GEOGRAFIA

1.Zasolenie

Zasolenie-zawartość soli morskiej. Można ja łatwo określić ważąc sol w wyniku odparowania 1000 g tej wody. Przeciętne zasolenie oceanu wynosi 35%o. Odpowiedzialne są za nie głównie chlorki.

Wzrost zasolenia powierzchniowych wód oceanicznych wiąże się ze wzrostem temperatury i intensywności parowania oraz dostarczaniem bardziej słonej wody przez prądy morskie.

Spadek zasolenia wynika z ochłodzenia i spadku intensywności parowania, obfitszego dopływu słodkich wód z lądów, okresowego wzrostu wielkości opadów atmosferycznych, topnienia lodów i przynoszenia mniej słonej wody przez prądy morskie.

• najbardziej zasolone są akwe­ny oceaniczne leżące w strefie inwersji pasatowej, zaś naj­mniej zasolone (w lecie) -wody Oceanu Arktycznego i wody przybrzeżne Antarktydy;

• rekordowo duże zasolenie wyka­zują morza śródlądowe w strefie zwrotnikowej i podzwrotnikowej (Morze Czerwone - do 45%o, wschodnie akweny Morza Śródziemnego i Zatoka Perska);

• środkowe akweny oceanów są bardziej zasolone od przy­brzeżnych;

• mało zasolone są wody oce­aniczne w strefie frontu równi­kowego (gdzie padają deszcze zenitalne) oraz w strefie obfitych, letnich opadów monsunowych;

• bardzo małym zasoleniem cha­rakteryzują się morza śródlądo­we w średnich szerokościach geograficznych (Morze Bał­tyckie, Zatoka Hudsona).

Temperatura powierzchniowych wód oceanicznych zależy głównie od szerokości geograficznej oraz układu ciepłych i zimnych prądów morskich (rys. 72. oraz rys. 79. na s. 116). Jej średnia roczna wynosi +17,4^CC, a więc jest o prawie 3^CC wyższa od średniej rocznej temperatu­ry lądów. Na poszczególnych obszarach zróżnicowanie ter-miki powierzchni oceanu jest jednak znaczne. W niektórych morzach w strefie równikowej średnia roczna temperatura wód powierzchniowych dochodzi nawet do +36°C, podczas gdy w strefie okołobiegunowej osiąga -2°C.

2. Morza

Morze jest częścią oceanu, mniej lub bardziej odizolowaną od jego otwartych przestrzeni wodnych przez półwyspy lub wyspy, rzadziej przez podwodne grzbiety i progi skalne. W wyniku tej izolacji, morza mają własny klimat i ustrój hydrologiczny.

W ogólnej liczbie przeważają morza przybrzeżne, położone na peryfe­riach basenów oceanicznych, oraz śródlądowe (śródziemne). Te drugie dzielą się na międzykontynentalne - głębokie, pokrywające tektonicznie aktywne fragmenty litosfery oceanicznej (Morze Czerwone, Morze Śród­ziemne) oraz epikontynentalne - płytkie morza szelf owe*, powstałe wsku­tek zatopienia płaskich wybrzeży kontynentów (Morze Bałtyckie, Zatoka Hudsona). Ponadto wyróżnia się morza międzywyspowe (Morze Jawaj-skie, Morze Koralowe, Morze Baffina - fot. 12).

Ze względu na stopień odizolowania od basenów oceanicznych wy­różnia się morza otwarte (Morze Arabskie, Morze Norweskie, Morze Ta-smana) i półzamknięte (Morze Karaibskie, Morze Śródziemne). Odrębną grupę stanowią morza zamknięte (Morze Kaspijskie, Jezioro Aralskie), pozbawione obecnie kontaktu z oceanem (w zasadzie są więc one jeziora­mi reliktowymi).

Zatoką powinno się nazywać tylko część morza wcinającą się w ląd. Zatoki oceaniczne są bowiem w istocie morzami przybrzeżnymi lub

śródlądowymi. W rzeczywistości ta zasada często nie jest przestrze­gana. Utrzymały się bowiem trady­cyjne nazwy wielu akwenów oce­anicznych. Zatokami nazywane są więc niektóre morza (Zatoka Bengal­ska, Zatoka Hudsona, Zatoka Mek­sykańska), zaś morzami - zatoki morskie (Morze Liguryjskie, Morze Adriatyckie).

Cieśniną nazywa się przewężenie powierzchni oceanu (morza) pomię­dzy lądami, łączące dwa rozleglej sze jego akweny (cieśniny: Bosfor, Gibraltarska, La Manche, Skagerrak--Kattegat, Adeńska, Ormuz, Malakka, Torresa, Beringa i inne).

Morze szelf owe (ang. shelf-pótka) - płytkie morze przybrzeż­ne nad szelfem kontynentalnym. Zwykle jego głębokość nie przekracza 200 metrów.

3.Ruchy wód oceanicznych

Wody oceaniczne znajdują się w nieustającym ruchu. Pod wpływem dzia­łania różnych sił podlegają pionowym i poziomym przemieszczeniom w przestrzeni oceanosfery na różną odległość i ze zmienną prędkością. Naj­bardziej dynamiczna jest powierzchniowa warstwa wody, o którą ociera się atmosfera i która jest w największym stopniu poddawana siłom przy­ciągania Księżyca i Słońca. Ruchy wody w tej warstwie sprowadzają się głównie do falowania, okresowego wznoszenia się i opadania (pływy) oraz stałego przesuwania się w określonym kierunku (prądy morskie).

Falowanie polega na wahadłowych ruchach cząsteczek wody w płaszczyz­nach pionowych, po kołowych lub eliptycznych orbitach wokół punktu ich równowagi. Pod wpływem falowania powierzchni morza z czasem zaczyna­ją się tak samo poruszać głębiej położone cząsteczki wody, przy czym w miarę wzrostu głębokości orbity ich wahań stają się coraz krótsze w związ­ku z rosnącym tarciem. Ustalono, że ruch falowy cząsteczek wody ustaje na głębokości odpowiadającej połowie długości fali na powierzchni

Wkraczając do płytszej części zbiornika wodnego, fale de­formują się. Ich wysokość i stromość rośnie, a długość maleje (cząsteczki wody zaczynają poruszać się po torach eliptycz­nych o coraz większym mimośrodzie), gdy przybijają do brze­gu - załamują się (cząsteczki wody zaczynają wykonywać ru­chy postępowo-zwrotne). Jest to związane z rosnącym tarciem wody o dno, w którego rezultacie dolne części fal są spowal­niane bardziej niż górne. W pewnym momencie różnica ich prędkości jest na tyle duża, że górna warstwa wody odrywa się od dolnej i z wielką siłą uderza w brzeg (strefę powstawa­nia spienionych grzyw i rozbryzgów wodnych nazywa się strefą kipieli . Rezultatem przebudowy fal na płyciznach przybrzeżnych są fale przyboju*

Fale charakteryzuje się, określając ich wysokość, długość i stromość oraz prędkość rozchodzenia się.

Przybój - załamywanie się fal na płyciznach, w którego wyniku górna warstwa wody płynie do brzegu, zaś dolna-od brzegu. W rezultacie fale przyboju mają dużą siłę niszczącą, co widać zwłaszcza na stromych wybrze­Żach

Pływy* w hydrosferze są to okresowe ruchy wód oceanicznych związane z siłami przyciągania Księżyca i Słońca oraz z siłą odśrodkową związaną z obrotem ukła­du Ziemia-Księżyc wokół wspólnego środka masy (czyli barycentrum). Pierwsza z sił przeważa na półkuli Ziemi zwróco­nej ku jej naturalnemu satelicie (bądź niekiedy ku Księżycowi i Słońcu), druga - na półkuli przeciwległej. W rezultacie, przy uwzględnieniu ruchu obrotowego Ziemi i postępującego w tym samym kierunku ruchu obiego­wego Księżyca, kulminacja przypływów na każdym południku następuje z dużą regularnością co 12 godzin i 27 minut (czyli w momentach góro­wania i dołowania Księżyca

Prądy morskie (powierzchniowe, głębinowe i przydenne) są to postę-

powe ruchy części wód oceanicznych na znaczną odległość. Ze względu

przyczyny powstawania powierzchniowe prądy morskie dzieli się na:

• wiatrowe, związane z tarciem powietrza o powierzchnię wody oraz z parciem wiatru na grzbiety fal;

• gęstościowe, wynikające z różnic gęstości wody w poszczególnych akwenach (na powierzchni morza powstają stosunkowo rzadko, czę­ściej natomiast pod jego powierzchnią i w głębi, z uwagi na duże różnice gęstości wody na różnych głębokościach);

• spływowe, powstające w wyniku dopływu dużych ilości wód rzecz­nych, wzmożonych okresowo opadów atmosferycznych w niektó-rych akwenach lub też szybkiego odparowania znacznych ilości wody z ich powierzchni;

• kompensacyjne, wynikające z naruszania równowagi hydrostatycznej oceanu przez różne siły, w szczególności przez wiatry stałe (mają zatem wtórny charakter).

Przyczyny powstawania prądów morskich są wielorakie. Zdarza się też ze dany prąd na poszczególnych odcinkach swego biegu jest zdominowany przez różne siły. Niejednorodne genetycznie są zwłaszcza wielkie morskie, np. Prąd Zatokowy jest prądem wiatrowo-gęstościowo-

-splywowym.

Pływy - wahadłowo zmienia­jące się odkształcenia po­wierzchni i przesunięcia mas wewnątrz ciał niebieskich, doko­nujące się pod wpływem sił ze­wnętrznych. Na Ziemi zachodzą w atmosferze i hydrosferze oraz w mniejszym stopniu w litosfe­rze i astenosferze, głównie w na­stępstwie oddziaływania sił przy­ciągania Księżyca i Słońca.

Przypływy syzygijne (gr. sy-dzygia - połączenie) - przypływy w nowiu oraz w pełni Księżyca; są ok. 1,5 raza wyższe od tych, które wywołałby sam Księżyc, oraz 3 razy wyższe od przypływów kwadraturowych.

Prądy morskie dzieli się na ciepłe, zimne i obojętne. Jest to podział względny, gdyż jego wyłącznym kryterium jest temperatura wody niesio­nej przez dany prąd, odniesiona do temperatury wód otaczającego oce­anu. Ten sam prąd może więc być początkowo ciepły, a po wpłynięciu do innych akwenów oceanu stać się zimny lub też w jednym półroczu może być ciepły, a w drugim zimny

Ze względu na czas trwania, charakter i siłę, prądy morskie dzieli się na stałe i okresowe. Prądy stałe mają w długich okresach stabilny kieru­nek i podobną średnią prędkość (np. Prąd Południoworównikowy, Prąd Zatokowy, Prąd Wiatrów Zachodnich). Natomiast prądy okresowe cha­rakteryzują się dużą zmiennością dynamiki i kierunków przepływu wody w poszczególnych porach roku (np. Prąd Somalijski, Prąd Gwinejski).

4.Wody podziemne

Wody podziemne powstają głównie na skutek przesiąkania wód opado­wych (niekiedy także powierzchniowych - rzecznych, jeziornych, rozto­powych) przez warstwy przepuszczalne, szczeliny uskoków tektonicznych i okna hydrogeologiczne. Są więc najczęściej wodami infiltracyjnymi*, natomiast rzadziej kondensacyjnymi* lub juwenilnymi. Najmniejszą część ich ogólnej objętości stanowią wody reliktowe*, zamknięte w przeszłości geologicznej w głębi Ziemi pomiędzy nieprzepuszczalnymi warstwami skał. Na każdym terenie na określonej głębokości zalegają skały nieprze­puszczalne, stanowiące spąg* wód podziemnych. Powyżej niego, do okre­ślonej wysokości, wszystkie pory i szczeliny w skałach są wypełnione wolną wodą*. Jest to strefa saturacji* - nasycenia wolną wodą. Ponad nią, aż do powierzchni terenu, rozciąga się strefa aeracji - napowietrzenia, którą współtworzą drobiny skalne, woda i powietrze. W strefie aeracji znajdują się różne rodzaje wody - para wodna, woda krystalizacyjna wcho­dząca w skład związków chemicznych, woda higroskopowa* i błonkowata* oraz woda kapilarna* . W większości są to więc wody związane fizycznie lub chemicznie. Wolnej wody jest tam niewiele -występuje tylko jako woda zawieszona lub okresowo przesiąkająca.

Infiltracja (łac. in - w + filtra-re-cedzić) -w geologii, przesią­kanie wody i przenikanie powie­trza w głąb skorupy ziemskiej.

Wody kondensacyjne -

wody podziemne powstające w wyniku skraplania pary wodnej w przypowierzchniowych warst­wach gruntu.

Wody reliktowe (tac. relictus - pozostawiony) - wody szczątko­we, pozostałe po dawnych proce­sach geologicznych, zalegające w głębi Ziemi pomiędzy warstwa­mi nieprzepuszczalnymi, a więc trwale odizolowane od jej po­wierzchni i w związku z tym nie-biorące udziału w obiegu wody w przyrodzie. Zalicza się do nich większość wód głębinowych.

Spąg - w geologii, dolna po­wierzchnia graniczna warstwy skalnej. Strop - górna po­wierzchnia graniczna warstwy skalnej.

Wolna woda (inaczej grawi­tacyjna woda)-woda, która swo­bodnie przenika warstwę wodo­nośną pod wpływem siły ciężko­ści, czyli uczestniczy w obiegu wody w przyrodzie. W odróżnie­niu od niej woda związana fi­zycznie (higroskopowa, błonko-wata) bądź chemicznie (krystali-zacyjna) jest z tego obiegu wyłą­czona trwale lub czasowo, gdyż jej opadanie grawitacyjne oraz parowanie jest niemożliwe albo spowolnione.

Saturacja (łac. saturatio -nasycenie) -całkowite wypełnie­nie wszystkich przestworów i szczelin międzyskalnych wolną wodą.

Woda higroskopowa (gr. hy-grós - wilgotny) - woda przyle­gająca do ziarna skalnego. Znaj­duje się w bezruchu, ma znacz­ną gęstość i bardzo niską tempe­raturę zamarzania. Nie mogą jej pobierać rośliny.

Woda błonkowata - błonka wodna o grubości nie większej od 0,5 mikrona otaczająca wodę higroskopowa przyległą do ziar­na skalnego. Podobnie jak woda higroskopowa, jest z tym ziar­nem związana siłami międzyczą-steczkowymi, w związku z czym ma ograniczone możliwości po­ruszania się i jest w niewielkim stopniu pobierana przez rośliny.

Woda kapilarna (łac. capilla-ris - włoskowaty) - woda częścio­wo wiązana siłami międzyczą-steczkowymi, częściowo także poddawana sile ciężkości. Siły międzycząsteczkowe warunkują jej podnoszenie się w kanalikach

W zależności od budowy geologicznej podłoża i warunków klimatycznych strefa aeracji może sięgać nawet do 100 m w głąb (na pustyniach) albo nie wystę­pować w ogóle (na bagnach, gdzie stale zalegają wody zaskórne). Jej miąższość jest zatem zmienna - więk­sza w czasie suszy, mniejsza po obfitych opadach atmos­ferycznych, kiedy w wyniku przesiąkania wolnej wody szybko podnosi się zwierciadło wód podziem­nych* (zwiększa się miąższość strefy saturacji).

Ze względu na sposób zalegania oraz przemieszczania się pomiędzy strefą zasilania i strefą drenażu (czyli źródłem) wody pod­ziemne dzieli się na: warstwowe, szczelinowe i krasowe.

Uwarstwienie i rodzaj skał budujących kompleks osa­dowy i górny poziom krystaliczny skorupy ziemskiej (zob. rys. 113., s. 145) determinuje tworzenie się warstw wo­donośnych* na różnych głębokościach. Ze względu na głębokość zalegania warstwowe wody podziemne dzieli się na: zaskórne, gruntowe, wgłębne i głębinowe (rys. 84.).

Wody zaskórne (zwane też wierzchówkami) wystę­pują na niewielkich głębokościach, zwykle w zagłębie­niach terenu oraz w dolinach rzecznych i na brzegach jezior. W wielu miejscach utrzymują się tylko okreso­wo, po obfitych opadach atmosferycznych. Ich zwier­ciadło zalega na głębokościach nieprzekraczających kil­kudziesięciu centymetrów, dlatego też są słabo przefil-trowane oraz podlegają dobowym wahaniom tempera­tury i szybkiemu parowaniu. Uznaje się je obecnie za płytkie wody gruntowe.

Poniżej strefy aeracji (a miejscami również poniżej wód zaskórnych) występują wody gruntowe, zasilane głównie przez przesiąkające wody opadowe i powierzchniowe. Ich swobodne zwierciadło podlega znacznym wahaniom sezonowym. Jest często mocno nachylone, zwłaszcza w ska­łach słabo przepuszczalnych, gdzie swym kształtem naśladuje formy rzeźby powierzchni. Na większych

głębokościach wody grunto­we są dobrze przefiltrowa-ne (wody freatyczne*) i podlegają tylko rocznym wahaniom temperatury. Przez większą część roku (poza zimą) obficie zasilają rzeki i jeziora. Zasilanie to jest możliwe tylko wtedy, gdy ich zwierciadło leży po­wyżej dowolnej części dna tych zbiorników wodnych i jest ku nim nachylone.

Pod pokrywami skał trudno przepuszczalnych lub nieprzepuszczalnych zalegają wody wgłębne. Tworzą się one głównie w wyniku przesiąkania wód opadowych w wychod­niach* warstw wodonoś­nych oraz przenikania wody przez szczeliny uskoków tektonicznych lub przerwy w nadległych utworach nie­przepuszczalnych (okna hydrogeologiczne). Wody wgłębne nie podlegają wahaniom temperatury na powierzchni, są silnie zmineralizowane i niekiedy podgrzane ciepłem płynącym z wnętrza Ziemi.

Wody wgłębne mają zazwyczaj napięte zwierciadło, którego kształt musi dostosować się do stropu warstwy wodonośnej (czyli spągu nadleglych utworów nieprzepuszczalnych lub słabo przepuszczalnych). Z tego wynika, że znajdują się zwykle pod ciśnieniem hydrostatycznym (wody naporowe), które jest tym wyższe, im niżej w stosunku do zwierciadła wód podziem­nych w strefie zasilania leży nieprzepuszczalny strop warstwy wodonośnej. Jeżeli jest na tyle wysokie, że poziom piezometryczny* wód naporowych leży powyżej poziomu terenu, to po wydrążeniu studni w utworach nieprze­puszczalnych leżących nad warstwą wodonośną woda wydostanie się samo­czynnie na jego powierzchnię (efekt artezyjski*), jeżeli jest zbyt niskie (po­ziom piezometryczny leży poniżej poziomu terenu), woda podniesie się odpo­wiednio powyżej stropu warstwy wodonośnej, ale nie osiągnie jego powierzch­ni (efekt subartezyjski). Przy danym ciśnieniu wód na­porowych i określonym ukształtowaniu powierzchni te­renu w niektórych studniach może więc wystąpić efekt artezyjski, zaś w pozostałych – subartezyjski

Głęboko pod powierzchnią Ziemi, odizolowane utworami nieprzepuszczalnymi, zalegają wody głębi­nowe. Są to zazwyczaj silnie zmineralizowane i pod­grzane ciepłem wnętrza Ziemi wody reliktowe, nie-uczestniczące w obiegu wody w przyrodzie.

Wody szczelinowe wypełniają szczeliny w skałach krystalicznych i osadowych powstałe w wyniku ruchów tektonicznych w skorupie ziemskiej, erupcji wulkanicz­nych czy ruchów masowych na stokach. Szczeliny te są odosobnione albo tworzą sieci o różnej wielkości i gęstości. W sieciach szczelin wody podziemne łączą się w systemy mające wspólne zwierciadło (zwykle swo­bodne) . Wody szczelinowe są zasilane bezpośrednio, gdy szczeliny dochodzą do powierzchni terenu, względ­nie pośrednio - gdy przykrywają je osady.

Poziom piezometryczny (gr. piedzo - ściskać) - poziom stupa wody naporowej w otworze stu­dziennym, równoważącego ci­śnienie hydrostatyczne wdanym miejscu. Obniża się wraz ze zbli­żaniem się do strefy drenażu wód podziemnych, czyli ich wypływu na powierzchnię terenu.

Artezyjski (fr. artesien) - od nazwy prowincji Artois w północ­no-zachodniej Francji, gdzie efek­ty artezyjskie zostały po raz pierwszy zbadane.

Wody krasowe są niekiedy uznawane za specyficzny rodzaj wód szczeli­nowych. Pogląd ten jest tylko częściowo uzasadniony. Różnią się one bo­wiem od wód szczelinowych wielkością zajmowanych próżni podziemnych, właściwościami chemicznymi, sposobem oddziaływania na otaczającą litosferę i cha­rakterem wypływu na powierzchnię. Zjawi­ska krasowe rozwijają się na obszarach zbu­dowanych z wapieni, dolomitów, gipsów lub soli. Wody (opadowe lub powierzchniowe) znikają tam pod ziemią w miejscach zwa­nych ponorami, by po przepłynięciu stud­ni, jaskiń i korytarzy podziemnych wypły­nąć na powierzchnię terenu ze źródeł kra­sowych (zob. pkt 6.9, s. 188).

Wody podziemne są mniej lub bardziej zmineralizowane. Migrując w skorupie ziemskiej, napotykają bowiem utwory geologiczne o różnym skła­dzie mineralnym. Stopień mineralizacji wód podziemnych określa się po ich odparowaniu i zważeniu pozostawionego osadu. Jeżeli ilość osadu powstałego z odparowania 1 litra wody jest większa od 1 grama, to taką wodę nazywa się mineralną.

Wody mineralne* występują najczęściej na obszarach starych góro­tworów i wyżyn, których budowa geologiczna jest bardzo zróżnicowana (np. Masyw Centralny, Sudety, Wyżyna Kielecka) oraz na obrzeżach mło­dych górotworów i na obszarach czynnego wulkanizmu. Zawierają różne sole i gazy, w związku z czym mają specyficzne właściwości smakowe, a często także lecznicze.

Wszystkie wody podziemne uczestniczące w krążeniu wody w przyro­dzie wypływają z czasem na powierzchnię. Wypływ ten może być mało intensywny i zdekoncentrowany (młaki, wysięki) lub obfity i skoncentro­wany (źródła). Zależy to od budowy geologicznej, ukształtowania po­wierzchni i warunków klimatycznych danego terenu.

5.Żródła

Źródło jest naturalnym i skoncentrowanym wypływem wody podziem­nej na powierzchnię skorupy ziemskiej pod wpływem siły ciężkości lub ciśnienia hydrostatycznego. W zależności od charakteru sił wymuszają­cych ten wypływ źródła dzieli się na: zstępujące (grawitacyjne), wstępują­ce (artezyjskie) i lewarowe* (syfonowe - rys. 88.). Ze źródeł mogą wypły­wać wody o różnych właściwościach fizycznych (zimne, zwykłe lub pod­grzane) oraz chemicznych - słodkie lub mineralne.

Źródła występują wszędzie tam, gdzie warstwa wodonośna lub zwierciadło wód podziemnych wychodzi na powierzchnię terenu. Charakter procesów geologicz­nych, które prowadzą do odkrycia warstw wodonośnych oraz ukształtowania róż­nych rodzajów przewodów umożliwiają­cych wypływ wód podziemnych jest ko­lejnym kryterium klasyfikacji źródeł. Z tego względu dzieli się je na:

• źródła warstwowe, powstające w miejscach erozyjnego przecięcia warstwy wodonośnej lub tam, gdzie podścielające tę warstwę utwory nieprzepuszczalne wycho­dzą na powierzchnię skorupy ziem­skiej, np. na stokach gór i wyżyn, terasach rzecznych oraz w kory­tach rzek i misach jezior (rys. 89a); najczęściej są to mało wydajne źródła grawitacyjne, rzadziej - głównie na obszarach podgórskich -wydajne źródła artezyjskie;

źródła szczelinowe, wyprowadzające na powierzchnię terenu wody szczelinowe; są to źródła zstępujące lub wstępujące o zmiennej wydajności - największej po intensywnych opadach atmosferycz­nych (rys. 88a, 88b);

źródła uskokowe (wstępujące lub zstępujące), czyli wypływy wód warstwowych na powierzchnię terenu za pośrednictwem szczelin uskoków tektonicznych; ich wydajność jest dość stabilna, często wyprowadzają wody podgrzane i zmineralizowane (rys. 89b); źródła krasowe, wyprowadzające na powierzchnię terenu wody kra­sowe; mogą być źródłami zstępującymi, wstępującymi lub lewaro­wymi; są zazwyczaj bardzo wydajne - najwydajniejsze, z których biorą początek rzeki, nazywa się wywierzyskami

6. Rzeki

aturalnymi ciekami wody na powierzchni lądów są strumienie, potoki i rzeki. Strumienie płyną na obszarach równinnych. Są zasilane przez mła­ki, wysięki i mało wydajne źródła. Potoki biorą swój początek w wydaj­nych źródłach, zazwyczaj w górach i na obszarach krasowych. Charakteryzują się znacznym spadkiem i burzliwym prądem (fot. 16.). Strumienie, potoki i inne małe cieki wód powierzch­niowych wpadają zwykle ab rzek iuó jezior.

Rzeki są naturalnymi ciekami wody, spływającej pod wpły­wem grawitacji stale lub okresowo korytami albo łożyskami wy­żłobionymi przez własną erozję, odprowadzającymi ze swego dorzecza wody opadowe, powierzchniowe i podziemne. W Pol­sce za rzekę uważa się ciek wodny mający swoją nazwę oraz zlew­nię większą od 100 km².

Długość rzek i wielkość ich dorzeczy, zdeterminowane przez orografię terenu i przebieg działów wodnych, są najczęściej przyj­mowanymi kryteriami klasyfikacji tych cieków wodnych. Ujmu­jąc łącznie oba te kryteria, wyróżnia się rzeki małe, średnie, duże i wielkie (tab. 10. i 11. oraz fot. 17.).

Długość rzeki mierzy się wzdłuż linii jej nurtu, poczynając od ujścia i kończąc na źródle. W charakterystyce metrycznej ważne jest także określenie rozwinięcia rzeki, czyli relacji jej długości do mierzonej w linii prostej odległości między ujściem i źródłem (na przykład wśród wielkich rzek Nil ma małe rozwinięcie, zaś Kongo - duże).

Ze względu na przebieg zasilania i ciągłość przepływu rzeki dzieli się na płynące stale, okresowo lub epizodycznie. Rzeki stale płyną­ce występują tam, gdzie opady atmosferyczne w ciągu roku hydrologicznego przewyższają parowanie. Są zasilane spływem powierzchniowym oraz wo­dami retencjonowanymi pod ziemią tudzież w lodowcach, jeziorach i bag­nach. Rzeki okresowe są zasilane głównie opadami atmosferycznymi i spły­wem powierzchniowym. Płyną każdego roku w porze wilgotnej (np. Coopers Creek w Australii) i zanikają w porze suchej, kiedy parowanie przewyższa dopływy wody. W odróżnieniu od nich rzeki epizodyczne pojawiają się bardzo nieregularnie, odprowadzając wody opadowe przez kilka godzin lub dni. Można je spotkać na najsuchszych pustyniach, gdzie opady at-: sferyczne występują sporadycznie, czasem tylko raz na kilka lat (trwa-n ich śladem są przekształcenia pustynnych dolin - wadi*). Ogól cieków wodnych na danym obszarze nazywa się siecią rzeczną. Drżą ją cieki różnego rzędu, od strumyków, strumieni i potoków, przez dopływy rzek głównych, aż po same rzeki główne*. Gęstość, układ i struktura sieci rzecznej na jakimś ob­szarze zależą od jego klimatu, budo-geologicznej, ukształtowania po­wierzchni i pokrycia szatą roślinną. ość sieci rzecznej jest to relacja łącznej długości wszystkich cieków wodnych na określonym obszarze i pola powierzchni tego obszaru. Układ sieci rzecznej charakteryzuje - zwykle w granicach dorzeczy po-: ;:ególnych rzek. Zasadniczo może on być symetryczny (Loara) albo asymetryczny* (Wisła-rys. 91.).

Sieć rzeczną ukształtowaną w obrębie dorzecza rzeki głównej na­zywa się systemem rzecznym (np. system rzeczny Dunaju). Każdy system rzeczny (każda rzeka) ma swoisty ustrój wodny (albo reżim rzeki), czyli przebieg zasilania, przepływy i sta­ny wody oraz zlodzenia w ciągu roku hydrologicznego. Jest on odzwier­ciedleniem kompleksowo ujmowanych warunków fizycznogeograficznych obszaru odwadnianego przez rzeki wchodzące w skład tego systemu. Wy­różnia się rzeki o ustroju prostym (deszczowym, śnieżnym, lodowcowym) i rzeki o ustroju złożonym (deszczowo-śnieżnym, deszczowo-śnieżno-lo-dowcowym, gruntowo-deszczowo-śnieżnym itp.).

Wezbranie-podniesienie się poziomu wody w rzece powyżej stanu normalnego (czyli osią­gnięcie przez nią strefy stanów wysokich) w wyniku wzmożone­go zasilania (wezbrania opado­we, roztopowe) lub tamowania odpływu wody (wezbrania zato-rowo-lodowe, sztormowe, przy­pływowe). Silne wezbranie, w którego następstwie rzeka wystę­puje ze swego łożyska, nazywa­my powodzią.

Stan wody - poziom wody w zbiorniku wodnym (rzece, jezio­rze, morzu) mierzony przy pomo­cy zainstalowanego na brzegu na stałe wodowskazu, czyli odpo­wiednio wyskalowanej listwy mierniczej (dzisiaj również przy wykorzystaniu GPS). Za normal­ny uznaje się stan wody, miesz­czący się w strefie stanów śred­nich, wyznaczonej na podstawie wieloletnich obserwacji i pomia­rów stanów wyższych i niższych. Powyżej stanów normalnych wy­stępuje strefa stanów wysokich, poniżej - strefa stanów niskich.

Niżówka - trwający co naj­mniej kilkanaście dni stan wody w rzece - niższy od dolnej grani­cy stanów średnich.

Wadi (arab. ued-koryto)-su­che doliny na pustyniach, kręte i długie na kilkaset kilometrów, powstałe w końcu trzeciorzędu i w plejstocenie w wyniku erozji wielkich rzek; obecnie niekiedy wypełniane wodą rzek epizodycz­nych, której przepływ odmładza je i przemodelowuje.

Rzeka główna - rzeka wpa­dająca do oceanu, morza lub je­ziora, a więc niebędąca dopły­wem innej rzeki. W podziale hy­drograficznym jakiegoś obszaru rzeki główne uznaje się za cieki wód powierzchniowych I rzędu, ich dopływy - za rzeki II rzędu, dopływy tych dopływów - za rze­ki III rzędu itd. (zob. pkt 4.11, s. 138).

Asymetryczny układ sieci rzecznej - przewaga jednej czę­ści systemu rzecznego (prawej lub lewej w stosunku do rzeki głównej - określamy to, zwraca­jąc się twarzą w kierunku spad­ku rzeki) nad drugą, wyrażająca się większą długością (wydajno­ścią) cieków wodnych z jednej strony rzeki głównej lub przewa­gą powierzchni prawej (lewej) części odwadnianego obszaru (czyli asymetrią dorzecza).