO, przekształconej po 1975 r. w Międzynarodowy Program Hydrologiczny. W tym czasie powstały nowe instytucje i organizacje naukowe: instytuty, katedry i zakłady, a nawet towarzystwa naukowe zawierające w swej nazwie „hydrologię”. Obecnie współpraca skupiona jest głównie w Międzynarodowym Programie Hydrologicznym FRIEND[9] pod egidą UNESCO.

Poważny skok w rozwoju hydrologii jako dziedziny naukowej odnotowano w Polsce w latach 70. XX w. (na świecie w latach 60.) wraz z rozwojem komputerów III generacji, umożliwiających zastosowanie analizy systemowej w badaniach hydrologicznych. Gwałtowny rozwój modeli matematycznych opisujących obieg wody w podstawowej jednostce hydrograficznej – zlewni – przyczynił się do lepszego poznania procesów hydrologicznych charakterystycznych dla elementów tego obiegu, ich genezy i wzajemnych uwarunkowań (Soczyńska 1992).

Międzynarodowy słownik hydrologiczny UNESCO-WMO (International Glossary of Hydrology) z 1992 r. podaje następujące definicje:

hydrografia – nauka zajmująca się opisywaniem i pomiarami otwartych obiektów wodnych, np.: oceanów, mórz, potoków, rzek, jezior, zbiorników wodnych, w szczególności kartowaniem obiektów wodnych dla celów żeglugi;

hydrologia – 1. nauka zajmująca się badaniem wód na powierzchni i w skorupie ziemskiej, ich występowaniem i rozmieszczeniem w czasie i przestrzeni, ich właściwościami biologicznymi, chemicznymi i fizycznymi, i ich współdziałaniem z otaczającym środowiskiem, włączając związek ze światem żywym; 2. nauka badająca procesy rządzące wyczerpywaniem i uzupełnianiem zasobów wodnych w lądowych obszarach Ziemi oraz zajmująca się różnymi fazami cyklu hydrologicznego.

Nieco inne definicje obu nauk znajdziemy w polskim tłumaczeniu Międzynarodowego słownika hydrologicznego wydanego przez Wydawnictwo Naukowe PWN w 2001 r.:

hydrografia – 1. opis śródlądowych obiektów wodnych, takich jak: rzeki, jeziora, zbiorniki wodne, obszary zabagnione, źródła; 2. sporządzanie map morskich do celów nawigacyjnych;

hydrologia – 1. nauka o wodach podziemnych i powierzchniowych na Ziemi, ich występowaniu i krążeniu, o ich biologicznych, chemicznych i fizycznych właściwościach oraz związku ze środowiskiem; 2. nauka zajmująca się procesami rządzącymi zmiennością lądowych zasobów wodnych i badająca różne fazy cyklu hydrologicznego.

Z podanego przeglądu historycznego wynika jednoznacznie, że ogólnie przyjętą nazwą na określenie nauki o wodzie jest obecnie „hydrologia” – nazwa powszechnie stosowana i traktowana jako jedna z nauk fizycznogeograficznych (dawniej zwana hydrografią), a także jako gałąź geofizyki. Tradycyjna nazwa „hydrografia” jest wykorzystywana przede wszystkim w służbach morskich zajmujących się głównie pomiarami i kartowaniem mórz i oceanów na potrzeby żeglugi (mapy locyjne[10]). Potwierdzają to nazwy, np.: Biuro Hydrograficzne Marynarki Wojennej (w różnych krajach), Urzędy Żeglugi i Hydrografii, Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako, a ostatnio nawet Towarzystwa Hydrograficzne (naukowo-techniczne morskie) i in. (Mikulski 1993a).

Obecnie istnieją różne podziały hydrologii, zależnie od przyjętych kryteriów[11]. Najpowszechniejszy jest podział przyjmujący stopień rozwoju naukowego hydrologii. Tak powstały: hydrometria, hydrografia, hydrologia ogólna, hydrologia regionalna, hydrologia dynamiczna, hydrologia stosowana, zwana też hydrologią inżynierską lub techniczną. A oto ich najprostsze definicje.

Hydrometria jest działem hydrologii, stanowiącym jej podstawę empiryczną, bo zajmuje się zbieraniem informacji ilościowych o obiektach wodnych, zjawiskach i procesach; jej przedmiotem są obserwacje wszelkich zjawisk hydrologicznych (zmiany poziomu wód powierzchniowych i podziemnych oraz form ich zarastania i zlodzenia), a także pomiary: spadków zwierciadła wód płynących, prędkości i natężenia przepływu wody, ruchu i ilości rumowiska rzecznego, czyli materiału toczonego i wleczonego przez cieki oraz unoszonego z prądem wody, temperatury i składu chemicznego wód, opadów i osadów atmosferycznych oraz parowania z powierzchni wody i gruntu. W ogólniejszym ujęciu hydrometria obejmuje wszelkie obserwacje i pomiary niezbędne do poznania ustroju hydrologicznego obiektów wodnych[12]. Jest to jedna ze starszych dyscyplin hydrologii, stanowiąca podstawowe zadanie służb hydrologicznych.

Hydrografia, zwana też hydrologią opisową, jest nauką zajmującą się opisywaniem obiektów wodnych (np. cieków, zbiorników wodnych, obszarów zabagnionych, źródeł) i zjawisk wodnych. Obecnie przedmiotem badań hydrograficznych jest rejestracja wód na Ziemi (kartowanie i mapy hydrograficzne). Nazwa hydrografia jest stosowana także na określenie wojskowej służby oceanograficznej (Biuro Hydrograficzne Marynarki Wojennej) i w odniesieniu do opracowywanych przez tę służbę opisów wód i wybrzeży na potrzeby żeglugi morskiej (locja morska). Jest też działem geografii fizycznej, traktującym wody jako element środowiska geograficznego.

Hydrologia ogólna (czasami nazywana hydrologią syntetyczną) jest nauką o hydrosferze, zwykle w ujęciu poszczególnych obiektów hydrograficznych, informującą o obiegu wody i materii stałej na globie ziemskim. Korzysta ona z dorobku takich dyscyplin, jak hydromechanika i hydraulika. Ten dział hydrologii jako nauka empiryczna, badając obieg wody w hydrosferze, ma swój bezcenny wkład w odkrywanie i opis różnorodności przyrody; jej przykładem jest obecny podręcznik.

Hydrologia regionalna (porównawcza) jest nauką badającą procesy hydrologiczne kształtujące się pod wpływem klimatu i środowiska przyrodniczego konkretnej przestrzeni geograficznej (kontynentu, państwa, regionu, dorzecza, zlewni) oraz ich porównywaniem w skali regionów; ma ona charakter syntetyzujący.

Hydrologia dynamiczna[13] jest nauką zajmującą się opisywaniem procesów hydrologicznych i zachodzących między nimi zależności w funkcji czasu; swoje cele realizuje przy wykorzystaniu metod fizyki matematycznej[14], przedstawiając procesy hydrologiczne jako zjawiska, którymi rządzą prawa fizyki.

Hydrologia stosowana (inżynierska) jest działem hydrologii, którego zadaniem jest dostarczanie informacji hydrologicznej niezbędnej inżynierom do realizacji zadań w zakresie gospodarki wodnej, włączając doń również prognozy hydrologiczne[15].

W zależności od obiektu badań, którymi są poszczególne składniki hydrosfery, hydrologię dzieli się na:

– hydrometeorologię, naukę o procesach związanych z obecnością i zmianami wilgoci w atmosferze (atmosferyczny transport wilgoci, kondensacja, opady, przemiany związane z fazą stałą) – przyjęto przyjmować ją jako dział meteorologii[16];

– oceanografię, naukę o morzach i oceanach jako części hydrosfery (oceanosfera), badającą zjawiska i procesy zachodzące w nich, w aspekcie fizycznym, chemicznym i biologicznym oraz wzajemne związki między oceanem, litosferą i atmosferą – obecnie przyjmuje się coraz częściej nazwę oceanologia;

– hydrologię rzek (potamologię), dział hydrologii badający ustrój hydrologiczny rzek; jej podstawowymi działami są: hydrografia cieków, teoria odpływu, teoria procesów korytowych;

– hydrologię jezior (limnologię), dział hydrologii badający ustrój hydrologiczny zbiorników wodnych; jej podstawowymi działami są badania bilansu wodnego zbiorników wodnych, ich ustroju termicznego i lodowego, prądów,zjawisk falowania, kształtowania się brzegów i sedymentacji osadów w ich misach;

– hydrologię bagien (paludologię), dział hydrologii zajmujący się badaniem zjawisk fizycznych, procesów ruchu wilgoci w bagnach i procesów wymiany wody między bagnem a otaczającym środowiskiem; głównymi problemami są: badanie bilansu wodnego bagien, a w szczególności procesów kształtowania się odpływu z masywów bagiennych, filtracji wody w bagnach, parowania i ustroju wodno-cieplnego, a także prawidłowości kształtowania się bagiennej sieci hydrograficznej;

– hydrologię lodu (kriologię), naukę o lodzie naturalnym występującym w hydrosferze; zajmuje się badaniem fizycznych, chemicznych i mineralogicznych zmian wody w stałym stanie skupienia; głównymi obiektami jej badań są: lody atmosferyczne, zlodzenia lądowe i morskie, a także strefa wieloletniej zmarzliny (marzłoci trwałej);

– hydrologię źródeł (krenologię), naukę o źródłach i innych wypływach wód podziemnych, obejmującą geologiczne i geomorfologiczne warunki występowania źródeł, sposoby ich zasilania i wydajność, skład chemiczny i stosunki termiczne; dział hydrologii na styku z hydrogeologią;

– hydrologię gleb (pedohydrologię), naukę o procesach zachodzących na powierzchni ziemi i w glebie oraz w górnej warstwie litosfery;

– hydrogeologię (hydrologię wód podziemnych), naukę badającą pochodzenie, rozmieszczenie, ustrój, dynamikę, zasoby i właściwości fizyczno-chemiczne wód podziemnych – powszechnie jest traktowana jako dział geologii;

– hydrologię zalewów przymorskich (wód słonawych), dział hydrologii zajmujący się procesami hydrologicznymi obiektów poddanych wpływom morza (Mikulski 1970b).

Ze względu na cechy wody można wyróżnić:

– hydrofizykę (fizykę wody) z hydromechaniką i hydrauliką, naukę zajmującą się badaniem fizycznych właściwości wód naturalnych oraz procesów fizycznych przebiegających w masie wodnej w każdym stanie skupienia (w tym także w postaci śniegu i lodu)[17];

– hydrochemię (chemię wód naturalnych), naukę zajmującą się badaniem składu chemicznego wód naturalnych oraz dynamiki procesów zachodzących w hydrosferze;

– hydrobiologię (biologię wód naturalnych), naukę o życiu organizmów w środowisku wód naturalnych zajmującą się badaniem świata roślinnego i zwierzęcego w wodach naturalnych.

Wymienione wyżej trzy działy hydrologii wiążą się z wielkimi dziedzinami nauk przyrodniczych, jak: fizyka, chemia, biologia i stanowią zazwyczaj odrębne działy tych nauk.

III faza Międzynarodowego Programu Hydrologicznego[18] w temacie 4 Hydrologia określonych regionów i obszarów lądów przyczyniła się do rozwoju następujących działów hydrologii:

– hydrologii obszarów suchych i półsuchych,

– hydrologii wilgotnych obszarów tropikalnych,

– hydrologii obszarów nadmiernie uwilgoconych,

– hydrologii obszarów przybrzeżnych, ujść i delt (m.in. przenikanie wód morskich do rzek, gospodarowanie wodami podziemnymi w strefach przybrzeżnych),

– hydrologii obszarów krasowych,

– hydrologii niewielkich wysp,

– hydrologii równin (nizin),

– hydrologii obszarów górskich.

Woda, poza funkcją geofizyczną, chemiczną i biologiczną w cyklu hydrologicznym, ma też wartości środowiskowe, społeczne i ekonomiczne. Szukanie związków między hydrologią, potrzebami społecznymi i zrównoważonym rozwojem sprawiło, że zaczęły rozwijać się nowe działy hydrologii, badające stopień antropogenicznego przekształcenia hydrosfery i szukające dróg zrównoważonego zarządzania wodą w przyrodzie. Są to:

– hydrologia obszarów zurbanizowanych (miejskich i przemysłowych), dział hydrologii zajmujący się procesami hydrologicznymi w obszarach zurbanizowanych, gdzie obieg wody został silnie zmodyfikowany przez działalność człowieka, a jakość wód pozostawia wiele do życzenia;

– ekohydrologia, nauka stosowana wiążąca wiedzę hydrologiczną z elementami ekologii i hydrobiologii, zajmująca się badaniem możliwości zwiększenia odporności środowiska wodnego na zakłócenia antropogeniczne, wywołane przez człowieka oraz badaniem możliwości wykorzystania ekosystemów wodnych jako narzędzi gospodarowania zasobami środowiska. Obiektem jej badań są ekosystemy wodne (cieki, zbiorniki wodne, bagna), których stabilność jest uwarunkowana procesami przepływu energii, cyklem krążenia wody i cyklami biogeochemicznymi w zlewni, oraz ekotony woda/ląd – ekohydrologia bada ich rolę w ochronie wody, redukcji zanieczyszczeń obszarowych i regulacji procesów biotycznych w ciekach i jeziorach naturalnych i sztucznych w celu poprawy jakości wody[19].

Powszechność nauki o wodzie i jej liczne zastosowania skłaniają do takiego ujęcia treści i zakresu podręcznika, aby dał on ogólny pogląd na obiekty, zjawiska i procesy wodne występujące na globie ziemskim. Zawarta jest w nim podstawowa wiedza o wodzie w epigeosferze – powłoce krajobrazowej naszej planety.

HYDROSFERA I JEJ WŁAŚCIWOŚCI

Hydrosfera[20] jest wodną powłoką Ziemi przenikającą atmosferę i litosferę, obejmującą wody atmosferyczne, powierzchniowe i podziemne w postaci gazowej, ciekłej i stałej. Wody hydrosfery gromadzą się w oceanach, morzach, jeziorach, rzekach, bagnach, pokrywie śnieżnej i lodowej, lodowcach, zbiornikach wód podziemnych, w najniższej warstwie atmosfery (troposferze), w pedosferze i biosferze. Część hydrosfery, która obejmuje wody mórz i oceanów, jest nazywana oceanosferą, a ta, która obejmuje wody w postaci nie zanikającego lodu lodowcowego, morskiego i gruntowego oraz stałą pokrywę śnieżną, nosi nazwę kriosfery.

Hydrosfera, stanowiąc część powłoki krajobrazowej naszej planety (epigeosfery), sięga w głąb litosfery do spągu skorupy ziemskiej, którą wyznacza powierzchnia nieciągłości Mohorovičicia (do 35 km pod kontynentami i ok. 5 km pod oceanami) i obejmuje najniższą warstwę atmosfery – troposferę, sięgając do tropopauzy (do 18 km atmosfery nad równikiem i do 6 km nad biegunami). W atmosferycznej i powierzchniowej części hydrosfery dominują wody wolne, w podziemnej jej części przenikającej strefę górnej litosfery dominują wody wolne i kapilarne, natomiast w części podziemnej hydrosfery, obejmującej dolne warstwy litosfery, dominują wody w stanie fizycznie i chemicznie związanym (Dawydow, Dmitrijewa, Konkina 1979; Lwowicz 1979).

Zapasy wodne hydrosfery są stałe, nie ulegają zmianie[21]. Ocenia się je na ok. 1,4 mld km^3 (tab. A)[22]. Podstawę tych zapasów stanowi woda mórz i oceanów (96,5%); wody podziemne (grawitacyjne i kapilarne) do głębokości 2 km gromadzą 1,7% wód hydrosfery, a pozostałą część, tj. 1,8% stanowią wody występujące na powierzchni lądów, a więc lodowce, wieloletnia marzłoć, stała pokrywa śnieżna, jeziora, bagna, rzeki, para wodna w atmosferze, woda glebowa i woda występująca w biosferze.

Tab. A. Zapasy wodne hydrosfery

Rodzaje wód

Objętość

(tys. km^3)

Zapasy wodne (%)

w stosunku do ogólnej

objętości

Wody oceanu światowego

1 338 000,00

96,5

Wody podziemne

23 400,00*

1,7

Wody glebowe

16,50

0,001

Lodowce i stała pokrywa śnieżna

24 064,10

1,74

Marzłoć trwała

300,00

0,022

Jeziora

176,40

0,013

w tym słone

85,40

0,006

Bagna

11,47

0,0008

Rzeki

2,12

0,0002

Para wodna w atmosferze

12,90

0,001

Woda biologiczna

1,12

0,0001

Ogółem wody hydrosfery

1 385 964,00

100

* Nie uwzględniono zasobów wód podziemnych na Antarktydzie, które oszacowano na 2 mln km^3 (w tym ok. 1 mln km^3 wód słodkich).

Źródło: World water balance and water resources of the earth 1978; Shiklomanov, Rodda 2003.

Hydrosfera jest powłoką słoną; jedynie 2,5% jej zapasów wodnych, a więc 35 mln km^3, to woda słodka. Aż 68,7% wód słodkich magazynują lodowce i trwała pokrywa śnieżna (tab. B). Drugim pod względem wielkości zbiornikiem wód słodkich hydrosfery są wody podziemne w strefie aktywnej wymiany, tj. do głębokości ok. 100 m; gromadzą one 30% zapasów wód słodkich. Trzecim zaś zbiornikiem wód słodkich hydrosfery są jeziora, które magazynują 0,26% tych zapasów.

Tab. B. Wody słodkie hydrosfery

Część hydrosfery

Objętość wody słodkiej

(tys. km^3)

% objętości wód słodkich hydrosfery

Lodowce i stała pokrywa śnieżna

24 064,10

68,70

Marzłoć trwała

300,00

0,86

Wody podziemne

10 530,00*

30,10

Jeziora (słodkie)

91,00

0,26

Wody glebowe

16,50

0,05

Bagna

11,47

0,03

Rzeki

2,12

0,006

Para wodna w atmosferze

12,90

0,04

Woda biologiczna

1,12

0,003

Ogółem wody słodkie hydrosfery

35 029,21

100,00

* Nie uwzględniono zasobów podziemnych wód słodkich Antarktydy, które oszacowano na ok. 1 mln km^3.

Źródło: World water balance and water resources of the earth 1978; Shiklomanov, Rodda 2003.

Energia cieplna Słońca oraz siła ciężkości sprawiają, że wody hydrosfery są w ciągłym ruchu[23] wiążącym wszystkie jej części: oceany, morza, rzeki, jeziora, bagna, lodowce, wilgoć glebową, wody podziemne i wodę atmosferyczną. Przejście wody z jednego środowiska do innego powtarza się stale od początku istnienia Ziemi, z pewnymi, głównie ilościowymi, modyfikacjami (m.in.: Pazdro, Kozerski 1990; Macioszczyk 2006).

Energia cieplna Słońca wywołuje parowanie wody i kondensację pary wodnej, a siła ciężkości – ruch pary wodnej w atmosferze, grawitacyjne przemieszczanie się wody od powstania opadów przez proces ich wsiąkania w grunt, odpływ po powierzchni Ziemi oraz w glebie i skałach po ruch wody w oceanach. Parująca woda stale odnawia zawartość pary wodnej w atmosferze, z której woda powraca na powierzchnię Ziemi w postaci opadów i osadów atmosferycznych.

Zjawisko ciągłego przemieszczania się wody między oceanem światowym, atmosferą i kontynentami, podczas którego podlega ona niekończącym się przemianom fazowym, nazywa się krążeniem wody w przyrodzie[24]. Zachodzi ono cyklicznie w sferze obejmującej wierzchnią warstwę skorupy ziemskiej i troposferę, tj. średnio od ok. 0,8 km litosfery[25] do ok. 16 km atmosfery (Soczyńska 1997). Najważniejszym czynnikiem, który powoduje krążenie wody w przyrodzie jest energia cieplna Słońca[26] – dzięki niej zachodzi parowanie wody i unoszenie jej cząsteczek w górę do atmosfery (ryc. A). Głównym źródłem dopływu wilgoci do atmosfery jest ocean światowy, którego wody pokrywają 70,8% powierzchni Ziemi. Zmiany atmosferyczne prowadzą do powstawania chmur, a z nich opadów atmosferycznych, które pod wpływem siły ciężkości spadają na powierzchnię Ziemi (ok. 80% spada na powierzchnię oceanu światowego, a 20% na lądy). Woda, która w postaci opadów atmosferycznych trafia na kontynenty, częściowo wyparowuje z powierzchni lądów z powrotem do atmosfery, część jej spływa po powierzchni, dając odpływ powierzchniowy w postaci rzek do mórz, część natomiast wsiąka do gruntu i przenika do wód podziemnych, dając odpływ podziemny ku różnym naturalnym odbiornikom wody (źródła, bagna, rzeki, jeziora, morza). Część wód opadowych pobierają rośliny i podlega ona transpiracji do atmosfery. Część wód w postaci śniegu, lodu, lodowców (górskich i kontynentalnych) jest zatrzymywana (retencjonowana) na powierzchni lądów i okresowo jest wyłączona z obiegu. W każdym ogniwie obiegu cząsteczka wody przynajmniej dwa razy zmienia stan skupienia: z fazy gazowej w ciekłą lub stałą i z powrotem w gazową.

Ten nieprzerwanie trwający ruch wody w przyrodzie, tworzący zamknięty obieg, jest nazywany cyklem hydrologicznym. W cyklu tym wyróżnia się fazę atmosferyczną i fazę kontynentalną (ryc. A). Faza atmosferyczna cyklu hydrologicznego obejmuje: parowanie wody, przenoszenie pary wodnej w atmosferze, jej kondensację i opad atmosferyczny. Faza ta jest bezpośrednio kształtowana przez klimat, który określa ilość wody uczestniczącej w tej fazie, jej zmienność czasową i przestrzenną. Od warunków klimatycznych zależą bowiem:

Ryc. A. Schemat cyklu hydrologicznego

Objaśnienia: a) faza atmosferyczna: a – parowanie, b, c – przenoszenie pary wodnej w atmosferze i jej kondensacja, d – opad atmosferyczny; faza lądowa: e – odpływ powierzchniowy, f – wsiąkanie, g – odpływ podziemny, b) schemat krążenia wody w dużym obiegu.

1. wielkość parowania i jego rodzaj: ewaporacja dominuje na obszarach z dużymi powierzchniami wodnymi, ewapotranspiracja w strefach z bujną roślinnością, parowanie z gruntu – w strefach półpustyń i pustyń, sublimacja – na obszarach pokrytych lodem i śniegiem);

2. postać opadów atmosferycznych (ciekła lub stała), ich typ genetyczny (opady konwekcyjne, frontowe, orograficzne lub inne), natężenie (opady słabe lub silne) i rozkład w czasie (całoroczne lub sezonowe).

Faza kontynentalna (lądowa) cyklu hydrologicznego obejmuje: odpływ powierzchniowy, wsiąkanie, odpływ podziemny i różne formy retencji wody. Rozdział wody w tej fazie zależy nie tylko od warunków klimatycznych (opadów i parowania), ale także w dużym stopniu od charakterystyk środowiska geograficznego (litologii, rzeźby terenu, szaty roślinnej), które decydują o tym ile wody odpłynie, ile wsiąknie i ile zasili wody podziemne oraz jaka będzie postać retencji wody: czy zostanie ona zatrzymana w jeziorach i rzekach (retencja zbiornikowa i korytowa), czy w gruncie i zbiornikach wód podziemnych (retencja podziemna), czy zostanie uwięziona w lodowcach i pokrywie śnieżnej (retencja lodowcowa, retencja śnieżna), czy też zatrzyma ją szata roślinna (intercepcja). Kontynentalna faza cyklu hydrologicznego, w której uczestniczą wody słodkie hydrosfery ma ogromne znaczenie dla podtrzymania życia na obszarach lądowych.

Zamknięty cykl krążenia wody między oceanem, atmosferą i kontynentem nosi nazwę dużego obiegu wody (Lambor 1971)[27], krążenie wody pomiędzy atmosferą i kontynentem lub atmosferą i oceanem jest nazywane małym obiegiem wody, a obieg wody w mniejszej skali przestrzennej (kraj, zlewisko, dorzecze, zlewnia) – lokalnym obiegiem wody.

W cyklu krążenia wody w przyrodzie bierze udział tylko część zapasów wodnych hydrosfery. Znaczna ilość jej wód – lodowce i stała pokrywa śnieżna, marzłoć trwała, wody głębinowe mórz i oceanów i najgłębszych jezior oraz podziemne wody głębinowe – jest wyłączona okresowo z tego obiegu. Wody krążące w przyrodzie w ogólnej swej masie pozostają bez zmian. Co roku w dużym obiegu uczestniczy około 577 000 km^3 wody (World water balance… 1978), co stanowi zaledwie 0,04% zapasów wodnych hydrosfery. Ta objętość wody krążącej rocznie w hydrosferze odpowiada warstwie wody o grubości 1 131 mm, czyli średniej rocznej objętości wód opadowych, spadających na powierzchnię Ziemi (m.in. Barry, Chorley 2003). Taka sama ilość wody wyparowuje co roku do atmosfery, dzięki czemu zawartość pary wodnej jest stale odnawiana. Mimo że w rocznym obiegu wody bezpośrednio uczestniczy mała ilość wód hydrosfery, to sam proces jest względnie szybki. Globalna objętość opadu wynosi 577 000 km^3, a globalna przeciętna zawartość pary wodnej w atmosferze wynosi ok. 12 900 km^3 (tab. B). Oznacza to, że cała atmosferyczna para wodna musi być ok. 45 razy przemieszczona w roku, czyli jej „średni czas przebywania” w atmosferze wynosi 8 dni. Obieg wody w przyrodzie jest więc procesem dynamicznym; ilość uczestniczącej w nim wody jest zasobem odnawialnym.

Cykl hydrologiczny można wyrazić za pomocą równania bilansu wodnego[28], którego składowe przedstawiają liczbowo poszczególne fazy obiegu wody. Ponieważ w skali globalnej objętość parującej wody jest tego samego rzędu co objętość wody docierającej do powierzchni Ziemi w postaci opadów i osadów atmosferycznych, to bilans wodny globu ziemskiego charakteryzuje równowaga między parowaniem a opadem atmosferycznym. Można to przedstawić w postaci

P = E

gdzie: P – całkowity opad atmosferyczny na obszary lądów i oceanów, E – całkowite parowanie z powierzchni lądów i oceanów.

Każdą fazę cyklu hydrologicznego można opisać własnym bilansem wodnym (ryc. B).

Ryc. B. Bilans wodny globu ziemskiego (dane z tabeli C)

Równanie bilansu wodnego oceanicznej fazy cyklu hydrologicznego można wyrazić w postaci

Po – Eo + Hk = ∆Ro

gdzie: Po – całkowity opad atmosferyczny na powierzchnię oceanu światowego, Eo – całkowite parowanie z powierzchni oceanu światowego, Hk – całkowity dopływ wód z lądów do oceanu światowego, ∆Ro – zmiany retencji wody w oceanie światowym.

Równanie bilansu wodnego lądowej fazy cyklu hydrologicznego można przedstawić w postaci

Pk – Ek – Hk = ∆Rk

gdzie: Pk – całkowity opad atmosferyczny na obszary lądów, Ek – całkowite parowanie z powierzchni lądów, Hk – całkowity odpływ z lądów do oceanu światowego, ∆Rk – zmiany retencji wody na lądach. Liczbowe ujęcie bilansu wodnego globu ziemskiego i faz lądowej i oceanicznej przedstawiono na rycinie B i w tabeli C.

Tab. C. Bilans wodny globu ziemskiego

Elementy bilansu wodnego

Objętość wody

(km^3)

% ogółu sumy wody biorącej udział w obiegu

A

B

A

B

Ocean światowy (Ao = 361 mln km^2)

opady atmosferyczne

458 000

462 000

79,4

78,7

parowanie wody

505 000

509 000

87,5

86,7

dopływ wody z lądu

47 000

47 000

8,1

8,0

Kontynenty (Ak = 149 mln km^2)

opady atmosferyczne

119 000

125 000

20,6

21,3

parowanie wody

72 000

78 000

12,5

13,3

odpływ wody do oceanu

47 000

47 000

8,1

8,0

w tym: dopływ rzeczny

45 000

7,7

dopływ podziemny

2 000

0,3

Kula ziemska (A = 510 mln km^2)

opady atmosferyczne

577 000

587 000

50,0

50,0

parowanie wody

577 000

587 000

50,0

50,0

Źródło: A – World water balance and water resources of the earth 1978, B – Shiklomanov, Rodda 2003.

Faza oceaniczna cyklu hydrologicznego charakteryzuje się przewagą parowania nad opadem (Po < Eo); powstały niedobór wody jest uzupełniany dopływem z lądów (ryc. B). Faza lądowa cyklu hydrologicznego charakteryzuje się przewagą opadu atmosferycznego nad parowaniem (Pk > Ek); nadwyżkę stanowi odpływ z kontynentów do oceanu światowego.

Z powyższych równań wynika, że ilość wody uczestnicząca rocznie w oceanicznej fazie cyklu hydrologicznego wynosi 505 000 km^3, czyli 87,5% wody biorącej udział w globalnym obiegu. Tę objętość wody, która w przeliczeniu na jednostkę powierzchni oceanu odpowiada warstwie wody o grubości 1398 mm, ocean światowy przekazuje w procesie parowania do atmosfery (ryc. B). Atmosfera „zwraca” do oceanu 458 000 km^3 wody w postaci opadów atmosferycznych; ta ilość wody odpowiada warstwie 1 268 mm – jest to średnia roczna wielkość opadów nad oceanami. A zatem z oceanu światowego wyparowuje rocznie 47 000 km^3 (tj. 130 mm) wody więcej, niż przychodzi z opadami; woda ta jest uzupełniana dopływem z lądów. Nadwyżka wilgoci pochodzącej z parowania z oceanów jest przenoszona przez prądy atmosferyczne nad kontynenty, gdzie w postaci opadów deszczu i śniegu zasila je w wodę (ryc. B).

Objętość wody uczestnicząca rocznie w lądowej fazie cyklu hydrologicznego, bardziej złożonej i zróżnicowanej niż faza oceaniczna, wynosi 119 000 km^3 wody, czyli nieco ponad 24% tej ilości wody, która wymienia się rocznie między oceanem i atmosferą (ryc. B). Ta objętość wody trafia rocznie na powierzchnię kontynentów w postaci deszczu i śniegu. Odpowiada ona 800 mm warstwy wody – jest to średnia roczna wielkość opadów na lądach. W procesie parowania kontynenty przekazują atmosferze 72 000 km^3 wody, czyli warstwę wody 484 mm z jednego kilometra kwadratowego powierzchni. Uzyskaną nadwyżkę wody (47 000 km^3, czyli 316 mm) kontynenty przekazują do oceanu światowego w postaci odpływu, głównie rzecznego (ryc. B). Objętość wody, jaka odpływa z kontynentów i dopływa do oceanu światowego, jest równa tej objętości wody, która w postaci wilgoci atmosferycznej jest przenoszona znad oceanów nad lądy – jest to 8% wód biorących udział w globalnym obiegu wody (ryc. B).

Przedstawione szacunki odnoszą się do globalnego cyklu hydrologicznego. Intensywność obiegu wody jest jednakże uwarunkowana temperaturą podłoża i powietrza. Dlatego też obieg ten obejmuje największe ilości wody w niskich szerokościach geograficznych: najsilniejsze parowanie zachodzi z oceanów w strefach zwrotnikowych, a największe opady na lądach w strefie równikowej; tu też największe ilości wody dopływają rzekami do oceanów (Lwowicz 1979). W strefach umiarkowanych opady także przekraczają parowanie, ale są to już ilości wody znacznie mniejsze. W obszarach podbiegunowych, gdzie duże ilości wody są zmagazynowane bądź to w lodach (Antarktyda, Grenlandia), bądź to w paku lodowym (Ocean Arktyczny), i w zimnym powietrzu zawartość pary wodnej jest bardzo mała, obieg wody zachodzi bardzo wolno (Kossowska-Cezak, Bajkiewicz-Grabowska 2008).

W globalnym cyklu hydrologicznym powierzchnia oceanu światowego oddaje atmosferze więcej wody niż otrzymuje od niej w postaci opadów (Eo > Po) (tab. C). Największy niedobór wody w rocznej wymianie z atmosferą ma Ocean Atlantycki – 350 mm rocznie (odpowiada to objętości wody 31 700 km^3), znacznie mniejszy Ocean Indyjski – 100 mm (7 600 km^3) i najmniejszy Ocean Spokojny – 50 mm (9 700 km^3). Jedynie nadwyżkę wody w wymianie z atmosferą ma Ocean Arktyczny, wynosi ona 141 mm rocznie, co odpowiada objętości wody 2 080 km^3 (patrz tab. 38.1 na s. 648) (Doganowskij, Malinin 2004; Kossowska-Cezak, Bajkiewicz-Grabowska 2008). Stały niedobór wody cechuje te obszary wszystkich oceanów, które zawarte są między 50°N i 40°S.

Globalnie, lądy mają nadwyżkę wody w wymianie z atmosferą (Pk > Ek ) (tab. C; ryc. C), wynoszącą ok. 47 000 km^3, co odpowiada 314 mm warstwy wody. Największe roczne nadwyżki wody ma Ameryka Południowa, wynoszą one 687 mm (12 212 km^3 wody). Pozostałe kontynenty mają nadwyżki wody ponad dwukrotnie niższe (tab. D). Na znacznej części tych kontynentów występują warunki klimatyczne, w których wielkość parowania przewyższa ilość opadów stale (pustynie) lub okresowo (obszary z porą suchą i deszczową). Najwięcej pary wodnej do atmosfery w lądowej fazie cyklu hydrologicznego trafia z Azji, Afryki i Ameryki Południowej – łącznie 51 700 km^3 wody, czyli ok. 72% globalnej ilości wody, która rocznie wyparowuje do atmosfery ze wszystkich kontynentów (tab. D). Najmniej zaś wody (10 400 km^3, tj. 14%) oddają atmosferze w lądowej fazie cyklu hydrologicznego: Antarktyda (zaledwie 400 km^3), Australia (4 600 km^3) i Europa (ok. 5 400 km^3). W skali całej Ziemi ponad połowa odpływu rocznego do oceanu światowego pochodzi z Azji (ok. 32%) i Ameryki Południowej (28%), a w szczególności z tych ich obszarów, które znajdują się w strefie równikowej. Sama tylko Amazonka, największa rzeka naszej planety, wprowadza rocznie do wszechoceanu ok. 15% globalnego odpływu rzecznego. Największy odpływ rzeczny trafia do Oceanu Atlantyckiego – rocznie 48% globalnego odpływu rzecznego, i do Oceanu Spokojnego – blisko 30%. Na obszarach bez odpływu powierzchniowego do mórz i oceanów (bezodpływowych) powstaje rocznie 2,3% globalnego odpływu rzecznego (Doganowskij, Malinin 2004).

Czas pozostawania wody w hydrosferze[29] w określonej postaci jest bardzo zróżnicowany (tab. E). Jedni uważają (m.in.: Berner, Berner 1987; Newton 2003;

Tab. D. Bilans wodny kontynentów

Kontynent (powierzchnia)

Objętość wody (km^3)

Warstwa wody

(mm)

% suma wody biorącej udział w obiegu na kontynencie

Europa (10,5 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

8 290

790

100

parowanie wody

5 388

513

65

odpływ (rzeczny i podziemny)

2 902

277

35

Azja (44,5 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

32 200

724

100

parowanie wody

17 710

398

55

odpływ (rzeczny i podziemny)

14 490

326

45

Afryka (29,6 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

22 300

753

100

parowanie wody

17 840

603

80

odpływ (rzeczny i podziemny)

4 460

150

20

Ameryka Północna (24,2 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

18 300

756

100

parowanie wody

10 065

416

55

odpływ (rzeczny i podziemny)

8 235

340

45

Ameryka Południowa (17,8 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

28 400

1596

100

parowanie wody

16 188

909

57

odpływ (rzeczny i podziemny)

12 212

687

43

Australia i Oceania (8,5 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

7 080

833

100

parowanie wody

4 602

541

65

odpływ (rzeczny i podziemny)

2 478

292

35

Antarktyda (14,0 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

2 400

171

100

parowanie (sublimacja)

400

29

17

odpływ lodu

2 000

142

83

Kontynenty ogółem (149,1 ⋅ 10^6 km^2)

opady atmosferyczne

118 970

798

100

parowanie wody

72 193

484

61

odpływ do oceanu światowego

46 777

314

39

Źródło: Gleick 1993; Doganowskij, Malinin 2004.

Ryc. C. Bilanse wodne kontynentów

Źródło: Gleick 1993.

Marshak 2005; Macioszczyk 2006), że woda w powierzchniowej strefie oceanów przebywa średnio 3 000–4 000 lat, a w głębi oceanów ok. 37 000 lat; czas pozostawania wody w lodowcach wynosi ok. 16 000 lat, w jeziorach od kilku do setek lat, w rzekach 10–15 dni, w zbiornikach podziemnych od kilku dni do dziesiątek tysięcy lat (średnio ok. 300 lat), w glebie od 2 tygodni do roku, a w atmosferze od 8 do 10 dni. Według innych obliczeń w okresie 100 lat cząsteczka wody przeciętnie przez 98 lat przebywa w oceanie, 20 miesięcy ma postać lodu, ok. 2 tygodnie pozostaje w jeziorach i rzekach i mniej niż tydzień unosi się w atmosferze (Kowalczak 2007).

Z danych dotyczących bilansu wodnego świata (World water balance… 1978) wynika, że przy objętości wody, która rocznie wymienia się w cyklu hydrologicznym w konkretnym zbiorniku hydrosfery czas wymiany wody w oceanie światowym wynosi ok. 2 650 lat, w globalnym zbiorniku wód podziemnych 1 400 lat, w tym wód strefy aktywnej wymiany 630 lat, w lądolodach kontynentalnych 9 700 lat, w lodowcach górskich 1 000 lat, w zbiorniku marzłoci trwałej 10 000 lat, w jeziorach 17 lat, w bagnach 5 lat, w zbiorniku wód glebowych 1 rok, w rzekach 16 dni, w atmosferze 8 dni, a woda biologiczna wymienia się co 7 dni (tab. E).

Tab. E. Czas wymiany wody w poszczególnych częściach hydrosfery

Element hydrosfery

Objętość wody wymieniającej się w obiegu rocznym (km^3)

Średni czas wymiany (przebywania pojedynczej cząsteczki wody w danej części hydrosfery)

Ocean światowy

505 000

2 650 lat

Wody podziemne

16 700

1 400 lat

w tym w strefie aktywnej wymiany do 100 m

16 700

630 lat

Wody glebowe i w strefie aeracji

16 500

1 rok

Lodowce i stała pokrywa śnieżna

Antarktyda i Grenlandia

2 477

9 700 lat

Lodowce górskie

25

1 600 lat

Wieloletnia marzłoć

30

10 000 lat

Jeziora

10 376

17 lat

Bagna

2 294

5 lat

Rzeki

45 000

17 dni

Para wodna w atmosferze

577 000

8 dni

Woda biologiczna

60 000

7 dni

Źródło: World water balance and water resources of the earth 1978; Shiklomanov, Rodda 2003.

Z powyższych zestawień wynika, że stosunkowo mały udział wody słodkiej w hydrosferze (lodowce, zbiorniki wodne, rzeki, woda glebowa, płytkie wody podziemne, para wodna) jest kompensowany jej szybkim obiegiem. Najkrótszy jest czas przebywania wody w atmosferze – od wyparowania do powrotu na powierzchnię Ziemi w postaci opadu lub osadu. Atmosferyczna faza obiegu wody zachodzi zatem najszybciej, co wymaga bardzo dużej ilości energii promieniowania słonecznego[30].

Wszystkie wartości liczbowe dotyczące hydrosfery należy traktować jako orientacyjne i szacunkowe, oparte na niepełnych i niejednorodnych materiałach.

Coraz częściej słyszy się, że kontynentalny obieg wody zbliża się do niebezpiecznego progu, którego przekroczenie może doprowadzić do klęsk ekologicznych o zasięgu nie tylko kontynentalnym, ale i globalnym. Prawdopodobieństwo splotu niekorzystnych zmian hydroklimatycznych i antropogenicznych jest wysokie, bowiem współczesne geoekosystemy z uwagi na intensywną działalność gospodarczą stają się coraz bardziej niestabilne, tym bardziej że każdy kolejny rok kalendarzowy po roku 2000 wpisuje się w obraz globalnie cieplejszego świata (Kundzewicz 2011). Coraz mocniejsze są przesłanki wskazujące, że zachodzące obecnie zmiany klimatu różnią się w istotny sposób od tych zmian klimatycznych, które w historii naszej planety wywołane były wyłącznie czynnikami naturalnymi (zmianami aktywności Słońca, zmianami parametrów orbitalnych, naturalną zmianą składu ziemskiej atmosfery). Konsekwencje ocieplenia są już obserwowane w sieci hydrograficznej Ziemi oraz w przebiegu zjawisk i procesów hydrologicznych. Bardzo silne zmiany zachodzą w kriosferze, która kurczy się wraz z postępującym ociepleniem. Lodowce cofają się z szybkością większą niż w okresie ostatnich 5 000 lat, a tempo ich topnienia rośnie w czasie. Zwiększa się dopływ słodkiej wody do oceanu światowego w efekcie czego wysładza się woda morska. Degradacji ulega wieloletnia marzłoć, cieńsza jest pokrywa lodowa na rzekach i jeziorach, krócej na lądzie zalega pokrywa śnieżna. Na półkuli północnej okres zlodzenia jezior i rzek ulega skróceniu i coraz częściej występują zimy z brakiem pokrywy lodowej na rzekach i jeziorach. W wyniku topnienia kriosfery i rozszerzalności cieplnej wody podnosi się poziom oceanu światowego. W ostatniej dekadzie poziom oceanu wzrastał o 3–3,5 mm/rok, podczas gdy w ostatnim stuleciu wzrost ten wynosił 1,7 do 1,8 mm/rok.

Cykl hydrologiczny może być badany w różnej skali przestrzennej: skali globalnej – obejmującej całą Ziemię, w skali kontynentu, w skali zlewni, w skali wydzielonego jednorodnego obszaru, w skali kolumny – często określanej jako skala punktowa. Przedmiotem zainteresowania hydrologii ogólnej są przede wszystkim skala globalna i skala kontynentu, ale również skala zlewni; hydrologia dynamiczna bada procesy hydrologiczne w skali zlewni, w skali wydzielonego jednorodnego obszaru i w skali kolumny, natomiast hydrologia stosowana procesy te bada w skali zlewni.

LĄDOWA CZĘŚĆ HYDROSFERY

Ilość wody na kontynentach, tj. lądowej powierzchni Ziemi, wynosi ok. 48 mln km^3, czyli tylko 3,5% całkowitych zapasów hydrosfery (tab. 1.1). Są to wody występujące w postaci ciekłej (wody podziemne, wody powierzchniowe: rzeki, jeziora, bagna, wody glebowe), stałej (lodowce kontynentalne, lodowce górskie, lód gruntowy w strefie marzłoci trwałej i stała pokrywa śnieżna) oraz gazowej (para wodna w powietrzu glebowym). Największa ilość zapasów wodnych w lądowej części hydrosfery ma postać lodu, bo aż 50,8%. Pozostałą część tych zapasów już w postaci ciekłej stanowi woda przede wszystkim podziemna (48,8%); wody powierzchniowe gromadzą tylko 0,4% tych zapasów (tj. 190 000 km^3), z tego tylko nieco ponad 1,1% rzeki.

Tab. 1.1. Zapasy wodne lądowej części hydrosfery

Rodzaj wód

Zajmowana powierzchnia (10^6 km^2)

Objętość

(10^3 km^3)

Udział w zapasach wodnych (%)

ogólnej objętości hydrosfery

wód słodkich hydrosfery

Wody podziemne

148,8

23 400

1,7

w tym: odnawialne (słodkie)

10 530

0,7

30,1

Woda glebowa

82,0

16,5

0,001

0,05

Lodowce i stała pokrywa śnieżna

16,276

24 064b

1,74

68,7

w tym: Antarktyda

13,98

21 600

1,56

61,7

Grenlandia

1,8

2 340

0,17

6,68

arktyczne wyspy

0,226

83,5

0,006

0,24

lodowce górskie

0,27

40,6

0,003

0,12

Lód gruntowy w strefie wieloletniej marzłoci

21,0

300,0

0,022

0,86

Jeziora

2,06

176,4

0,013

0,26

w tym: słodkowodne

1,24

91,0

0,007

słone

0,82

85,4

0,006

zaporowe

0,4

6,0

0,0004

Bagnaa

2,68

11,5

0,0008

0,03

Rzeki

148,8

2,12

0,0002

0,006

a według danych Global Peat Resources 1996 bagna zajmują powierzchnię 6,42 mln km^2.

b różnice w podawanej w literaturze ilości wody zmagazynowanej w lodowcach i stałej pokrywie śnieżnej (24,0 mln, 29,2 mln, 30,1 mln km^3) wynikają z odmiennych wartości wyjściowych przyjmowanych do obliczeń objętości lodowców oraz z różnych gęstości firnu i lodu lodowcowego.

Źródło: Shiklomanov, Rodda 2003; Doganowskij 2012.

1. WODY PODZIEMNE

Wszystkie wody lądowej części hydrosfery, które znajdują się pod powierzchnią ziemi i wypełniają wszelkiego rodzaju pustki, próżnie i szczeliny w skałach skorupy ziemskiej należą do wód podziemnych (Macioszczyk 2006). Są to wody wolne, niezwiązane chemicznie i fizycznie z ośrodkiem skalnym, a więc przemieszczające się w skałach pod wpływem siły grawitacji lub ciśnienia hydrostatycznego. Wody podziemne gromadzą się w trzech strefach:

– aktywnej (swobodnej) wymiany; wody podziemne tej strefy pozostają pod silnym wpływem warunków klimatycznych;

– o utrudnionej wymianie; wody podziemne tej strefy są zasilane wodą przesiąkającą ze strefy aktywnej wymiany i pośrednio wodą opadową;

– o zredukowanej wymianie; jest to strefa stagnacji hydrogeochemicznej.

W zależności od głębokości występowania i powiązania z siecią wód powierzchniowych wody podziemne uczestniczą w mniejszym lub większym stopniu w obiegu wody na Ziemi (cyklu hydrologicznym); są jedną ze składowych tego obiegu. W cyklu hydrologicznym uczestniczą przede wszystkim wody podziemne ze strefy aktywnej (swobodnej) wymiany, czyli te, które są zasilane opadami atmosferycznymi (w mniejszym stopniu też wodami powierzchniowymi) oraz są drenowane przez źródła, bagna, cieki, jeziora. Strefa tych wód sięga do głębokości 100 m na równinach i nawet 200 m na obszarach górskich (tab. 1.2). Zapasy wód podziemnych tej strefy wymiany są szacowane na ok. 4,3 mln km^3 (Doganowskij 2012); stanowią zatem nieco ponad 18% zapasów wód podziemnych hydrosfery. Są to wody współczesne, słodkie, odnawialne w cyklu rocznym, przy czym czas pełnej wymiany wód w tej strefie szacuje się na 230–360 lat.

Tab. 1.2. Strefy wymiany wód podziemnych i ich charakterystyka

Strefa

Obszary

Względne wielkości intensywności wymiany wód

Średnia miąższość strefy (m)

Czas pełnej wymiany wód w strefie (lata)

Aktywnej wymiany wód podziemnych

górskie

1

200

230

równinne

1

100

360

Utrudnionej wymiany wód podziemnych

górskie

0,1

2 000

13 000

równinne

0,01

400

60 000

Stagnacji wód podziemnych

górskie

0,001

2 000

12 000 000

równinne

0,0001

2 000

36 000 000

Źródło: Zwieriew, Kononow 1974.

W cyklu hydrologicznym biorą też udział wody podziemne ze strefy o utrudnionej (zwolnionej lub wolnej) wymianie, leżącej głębiej, która sięga od głębokości 100 m do poziomu morza. Miąższość tej strefy wynosi na obszarach równinnych ok. 400 m, a w obszarach górskich ok. 2 000 metrów. Bazą drenażu dla tych wód podziemnych są: dna dużych dolin rzecznych, depresje i wszelkie głębokie obniżenia powierzchni terenu, a na obszarach wybrzeży: morza i oceany. Wody podziemne tej strefy pozostają pod ciśnieniem hydrostatycznym; mają podwyższoną mineralizację, ale na ogół są jeszcze słodkie. Zapasy wód podziemnych w strefie o utrudnionej wymianie są szacowane na 6,2 mln km^3, co stanowi 27% zapasów wód podziemnych hydrosfery; czas pełnej wymiany wód tej strefy sięga tysięcy lat; są to wody dawne (tab. 1.2).

Woda podziemna gromadzi się jeszcze w trzeciej strefie rozciągającej się od poziomu morza do głębokości ok. 2 km, nazwanej strefą o zredukowanej wymianie lub strefą stagnacji wód. Wody podziemne jedynie w górnej części tej strefy mogą mieć kontakt hydrauliczny z rzekami płynącymi w głęboko wciętych dolinach, głębokimi jeziorami oraz z morskimi i oceanicznymi rynnami i rowami. Znaczna część wód podziemnych tej strefy znajduje się w bezruchu w związku z brakiem zasilania i drenażu[31]. Są to wody słone i solanki[32]. Zapasy wód podziemnych w strefie o zredukowanej wymianie są szacowane na ok. 13 mln km^3, stanowią one zatem 55% zapasów wód podziemnych hydrosfery. Czas pełnej wymiany tych wód sięga milionów lat; są to wody pradawne (tab. 1.2) (Wieczysty 1970).

Wody podziemne stref zwolnionej wymiany i stagnacji wód wchodzą w tzw. litologiczny obieg wód. Wody te pozostają w ścisłym związku z procesami, jakimi są poddawane skały wodonośne podczas rozwoju geologicznego danego obszaru (Macioszczyk 2006). Kontynentalne zapasy wód podziemnych oraz szacunkowe wielkości odpływu podziemnego do rzek przedstawia tabela 1.3.

Tab. 1.3. Zapasy wód podziemnych na kontynentach i wybrane ich charakterystyki

Kontynent

Wysokość

m n.p.m.

Zapasy wód podziemnych

V mln km^3

Odpływ podziemny do rzek Vp

tys. km^3 ⋅ rok-1

Jednostkowe zapasy wód podziemnych

V/A

km^3/km^2

Udział wód słodkich %

do głębokości 2000 m

do głębokości 200 m

słodkich

Europa

300

1,6

0,5

1,39

1,12

0,15

87

Azja

950

7,8

1,3

3,40

3,75

0,18

44

Ameryka Północna

700

4,3

0,7

1,90

2,16

0,18

44

Ameryka Południowa

580

3,0

0,5

4,12

0,17

Afryka

650

5,5

1,0

2,27

1,60

0,18

41

Australia

350

1,2

0,3

0,30

0,58

0,14

25

Źródło: Doganowskij, Malinin 2004.

1.1. Geneza wód podziemnych

Zdecydowana większość wód podziemnych hydrosfery pochodzi z opadów atmosferycznych. Są to podziemne wody infiltracyjne (nazywane też meteorycznymi)[33], które tworzą się w skałach skorupy ziemskiej wskutek przesiąkania opadów atmosferycznych, wypełniając połączone próżnie skalne nad podłożem będącym dla przesiąkającej wody nieprzepuszczalną barierą[34]. Ilość wód przesiąkających w głąb skorupy ziemskiej jest uzależniona od wielu czynników, głównie od ilości i natężenia opadów atmosferycznych, rzeźby terenu i zdolności skał do przewodzenia wody. Są obszary, na których woda opadowa praktycznie nie wsiąka, są też takie, gdzie przesiąka przez skały nawet 50% opadu atmosferycznego.

Podziemne wody infiltracyjne występują głównie w przypowierzchniowych skałach skorupy ziemskiej, na różnych głębokościach, w dogodnych warunkach (odpowiednia ilość opadów i znaczna zdolność skał do przewodzenia wody) nawet do kilku kilometrów w głąb Ziemi. Na niektórych obszarach mogą pochodzić także z przesiąkania wód powierzchniowych rzecznych lub jeziornych.

Wody infiltracyjne są głównym typem genetycznym wód podziemnych w przypowierzchniowej części skorupy ziemskiej; uczestniczą aktywnie w cyklu hydrologicznym, stąd ich zasoby są odnawialne.

W hydrosferze są też wody podziemne innej genezy: kondensacyjne, juwenilne, reliktowe i metamorficzne. Ich rola w globalnym cyklu hydrologicznym jest jednak niewielka.

Podziemne wody kondensacyjne[35] powstają z pary wodnej przenikającej z atmosfery w głąb ziemi i tam kondensującej. Badania wykazują, że wody podziemne mogą być zasilane także wodą powstałą w wyniku skraplania (kondensacji) pary wodnej nie tylko w gruncie, ale też na powierzchni ziemi. Proces ten przebiega głównie nocą. W ciągu dnia na skutek insolacji silnie nagrzewa się przypowierzchniowa warstwa gruntu, w której maksymalne ciśnienie pary wodnej w powietrzu glebowym jest dużo większe niż ciśnienie pary wodnej w powietrzu nad gruntem. Nagrzana w ciągu dnia warstwa gruntu w nocy silnie się oziębia wskutek wypromieniowania ciepła. Gdy oziębi się do temperatury punktu rosy, zgromadzona w niej w dzień para wodna podlega kondensacji. Ilość powstającej w ten sposób wody jest zazwyczaj niewielka; znaczna jej część ulega wyparowaniu przy wzroście temperatury powietrza. Przeto wody kondensacyjne nie odgrywają większej roli w zasilaniu wód podziemnych. Jedynie w strefie pustyń, półpustyń i suchego stepu woda kondensacyjna stanowi znaczące ogniwo w bilansie wodnym gleb. Ilość wody pochodzącej z kondensacji pary wodnej w gruncie w strefie suchego stepu stanowi 1/6 rocznej sumy opadów atmosferycznych tej strefy, w strefie półpustyń prawie połowę rocznej sumy opadów, a w strefie pustyń jest to najważniejsze źródło wody w gruncie (Tomaszewski 1964; Płochniewski 1971).

Podziemne wody juwenilne (dziewicze)[36] powstają w ostatnim etapie krzepnięcia magmy podczas jej wędrówki ku powierzchni Ziemi. Kiedy temperatura magmy spada poniżej temperatury krytycznej wody (+374,2oC przy ciśnieniu 22 MPa), para wodna zawarta w magmie skrapla się i w skorupie ziemskiej pojawia się po raz pierwszy w swej historii geologicznej woda. Tworzy ona lokalne zbiorniki lub zasila już istniejące wody podziemne; niekiedy wypływa na powierzchnię w postaci gejzerów lub gorących (termalnych) źródeł, włączając się do globalnego cyklu hydrologicznego. Wody juwenilne mają bardzo wysoką temperaturę, są zmineralizowane, zawierają znaczne ilości gazów. Występują przede wszystkim na obszarach czynnego i wygasającego wulkanizmu, choć nie wszystkie występujące tam wody podziemne są wodami juwenilnymi (Pazdro, Kozerski 1990; Macioszczyk 2006).

Wody reliktowe (szczątkowe, pogrzebane, kopalne) są to wody podziemne uwięzione w skałach na znacznych głębokościach, całkowicie izolowane od wpływu czynników zewnętrznych; znajdują się poza strefą wymiany i nie biorą udziału w globalnym obiegu wody; są to wody stagnujące, ich zapasy są nieodnawialne. Wody te powstały w dawnych epokach geologicznych. W zależności od wieku utworów geologicznych i wieku występujących w nich wód reliktowych wyróżnia się wody reliktowe sedymentacyjne i wody reliktowe infiltracyjne (paleoinfiltracyjne). Wody reliktowe sedymentacyjne zostały wyłączone z obiegu hydrologicznego już w trakcie powstawania osadów je zawierających. Wiek tych wód podziemnych jest w przybliżeniu zgodny z wiekiem otaczających skał. Wody te są pozostałością dawnych zbiorników jeziornych lub morskich w osadach dennych tych zbiorników. Wody paleoinfiltracyjne powstały na drodze infiltracji w dawnych epokach geologicznych i zostały odcięte od współczesnego cyklu hydrologicznego, pozostając w całkowitej izolacji i stagnacji. Są to zatem wody podziemne pochodzenia atmosferycznego lub wody powierzchniowe, które w minionych epokach geologicznych przesączały się do zdiagenezowanych utworów, a następnie wraz z nimi zostały odizolowane od globalnego obiegu wody. Wody te są więc młodsze od wieku skał, w których obecnie występują.

Pewna część wód podziemnych powstaje w czasie metamorfozy termicznej minerałów nietrwałych w tzw. procesie dehydroksylacji (Pazdro, Kozerski 1990); są to wody metamorficzne. Procesowi temu podlegają przede wszystkim hydrokrzemiany z grupy minerałów ilastych (np. kaolinit). Jest to typ wód niezwiązany ze współczesnym obiegiem wody w przyrodzie (Macioszczyk 2006).

1.2. Charakterystyka wód podziemnych

Występujące w hydrosferze wody podziemne, zwłaszcza te, które aktywnie uczestniczą w cyklu hydrologicznym, w zdecydowanej większości pochodzą z opadów atmosferycznych; są to wody infiltracyjne. Woda opadowa wsiąka w podłoże[37] i natrafia na pewnej głębokości na warstwę utworów o mniejszej przepuszczalności (lub utworów nieprzepuszczalnych), na których „zatrzymuje się” i zaczyna powyżej tej warstwy wypełniać (nasycać) puste przestrzenie środowiska skalnego. Strefa, w której wszystkie puste przestrzenie gruntu są całkowicie wypełnione do pewnej wysokości wodą wolną jest nazywana strefą saturacji (strefą nasycenia wodą, strefą nawodnioną). Ponad tą strefą występuje strefa aeracji (strefa napowietrzenia) sięgająca do powierzchni ziemi (ryc. 1.1). Strefę saturacji od strefy aeracji oddziela zwierciadło wody podziemnej, będące powierzchnią wody wolnej (ryc. 1.1); jest to umowna powierzchnia, na której ciśnienie hydrostatyczne jest równe atmosferycznemu.

Ryc. 1.1. Strefy aeracji (napowietrzenia) i saturacji (nasycenia wodą)

1.2.1. Woda w strefie aeracji

Strefą aeracji lub strefą napowietrzenia nazywa się strefę między powierzchnią ziemi a zwierciadłem wód podziemnych, poniżej którego skały znajdują się w stanie pełnego nasycenia wodą wolną (ryc. 1.1). Strefa ta obejmuje warstwę utworów powierzchniowych, w których współistnieją ziarna skały, woda i powietrze (ryc. 1.2). Górną część strefy aeracji stanowi gleba powstała ze skały macierzystej pod wpływem czynników glebotwórczych w procesie glebotwórczym (Prusinkiewicz 1994). Miąższość strefy aeracji jest różna: od kilku centymetrów do ponad 100 metrów. Najmniejszą miąższość strefa aeracji osiąga na obszarach bagiennych (niekiedy brak jest tu jej zupełnie), największą w górach, na obszarach krasowych i na pustyniach.

Ryc. 1.2. Ziarna gruntu, powietrze glebowe i woda związana fizycznie

Strefa aeracji jest układem trójfazowym, złożonym z fazy stałej, którą tworzą ziarna mineralne oraz cząstki organiczno-mineralne i organiczne, z fazy ciekłej, którą są woda i roztwory glebowe, i fazy gazowej, którą stanowi powietrze zawierające gazy i parę wodną w stanie nasycenia (Hillel 2004). Przestwory występujące między cząstkami fazy stałej są wypełnione powietrzem (glebowym/gruntowym) oraz wodami związanymi fizycznie z cząstkami gruntu (higroskopową, błonkowatą i kapilarną) (ryc. 1.2), a okresowo też przesączającą się[38] wodą wolną.

Źródłem wody w strefie aeracji są przede wszystkim opady i osady atmosferyczne, ale także woda kondensacyjna, powstająca w wyniku skraplania pary wodnej zawartej w powietrzu glebowym, oraz woda gruntowa, podsiąkająca z warstw znajdujących się w stanie całkowitego nawodnienia, czyli strefy saturacji. Powietrze do strefy aeracji przenika z atmosfery wraz z opadami i drogą dyfuzji.

W strefie aeracji woda występuje w trzech stanach: stałym, gazowym i ciekłym, tj. jako woda krystalizacyjna, para wodna, woda związana fizycznie, woda kapilarna i woda wolna grawitacyjna.

Woda krystalizacyjna jest składnikiem niektórych związków i minerałów glebowych (np. gipsu, wodorotlenków żelaza, tlenków krzemu). W sensie fizycznym ma postać stałą i nie bierze udziału w krążeniu wody w przyrodzie.

Para wodna występuje w powietrzu gruntowym (ryc. 1.3). Jej ilość jest regulowana stałą wymianą między powietrzem gruntowym i atmosferycznym; jej ruch odbywa się ze środowiska o wyższym ciśnieniu pary wodnej do środowiska, w którym jest ono niższe. Może się ona przemieszczać w strefie aeracji wraz z powietrzem gruntowym biernie pod wpływem zmian ciśnienia atmosferycznego, temperatury i wilgotności lub aktywnie – na skutek dyfuzji, dzięki występowaniu gradientu ciśnienia pary wodnej. W czasie przemieszczania przeobraża się ona w inne postacie wody dzięki kondensacji i sorpcji.

Woda związana fizycznie, zwana też wodą molekularną, to woda związana z cząstkami gruntu siłami molekularnymi (siłami adhezji[39], siłami van der Waalsa[40] i siłami wiązań wodorowych). Okrywa ona ziarna i drobiny organiczne mikroskopijnymi warstewkami w postaci wody higroskopowej, bezpośrednio przylegającej do ziarna i wody błonkowatej, otaczającej ziarno wraz z wodą higroskopową. Woda związana fizycznie ma ograniczone możliwości ruchu, nie odcieka pod wpływem siły grawitacji. Ilość tej wody w strefie aeracji decyduje o możliwościach przemieszczania się wolnej wody grawitacyjnej w głąb ku wodom podziemnym.

Woda higroskopowa powstaje w wyniku adsorpcji pary wodnej z powietrza na powierzchni ziaren mineralnych i drobin organicznych (ryc. 1.3) i jest w sposób najbardziej trwały związana z nimi. Adsorpcja pary wodnej z powietrza gruntowego zaczyna się już wówczas, gdy jego wilgotność względna osiąga 10% (Kowalik 1999) i trwa aż do uzyskania stanu równowagi między nasyceniem parą wodną gruntu i znajdującego się w nim powietrza – jest to stan maksymalnej higroskopowości (powietrze w gruncie ma wilgotność względną 94%).

Zdolności adsorpcyjne skał (tzw. wodochłonność higroskopowa) są tym większe, im drobniejsze są ich cząstki. Najbardziej adsorbują parę wodną cząstki koloidalne i ziarna frakcji iłowej. W żwirach ilość wody higroskopowej sięga 0,05%, w piaskach 1%, w piaskach pylastych 7%, w glinach i iłach 20% (Pazdro, Kozerski 1990). Woda ta otacza ziarno skały częściowo (higroskopowość niepełna) lub całkowicie (higroskopowość maksymalna) warstewką grubości ok. 2,76⋅ 10-2 μm, przyciąganą do cząstek stałych, i ma postać zbliżoną do sprężystego ciała stałego oraz takie jak to ciało właściwości. Woda higroskopowa ma dużą gęstość (2 g⋅ cm-3), niską temperaturę zamarzania (–78°C), nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego, nie rozpuszcza substancji, nie może być pobierana przez rośliny. W strefie aeracji przemieszcza się jedynie w postaci pary wodnej, w zależności od zmian temperatury i wilgotności powietrza.

Ryc. 1.3. Schemat różnych postaci wody w strefie aeracji

Objaśnienia: 1 – ziarna mineralne, 2 – cząsteczki wody w postaci pary; a – higroskopowość niepełna, b – higroskopowość maksymalna, c, d – ziarna skał z wodą błonkowatą, e – ziarno skały z wodą wolną; strzałki ułożone koncentrycznie oznaczają kierunki przyciągania wody przez ziarna skał, strzałki ułożone pionowo – kierunek ruchu wody wolnej.

Woda błonkowata otacza warstewką cząstkę gruntu wraz z wodą higroskopową (ryc. 1.3). Tworzy się wówczas, gdy grunt osiągnie stan maksymalnej wilgotności higroskopowej. Zostaje wtedy przerwana adsorpcja pary wodnej z powietrza gruntowego, trwa nadal proces wiązania przez ziarna cząsteczek wody kapilarnej i wody wsiąkającej; w ten sposób tworzy się wokół ziaren kolejna warstewka wody związanej – woda błonkowata. Wyróżnia się w niej dwie nieco odmienne warstwy. Warstwa bliżej ziarna jest bardzo silnie z nim związana i podobnie jak woda higroskopowa, do której przylega, ma prawie takie same jak ona właściwości. Warstwa zewnętrzna wody błonkowatej jest z ziarnem już luźniej związana; siły wiążące ją z ziarnem maleją ze wzrostem jej grubości (Maciaszczyk 2006). Dzięki temu woda błonkowata ma możliwość przemieszczania się wokół ziaren gruntu w kierunku cieńszej warstwy błonki (ryc. 1.3: c,d). Grubość błonek jest różna, nie przekracza jednak 0,5 μm. Woda błonkowata nie podlega działaniu siły ciężkości i nie ma wpływu na zmiany ciśnienia hydrostatycznego; zamarza w temperaturze poniżej 0°C, ma ograniczoną zdolność rozpuszczania soli, jest niedostępna dla roślin. Ilość wody zawartej w gruncie nosi nazwę wilgotności molekularnej i jest tym większa, im mniejsza jest średnica ziaren (np. w żwirach wynosi 1,5%, a w iłach 45%).

Woda kapilarna (włoskowata) jest formą pośrednią między wodą związaną fizycznie i wolną wodą grawitacyjną. Występowanie wody kapilarnej w porach gruntu i szczelinach skał jest wywołane napięciem powierzchniowym wody i przyleganiem do ich powierzchni pod wpływem sił międzycząsteczkowych. Wypełnia ona małe pory o rozmiarach od 10-4 do 10-1 mm i ostre, wąskie zagłębienia większych porów utrzymując się w nich siłą napięcia kapilarnego (włoskowatego). Napięcie to przewyższa znacznie siłę ciężkości. Woda kapilarna ma zatem możliwość podsiąkania ku górze i w bok na zasadzie praw kapilarnych (siła ssania kapilarnego). Wznoszenie kapilarne trwa dopóki ciśnienie hydrostatyczne słupa wody nie zrównoważy ciśnienia włoskowatego. Wysokość wzniosu kapilarnego (podniesienia się wody w przewodach kapilarnych) zależy od średnicy porów i szczelin (średnica od 0,5 mm do 0,2 μm), w których znajduje się woda. Im drobniejsze są kanaliki, tym woda kapilarna podsiąka wyżej (ryc. 1.4, tab. 1.4). Jednocześnie, prędkość wzniosu kapilarnego maleje wraz ze wzrostem wysokości, co spowodowane jest malejącą różnicą pomiędzy ciśnieniem włoskowatym a ciężarem słupa wznoszącej wody.

Ryc. 1.4. Wysokość wzniosu kapilarnego w porach o różnej średnicy

Źródło: Janssen i Dempsey [w:] Grabowska-Olszewska 1998.

Tab. 1.4. Wysokość wzniosu kapilarnego w wybranych skałach

Rodzaj skały

Wysokość wzniosu

kapilarnego (m)

Żwiry

do 0,03

Piaski gruboziarniste

0,03–0,12

Piaski średnioziarniste

0,12–0,35

Piaski drobnoziarniste

0,35–1,2

Piaski pylaste, mułki

1,2–3,5

Piaski gliniaste

1,0–1,5

Glina piaszczysta lekka

1,5–2,0

Glina piaszczysta średnia

2,0–3,0

Glina piaszczysta ciężka

3,0–4,0

Lessowe pyły i gliny pylaste

1,5–4,0

Gliny zwięzłe

3,8–8,0

Muł

1,0–10,0

Ił

1,0– >30,0

Torf

1,2–1,5

Źródło: Kowalski 1988; Mizerski 2006; Kotowski 2015.

Woda kapilarna występuje w pobliżu strefy saturacji, dzięki podsiąkowi ze strefy nasyconej; jest to tzw. woda kapilarna podparta (ryc. 1.5). W strefie aeracji może też występować jako woda kapilarna zawieszona (ryc. 1.5); powstaje wówczas, gdy wsiąkająca w grunt woda opadowa przenika do porów kapilarnych lub też w wyniku szybkiego opadania zwierciadła wód podziemnych i oderwania się tych wód od strefy wzniosu kapilarnego. Woda kapilarna zawieszona nie ma więc bezpośredniej łączności z wodą wolną. Maksymalna wysokość wody kapilarnej zawieszonej jest dwukrotnie większa od wysokości wody kapilarnej podpartej (Kowalski 1988). W strefie aeracji woda kapilarna może występować również w postaci oddzielnych izolowanych kropli w porach nadkapilarnych (średnica porów jest większa niż 0,5 mm), gdy stykające się ze sobą ziarna są tak do siebie zbliżone, że woda utrzymuje się między nimi siłami molekularnymi w postaci tzw. wody zakątkowej (wody stykowej, wody naroży porów) (ryc. 1.6).

Ryc. 1.5. Rodzaje wody kapilarnej

Objaśnienia: A – woda kapilarna związana ze zwierciadłem wody podziemnej (strefa wzniosu kapilarnego), B – kapilarna woda zawieszona, C – woda wolna.

Ryc. 1.6. Woda kapilarna zakątkowa

Woda kapilarna występuje w stanie płynnym, wykazuje dużą ruchliwość, podlega sile ciężkości, może przekazywać ciśnienie hydrostatyczne, gdy wszystkie kapilary gruntu są wypełnione, przemieszcza się od wilgotności większej do mniejszej zarówno w kierunku pionowym, jak i poziomym, dzięki czemu może uzupełniać zapas wody w strefie aeracji w warunkach intensywnej transpiracji roślin i parowania z powierzchniowej warstwy gruntu. Aktywnie rozpuszcza i transportuje rozpuszczone sole i drobne zawiesiny.

W strefie aeracji występuje też okresowo woda wolna (grawitacyjna), głównie w postaci wody wsiąkowej, to jest wody przemieszczającej się w głąb utworów skalnych do strefy saturacji. Stanowi ona w strefie aeracji tę część wody, w której siła ciężkości działająca na jej cząsteczki przewyższa siły przyciągania molekularnego fazy stałej i ciekłej oraz częściowo siły kapilarne. Obecność wody wsiąkowej w gruncie wiąże się z wielkością i częstością opadów atmosferycznych oraz przepuszczalnością gruntów. Woda wsiąkowa zapełnia większe, niekapilarne pory gruntu strefy aeracji i przesuwa się (przesącza) w głąb pod wpływem siły grawitacji. Ruch ten występuje po uprzednim wypełnieniu wszystkich kapilarnych przestrzeni skalnych (ryc. 1.7).

W strefie aeracji może także występować woda wolna zawieszona (ryc. 1.8). Powstaje ona wtedy, gdy w strefie tej występują soczewki skał nieprzepuszczalnych, na których zatrzymuje się i gromadzi woda wsiąkowa. Woda wolna zawieszona porusza się we wszystkich kierunkach: wyparowuje, spływa na wszystkie strony soczewki i w pewnej części przesiąka w głąb do strefy saturacji.

Wody występujące w strefie aeracji, tj. para wodna, woda związana fizycznie, woda kapilarna i woda wolna, są określane mianem wilgoci glebowej lub wilgoci gruntowej. Ilość tej wilgoci jest zmienna i zależna od warunków pogodowych: wzrasta w czasie opadów i roztopów, maleje zaś w okresie suszy atmosferycznej; jej zmiany mogą zachodzić od stanu skrajnie suchego do stanu pełnego nasycenia wodą, czyli stanu saturacji.

Ryc. 1.7. Główne rodzaje wody

Źródło: Pazdro, Kozerski 1990.

Ryc. 1.8. Występowanie wód zawieszonych

Objaśnienia: 1 – piaski, 2 – gliny piaszczyste, 3 – iły, 4 – zwierciadło wód zawieszonych, 5 – zwierciadło wody podziemnej; strzałki wskazują na kierunek ruchu wody wolnej zawieszonej.

Strefa aeracji często jest nazywana strefą wietrzenia i utleniania ze względu na zachodzące w niej procesy fizyczne i chemiczne, którym sprzyja przemieszczająca się w niej grawitacyjnie woda wolna.

Zróżnicowanie przestrzenne i zmienność czasowa zapasu wody w strefie aeracji są jednym z ważniejszych ogniw lądowej fazy cyklu hydrologicznego. Od zapasu wody w strefie aeracji zależy bowiem dalsza rola wody opadowej w procesach parowania, wsiąkania i formowania odpływu rzecznego.

1.2.2. Woda w strefie saturacji

Strefa saturacji, czyli strefa nasycenia, jest to część ośrodka skalnego, w którym wszystkie przestrzenie porowe, próżnie i szczeliny wypełnia stale i całkowicie wolna woda grawitacyjna (ryc. 1.1 i 1.9). Górną granicą tej strefy jest zwierciadło wody podziemnej, dolną – strefa skał nieprzepuszczalnych lub trudno przepuszczalnych. W strefie saturacji wokół ziaren występuje też woda związana fizycznie (higroskopowa i błonkowata). Woda wolna znajdująca się w strefie saturacji w jakimkolwiek utworze skalnym niezależnie od rodzaju skał, ich ułożenia i wieku, charakteru próżni, pochodzenia wody itp. tworzy poziom wodonośny (warstwę wodonośną)[41]. Synonimem poziomu wodonośnego są: poziom wód podziemnych i horyzont wodonośny (ryc. 1.9). Często poziomy wodonośne mają układ piętrowy (ryc. 1.10). Utwory skalne, które zawierają i przewodzą wodę wolną, nazywa się utworami (warstwami) wodonośnymi lub wodonoścami. Pierwszego terminu używa się w przypadku skał warstwowych, drugiego – w przypadku spękanych skał litych i skrasowiałych.

Ryc. 1.9. Poziom wodonośny

Objaśnienia: 1 – utwory wodonośne (piaski), a – strefa aeracji, b – strefa saturacji, c – zwierciadło wody podziemnej, 2 – utwory nieprzepuszczalne (iły), 3 – kierunki ruchu wody podziemnej.

Ryc. 1.10. Piętrowy układ poziomów wodonośnych

Objaśnienia: 1, 3, 5 – utwory wodonośne, 2, 4, 6 – utwory nieprzepuszczalne, I – wody gruntowe o zwierciadle swobodnym, II, III – wody wgłębne o zwierciadle swobodnym.

W warstwie wodonośnej (poziomie wodonośnym), czyli skałach znajdujących się w stanie pełnego nasycenia wodą wolną, można wyróżnić: spąg, strop i określić miąższość tej warstwy. Jako spąg warstwy wodonośnej przyjmuje się strop podścielającej ją warstwy nieprzepuszczalnej lub półprzepuszczalnej, która w znacznym stopniu ogranicza dalsze przesączanie wody wolnej (ryc. 1.11). Strop warstwy wodonośnej może stanowić powierzchnia wody wolnej w danej warstwie wodonośnej, czyli swobodne zwierciadło wody (ryc. 1.11a) lub strop warstwy wodonośnej, gdy przykryta jest ona utworami nieprzepuszczalnymi lub trudno przepuszczalnymi, które wymuszają położenie zwierciadła wody i je napinają (ryc. 1.11b).

Ryc. 1.11. Schemat warstwy wodonośnej o zwierciadle: a) swobodnym, b) napiętym

Objaśnienia: h – miąższość warstwy wodonośnej o zwierciadle swobodnym, m – miąższość warstwy wodonośnej o zwierciadle napiętym, 1 – zwierciadło swobodne, 2 – zwierciadło napięte, 3 – zwierciadło piezometryczne.

Źródło: Macioszczyk 2006.

Swobodne (wolne) zwierciadło wód podziemnych kształtuje się pod wpływem ciśnienia atmosferycznego; jest nad nim strefa aeracji, a więc pewna miąższość tej samej warstwy geologicznej nie zatopiona wodą wolną (ryc. 1.1, 1.9, 1.10, 1,11a); w przestrzeni tej przy zmiennym zasilaniu wodą wolną zwierciadło może się podnosić (dopływ wody wolnej) lub obniżać (brak dopływu wody wolnej) (ryc. 1.12). Kształt swobodnego zwierciadła wody podziemnej naśladuje w pewnym przybliżeniu kształt powierzchni terenu, czyli jest ono na ogół współkształtne z rzeźbą terenu – podnosi się pod wzniesieniami, obniża się pod wklęsłymi formami rzeźby (ryc. 1.9).

Ryc. 1.12. Zasięg strefy aeracji i kierunki przepływu wody w strefie saturacji w warunkach wysokiego (A) i niskiego (B) stanu zwierciadła wody podziemnej

Wymuszone spągiem nadległych, wyżej leżących utworów nieprzepuszczalnych lub półprzepuszczalnych zwierciadło wód podziemnych może być także napięte (naporowe) (ryc. 1.11b, 1.13). Znajduje się ono wówczas pod ciśnieniem wyższym od ciśnienia atmosferycznego. Jest to ciśnienie piezometryczne wywierane przez wodę na spąg nadległej warstwy nieprzepuszczalnej; gdy warstwa wodonośna jest nachylona, to ciśnienie piezometryczne wzrasta (ryc. 1.13 – p). Jeśli warstwa naporowa zostanie nawiercona do stropu warstwy wodonośnej (w nazewnictwie technicznym: do zwierciadła nawierconego) wówczas woda parta ciśnieniem hydrostatycznym podniesie się do wysokości, którą wyznacza poziom równowagi hydrostatycznej (ryc. 1.13 – linia ciśnień piezometrycznych) i na tym poziomie się ustali. Poziom tego zwierciadła ustalonego (nazywanego zwierciadłem statycznym) odpowiada poziomowi zwierciadła piezometrycznego[42]. Gdy wysokość wzniosu piezometrycznego ustalonego zwierciadła wody jest niższa od rzędnej powierzchni terenu, są to warunki subartezyjskie, a gdy jest wyższa od rzędnej powierzchni terenu są to warunki artezyjskie i obserwujemy wówczas samowypływy wód podziemnych.

Ryc. 1.13. Wody podziemne o zwierciadle swobodnym i napiętym

Objaśnienia: 1 – utwory wodonośne, a – strefa aeracji, b – strefa saturacji, 2 – utwory nieprzepuszczalne, p – wysokość ciśnienia piezometrycznego.

Ilość wody wolnej w strefie saturacji zależy od wielkości wolnych przestrzeni w utworach skalnych. Ich miarą są:

– porowatość, czyli system drobnych próżni i porów między ziarnami skał okruchowych (ziarnistych)[43]; ilościowo określają ją współczynnik porowatości i wskaźnik porowatości;

– szczelinowatość, czyli system pęknięć i szczelin w skałach litych powstałych pod wpływem różnych procesów geologicznych; ilościowo określają ją współczynnik gęstości szczelin i współczynnik szczelinowatości;

– krasowatość, czyli próżnie w skałach podlegających krasowieniu.

Na ilość wody w porach ma wpływ także kształt ziaren i stopień równomiernego uziarnienia.

W poziomie wodonośnym woda porusza się w kierunku zgodnym z nachyleniem zwierciadła (ryc. 1.9, 1.14). W niektórych strukturach ruch wody odbywa się pod wpływem różnicy ciśnień hydrostatycznych (ryc. 1.15). Nie wszystkie wody w strefie saturacji są w ruchu; pewna ich część, np. woda w zagłębieniach utworów podściełających warstwę wodonośną może znajdować się w stanie bezruchu (ryc. 1.16a), podobnie jest z wodą uwięzioną w soczewkach otoczonych ze wszystkich stron utworami półprzepuszczalnymi lub nieprzepuszczalnymi (ryc. 1.16b).

Ryc. 1.14. Strefa zasilania, spływu i drenażu wody podziemnej

Objaśnienia: 1 – piaski fluwioglacjalne, 2 – piaski rzeczne, 3 – gliny zwałowe, 4 – źródło, 5 – zwierciadło wody podziemnej.

Źródło: Płochniewski 1971.

Ryc. 1.15. Zasilanie warstw wodonośnych z niżej położonych poziomów

Objaśnienia: 1 – utwory przepuszczalne, 2 – utwory nieprzepuszczalne, 3a – swobodne zwierciadło wody podziemnej, 3b – napięte zwierciadło wody podziemnej, 4 – kierunek ruchu wody w strefie saturacji.

Źródło: Płochniewski 1971.

Ryc. 1.16. Zbiornik podziemny (a) i soczewka wody podziemnej (b)

Objaśnienia: 1 – utwory przepuszczalne, a – strefa aeracji, b – strefa saturacji, c – swobodne zwierciadło wody podziemnej, 2 – utwory nieprzepuszczalne.

W poziomie wodonośnym, w którym woda znajduje się w ruchu, można wydzielić trzy strefy poziome: zasilania, spływu i drenażu (ryc. 1.14).

Strefą zasilania (alimentacji) nazywa się obszar, na którym warstwa wodonośna wychodzi na powierzchnię terenu i gdzie następuje wsiąkanie (infiltracja) wód opadowych lub powierzchniowych (z rzek i jezior). Zasilanie może także pochodzić z dopływu wód podziemnych z niżej położonych poziomów wodonośnych (patrz ryc. 1.29 na s. 78). Charakterystyczną cechą tej strefy jest pionowy ruch wody wolnej: od powierzchni do podstawy (spągu) warstwy wodonośnej (Płochniewski 1971).

Strefa spływu obejmuje tę część warstwy wodonośnej, w której woda przemieszcza się od strefy zasilania do strefy drenażu (ryc. 1.14), nie ulegając przy tym zmianom ilościowym. Cechą charakterystyczną tej strefy jest ruch wody, zgodny z nachyleniem warstwy podścielającej. Woda pod wpływem siły ciężkości i nachylenia spągu warstwy wodonośnej przenika na coraz większe głębokości.

Strefa drenażu jest tą częścią warstwy wodonośnej, gdzie następuje częściowy lub całkowity odpływ wody podziemnej do sieci powierzchniowej (źródeł, bagien, cieków. jezior, mórz) (ryc. 1.14) lub do głębszych poziomów wodonośnych.

Te wody podziemne, które zasilają wody powierzchniowe obiekty hydrograficzne (źródła, bagna, cieki, jeziora, morza) noszą nazwę wód potamicznych, te które nie mają z nimi kontaktu hydraulicznego są nazywane wodami apotamicznymi (ryc. 1.17).

Ryc. 1.17. Wody podziemne potamiczne (a) i apotamiczne (b)

Przestrzenny obraz wód podziemnych można przedstawić za pomocą umownych izolinii: hydroizobat, hydroizohips i hydroizopiez, a obraz miąższości warstwy wodonośnej za pomocą hydroizopach.

Hydroizobaty są to linie łączące punkty na mapie odpowiadające jednakowej głębokości od powierzchni terenu do swobodnego zwierciadła wody podziemnej. Informują nie tylko o głębokości występowania zwierciadła wód podziemnych, ale też o miąższości strefy aeracji, czyli o długości drogi jaką musi pokonać przesączająca się (infiltrująca) do strefy saturacji woda opadowa, i ile tej wody może pozostać w strefie aeracji na uzupełnienie wilgoci gruntowej. Od dostępności wody podziemnej zależy także funkcjonowanie wielu ekosystemów, stąd ważna jest informacja o głębokości jej zalegania, np. hydroizobata 1 metr jest przybliżoną granicą ekosystemów od wód zależnych i otacza cieki stałe, zbiorniki wodne i bagna; hydroizobata 2 metry wyznacza granicę terenów o korzystnych warunkach pod zabudowę, choć obecnie są stosowane już techniki posadowienia budynków na terenach o wyższym poziomie wody gruntowej. Na podstawie hydroizobat można w przybliżeniu oszacować objętość retencji strefy aeracji.

Hydroizohipsy są to linie łączące punkty o jednakowej wysokości swobodnego zwierciadła wody podziemnej w stosunku do poziomu morza[44]. Obrazują zatem kształt i wysokość swobodnego zwierciadła wód podziemnych (ryc. 1.18), co umożliwia badanie odpływu wód podziemnych w skali globalnej i regionalnej (kierunki drenażu, wielkość odpływu, miejsca stagnacji wód), pozwala określić rodzaj kontaktu hydraulicznego z wodami powierzchniowymi, prędkość odpływu podziemnego,

Ryc. 1.18. Mapa hydroizohips

Objaśnienia: 1 – zmierzona rzędna zwierciadła wody, 2 – hydroizohipsa, 3 – kierunek odpływu wody podziemnej.

umożliwia wyznaczenie stref drenażu i alimentacji wód podziemnych, pozwala ustalić wielkość zlewni podziemnej i jej zgodność ze zlewnią topograficzną.

Hydroizopiezy są to linie łączące punkty o jednakowej wielkości ciśnienia piezometrycznego (tj. wysokości wyznaczającej powierzchnię piezometryczną, czyli powierzchnię przedstawiającą rozkład wysokości hydraulicznej w poziomie wodonośnym o zwierciadle napiętym). Informują o stanie energetycznym strumienia wody podziemnej.

Hydroizopachy są to linie łączące na mapie punkty o jednakowej miąższości (mierzonej w pionie) określonej warstwy wodonośnej lub określonych warstw wodonośnych.

Na ich podstawie można oszacować zasobność obrazowanej przez nie warstwy wodonośnej.

Przypisy

[1] Całkowitą ilość wody na Ziemi szacuje się na 8,2⋅ 10^9 km^3. Zdecydowana jej większość jest związana w skałach magmowych i osadowych litosfery i w minerałach górnego płaszcza.

[2] Powłoka krajobrazowa (epigeosfera) to zewnętrzna powłoka Ziemi obejmująca: atmosferę, hydrosferę, litosferę i biosferę; jest kształtowana zarówno przez procesy związane ze zróżnicowaną dostawą energii słonecznej, jak i procesy endogeniczne (Malinowska, Lewandowski, Harasimiuk 2004).

[3] Nieradiacyjna wymiana ciepła zachodzi w wyniku zmian stanu skupienia wody (parowanie z podłoża, kondensacja w atmosferze – ciepło utajone) oraz wymiany turbulencyjnej (ogrzewanie powietrza bezpośrednio od podłoża – ciepło jawne).

[4] Pojemność cieplna ciał – ilość ciepła niezbędna do podniesienia temperatury danego ciała o jeden stopień; ciepło właściwe – pojemność cieplna jednostki masy, czyli ilość ciepła niezbędna do ogrzania 1 g substancji o jeden stopień. W przypadku wody chodzi o ogrzanie w zakresie temperatury od 14,5°C do 15,5°C. Przed wprowadzeniem Międzynarodowego Systemu Miar (SI) ta ilość ciepła była przyjęta za wartość jednostkową, nazwaną kalorią (1 cal). W układzie SI jednostką ciepła jest dżul (J), przy czym 1 cal = 4,1868 J, a 1 J = 0,239 cal.

[5] Zamiana 1 g lodu w wodę wymaga dostarczenia ciepła w ilości 334 J (80 cal), nie zachodzi przy tym zmiana temperatury wody; podgrzanie wody pochodzącej ze stopienia 1 g lodu do temperatury wrzenia wymaga dostarczenia dodatkowego ciepła w ilości ok. 420 J (100 cal), a przejście tej wody (już o temp. 100°C) w stan gazowy dostawy kolejnej porcji ciepła w ilości 2 257 J (540 cal); przejście wrzącej wody w parę wodną nie powoduje wzrostu temperatury wody a dalsza dostawa ciepła zwiększa jedynie intensywność jej przemiany w parę wodną, co wywołuje gwałtowne zwiększenie objętości. Taka sama ilość ciepła zostaje oddana, aby te przejścia fazowe odwrócić. Ciepło utajone sublimacji potrzebne do przejścia lodu w parę wodną jest sumą ciepła parowania i topnienia.

Woda przy normalnym ciśnieniu atmosferycznym przechodzi w stan stały przy temperaturze 0°C, natomiast w stan lotny przy każdej temperaturze, przy czym przy temperaturze 100°C następuje wrzenie i parowanie w całej masie wody. Przejściu wody z jednego stanu w drugi towarzyszy tzw. ciepło utajone. W procesie parowania i w procesie zamarzania (krzepnięcia) woda pozbywa się wszelkich domieszek zarówno chemicznych, jak i stałych.

[6] Środowisko geograficzne – środowisko przyrodnicze (naturalne i w różnym stopniu przekształcone) oraz elementy antropogeniczne (infrastruktura osadnicza, przemysłowa, rolna i in.).

[7] Wincenty Pol (1807–1872) – poeta, geograf, kawaler Orderu Virtuti Militari, kierownik pierwszej na ziemiach polskich, a drugiej w Europie Katedry Geografii na Uniwersytecie Jagiellońskim (Jackowski, Sołjan 2009). Jego Hydrografia została pośmiertnie wydana i zamieszczona jako druga część pracy Północny wschód Europy pod względem natury (Dzieła, t. 2, Lwów 1875).

[8] W 1669 r. William Simpson wydał w Londynie dzieło pt. Hydrologia chymica, a w 1694 r. Eberhard Melchior we Frankfurcie nad Menem podobne dzieło Hydrologia (Mikulski 2000).

[9] FRIEND (Flow Regimes from International Experimental and Network Data – Ocena reżimów przepływu na podstawie danych z międzynarodowej sieci zlewni eksperymentalnych i posterunków pomiarowych).

[10] Locja – dział wiedzy zajmujący się opisem danego akwenu (oceanu, morza, torów wodnych, wybrzeży) oraz jego oznakowania nawigacyjnego z punktu widzenia bezpieczeństwa i żeglugi (Kołaszewski, Świdwiński 2016).

[11] Schemat polskiego podziału hydrologii podał w 1949 r. Kazimierz Dębski. Uwzględnia on podział hydrologii według trzech kryteriów: 1) przestrzeni, w której występuje woda (gałęzie: hydrometeorologia, potamologia, limnologia, oceanologia, agrohydrologia, gehydrologia, hydrogeologia, glacjologia), 2) stopnia rozwoju i metodyki badań (hydrometria, hydrografia i hydronomia, czyli hydrologia pragmatyczna) i 3) głównej tematyki badań (hydrologia właściwa, hydrobiologia, hydrofizyka z hydromechaniką i hydrauliką oraz hydrochemia).

[12] Przykładem takiego ujęcia jest Hydrometria E. Bajkiewicz-Grabowskiej, A. Magnuszewskiego i Z. Mikulskiego, wydana przez Wydawnictwo Naukowe PWN w 1993 roku.

[13] Jej szybki rozwój przypada na okres ostatnich 60 lat ubiegłego wieku wraz z pojawieniem się narzędzi elektronicznej techniki obliczeniowej. Polskie podręczniki dotyczące tej tematyki to: Podstawy hydrologii dynamicznej (1990) i Hydrologia dynamiczna (1997) przygotowane pod redakcją naukową U. Soczyńskiej oraz Podstawy hydrologii dynamicznej (2010) autorstwa R. Szymkiewicza i D. Gąsiorowskiego.

[14] Ze względu na podejście deterministyczne w badaniach reakcji systemów hydrologicznych opisywanych różnymi parametrami synonimami hydrologii dynamicznej są: hydrologia deterministyczna, hydrologia analityczna, hydrologia parametryczna, hydrologia fizyczna.

[15] Polskie podręczniki do nauki tej dyscypliny hydrologii to: wydana w 1971 r. Hydrologia inżynierska J. Lambora i wydana w 1994 r. (wyd. 2. w 1997 r.) Hydrologia stosowana M. Ozgi-Zielińskiej i J. Brzezińskiego.

[16] Słownik Meteorologiczny PTG z 2003 r. podaje, że hydrometeorologia to „dział meteorologii, nauka zajmująca się badaniem faz atmosferycznej i lądowej cyklu hydrologicznego w ich wzajemnym powiązaniu”.

[17] Hydrofizyka stanowi dział geofizyki, bada procesy fizyczne przebiegające w wodnej powłoce Ziemi – hydrosferze. Do problemów ogólnych, którymi się zajmuje, należą: molekularna budowa wody we wszystkich stanach jej skupienia (ciekłym, stałym i gazowym); fizyczne właściwości wody, śniegu i lodu – cieplne, radiacyjne, akustyczne, mechaniczne; procesy przebiegające w zbiornikach wodnych – dynamiczne (prądy, falowanie, pływy), termiczne (nagrzewanie i ochładzanie się zbiorników, parowanie i kondensacja, powstawanie i tajanie lodu i śniegu), a także optyczne związane z rozprzestrzenianiem się, pochłanianiem i rozpraszaniem światła w warstwie wody, śniegu i lodu (Winnikow, Proskuriakow 1988).

[18] Lata 1984–1989.

[19] Termin „ekohydrologia” rozpowszechnił się w Polsce w końcu XX w., z chwilą wprowadzenia – z inicjatywy Polski – jako tytułu badawczego do V Fazy Międzynarodowego Programu Hydrologicznego UNESCO (Zalewski, Janauer, Jolankai 1997).

[20] Termin „hydrosfera” pojawił się pod koniec XIX w. i jest równoznaczny pojęciu wszystkich wolnych wód Ziemi, czyli wód przemieszczających się pod wpływem działania siły grawitacji, ciepła lub ciśnienia piezometrycznego.

[21] Niewielka ilość wody (ok. 4,8⋅ 10-4 km^3/rok) ulega rozpadowi wskutek fotodysocjacji w wysokiej atmosferze (termosferze). Ucieczce w przestrzeń kosmiczną większej ilości wody przeciwdziała tzw. efekt lodowej pułapki na wysokości ok. 15 km nad powierzchnią Ziemi. Równocześnie szacuje się, że maksymalnie do ok. 0,3 km^3/rok wody juwenilnej jest wprowadzane do hydrosfery wskutek trwającego nadal procesu odgazowania skał głębi Ziemi. Ilości te są na tyle małe, że od czasu uformowania się hydrosfery jej objętość pozostaje prawie stała (m.in. Macioszczyk 2006).

[22] Dokładność obliczeń zapasów wodnych hydrosfery waha się w granicach ok. 100 mln km^3, co stanowi ok. 6% jej objętości całkowitej.

[23] Ruchy wody hydrosfery powodują też: przyciąganie Księżyca i Słońca (pływy), ciśnienie atmosferyczne (falowanie i sejsze), siły międzycząsteczkowe (ruch wody w kapilarach gleby i gruntu), reakcje chemiczne (wiązanie wody i jej uwalnianie), biologiczna działalność organizmów.

[24] Najwcześniejszy, zasadniczo prawdziwy obraz cyklu hydrologicznego opisał Leonardo da Vinci (1452–1519).

[25] W obrębie skorupy ziemskiej typu oceanicznego sięga głębokości 10–11 km, a w obrębie skorupy ziemskiej typu kontynentalnego sięga w okolicach podbiegunowych dolnej granicy marzłoci trwałej, a na pozostałym obszarze sięga do głębokości ok. 400 m, którą wyznacza spąg skał podlegających hipergenezie, czyli granicy, do której sięga wietrzenie skał, minerałów i złóż (m.in.: Armand 1980; Kondracki, Richling 1983; Malinowska, Lewandowski, Harasimiuk 2004).

[26] Około 70% docierającej do powierzchni Ziemi energii słonecznej steruje procesami obiegu wody w cyklu hydrologicznym.

[27] Duży obieg wody ma wpływ na ogólny bilans wodny globu ziemskiego, można go zatem nazywać globalnym obiegiem wody.

[28] Bilans wodny – ilościowe ujęcie obiegu wody w granicach danego obszaru i w określonym czasie.

[29] Inaczej czas retencji lub wymiany wody w danej części hydrosfery podczas obiegu wody (cyklu hydrologicznego).

[30] Na wyparowanie wody znajdującej się jednorazowo w atmosferze (ok. 13 000 km^3 pary wodnej) potrzeba ok. 16,8⋅ 10^23 J (@ 4015⋅ 10^20 Kcal) rocznie (Stiepanow 1987). Stanowi to około 60% energii dochodzącej do powierzchni Ziemi od Słońca (rocznie do Ziemi od Słońca dociera 2,8⋅ 10^24 J).

[31] Przez drenaż wód podziemnych należy rozumieć wypływ wód podziemnych z poziomu wodonośnego wskutek procesów naturalnych lub wywołanych sztucznie (Macioszczyk 2006).

[32] Solanki to wody o mineralizacji ogólnej (tj. całkowitej zawartości substancji chemicznych rozpuszczonych w wodzie) co najmniej 35 g /dm^3 (Słownik hydrogeologiczny 1997).

[33] Prekursorem teorii o atmosferycznym, infiltracyjnym pochodzeniu wód podziemnych był żyjący w I w. p.n.e. Witruwiusz (Marcus Vitruvius Pollo). Do twierdzenia, że wody podziemne pochodzą z opadów atmosferycznych powrócił dopiero półtora tysiąca lat później Leonardo da Vinci (1452–1519), a teorię tę uzasadnił szczegółowo Bernard Palissy (ok. 1510–ok. 1589). Infiltracyjna teoria Palissy’ego była przez następne 250 lat znów odrzucana i ośmieszana. Choć byli też jej zwolennicy, m.in. Edme Mariotte (1620–1684) i Michaił W. Łomonosow (1711–1765). W XIX w. teoria wyjaśniająca atmosferyczne (opadowe) pochodzenie wód podziemnych została w końcu zaakceptowana.

[34] Woda opadowa przesiąka w zasadzie tylko przez skały przepuszczające wodę; są to skały przepuszczalne.

[35] Prekursorem teorii kondensacyjnego pochodzenia wody był Arystoteles (IV w. p.n.e.). Uważał on, że para wodna zmienia się w wodę, wnika pod Ziemię i zasila rzeki. Teorię kondensacyjnego pochodzenia wód podziemnych ponownie przywołał w 1644 r. Kartezjusz, czyli René Descartes. Rozwijali ją później (od XIX w.): Otto Volger, Maurice Lugeon, Karl Kegel, Aleksandr F. Lebiediew i Romuald Rosłoński.

[36] Autorem teorii juwenilnego pochodzenia wód podziemnych był Eduard Suess (1831–1914).

[37] Woda wsiąka przede wszystkim w podłoże (grunt) wykształcone z okruchowych skał osadowych: żwiry, piaski, pyły, porowate zlepieńce i piaskowce. Grunt jest rozumiany jako środowisko skalne, utwory powierzchniowe. W geologii inżynierskiej grunt oznacza całą powierzchniową warstwę litosfery (Prusinkiewicz 1994).

[38] W hydrogeologii przesączanie oznacza pionowy ruch wody wolnej przez strefę aeracji związany z wsiąkaniem i infiltracją, a przesiąkanie – pionowy ruch wody podziemnej (czyli w strefie saturacji) powodujący jej przepływ przez osady słabo przepuszczalne, wywołany różnicą ciśnienia, zasilający głębiej zalegające poziomy wodonośne; miarą przesiąkania jest współczynnik filtracji pionowej (Słownik hydrogeologiczny 1997).

[39] Siły adhezji to siły przylegania cząsteczek wody do cząstek gruntu.

[40] Siły van der Waalsa to siły między atomami i cząsteczkami materii.

[41] Termin „warstwa wodonośna” jest powszechnie używany w hydrogeologii dynamicznej i hydrogeologii stosowanej. Termin „poziom wodonośny” jako synonim warstwy wodonośnej jest stosowany w naukach fizycznogeograficznych.

[42] Teoretyczna linia ciśnień piezometrycznych jest położona wyżej od linii ciśnienia rzeczywistego poziomu piezometrycznego, co jest spowodowane stratą ciśnienia na pokonanie oporu stawianego przez środowisko skalne.

[43] Pory mają różne kształty w zależności od rozmiaru i kształtu ziaren skalnych. Od wielkości porów zależy możliwość przemieszczania się w nich wody i działanie sił międzycząsteczkowych. Według klasyfikacji hydrogeologicznej (Słownik hydrogeologiczny 1997) wyróżnia się: pory nadkapilarne (nazywane czasem zwykłymi) o średnicy powyżej 0,5 mm, w których woda porusza się pod wpływem siły ciężkości, pory kapilarne o średnicy od 0,5 mm do 0,0002 mm, w których ruch wody wolnej jest ograniczony, występuje w nich głównie woda kapilarna i pory subkapilarne (podkapilarne) o średnicy poniżej 0,0002 mm, w których woda występuje tylko w postaci związanej fizycznie (woda higroskopowa i woda błonkowata).

[44] Hydroizohipsa (linia równych wysokości hydraulicznych) jest linią łączącą punkty jednakowej wysokości hydraulicznej w warstwie wodonośnej (Słownik hydrogeologiczny 1997).