Współczesny Bałtyk ma zaledwie kilka tysięcy lat w obecnej postaci. Po ustąpieniu lądolodu jego poprzednicy kilkakrotnie zmieniali charakter w zależności od tego, czy istniało połączenie z oceanem. Było Bałtyckie Jezioro Lodowe, potem słonawe Morze Yoldiowe, następnie słodkowodne Jezioro Ancylusowe i wreszcie bardziej słone Morze Litorynowe. Zmiany powodowały jednocześnie topnienie lądolodu, wzrost poziomu oceanu i izostatyczne podnoszenie się Skandynawii. To jeden z najlepszych przykładów, że granica między „morzem” i „jeziorem” może w skali geologicznej przesuwać się bardzo szybko.
Bałtyk jest połączony z oceanem, ale jego woda w większości nie ma oceanicznego zasolenia. Słona woda z Morza Północnego musi przejść przez wąskie i płytkie Cieśniny Duńskie, natomiast do Bałtyku stale wpływają wielkie ilości wody słodkiej z rzek. W efekcie powstaje ogromny zbiornik słonawy: przy wejściu od strony Sundu zasolenie powierzchniowe wynosi około 15–18 PSU, w Bałtyku właściwym zwykle 7–8, a na dalekiej północy i wschodzie spada nawet do 0–2. Ten gradient decyduje o obiegu wody, rozmieszczeniu organizmów i podatności morza na niedobory tlenu.
Rzeka zwykle płynie zgodnie ze spadkiem terenu ku morzu, ale przy ujściu nie zawsze ma pełną kontrolę nad kierunkiem przepływu. Silny wiatr może spiętrzyć Bałtyk i podnieść poziom wody przy brzegu tak mocno, że różnica poziomów napędzająca odpływ rzeki maleje lub chwilowo się odwraca. Powstaje cofka. W rejonie Szczecina i Zalewu Szczecińskiego może ona powodować odwrócenie przepływu w cieśninach oraz podnoszenie poziomu Odry. Jeśli jednocześnie rzeka niesie dużo wody, zagrożenie powodziowe rośnie z obu stron naraz.
W Wigierskim Parku Narodowym niewielkie dystroficzne jeziora zwane sucharami mają często brunatną, herbacianą wodę. Kolor nie wynika z błota ani typowego zanieczyszczenia. Nadają go rozpuszczone substancje humusowe wypłukiwane z otaczających torfowisk i lasów. Te same związki zwiększają kwasowość, ograniczają dostęp światła w głąb i wiążą część składników mineralnych. W rezultacie zbiornik może wyglądać na „brudny”, a jednocześnie być ubogi w dostępne substancje odżywcze. Charakterystyczne pło torfowcowe stopniowo narasta od brzegu i może z czasem zarastać powierzchnię jeziora.
Wydłużone jeziora takie jak Jeziorak, Gopło, Drawsko czy część jezior Suwalszczyzny nie mają takiego kształtu przypadkiem. Wiele z nich wypełnia rynny subglacjalne — długie zagłębienia uformowane pod plejstoceńskim lądolodem przez przepływ wód roztopowych i współdziałanie lodu z podłożem. Po stopieniu lądolodu w najgłębszych fragmentach rynien pozostała woda. Dlatego łańcuch długich jezior może zachowywać przebieg dawnego systemu odpływu, który działał w świecie całkowicie przykrytym lodem. Współczesna mapa jezior jest częściowo mapą hydrauliki nieistniejącego już lądolodu.
Największa polska rzeka nie kończy biegu w ujściu ukształtowanym wyłącznie przez naturę. W latach 1890–1895 wykonano Przekop Wisły między Świbnem a Mikoszewem, tworząc krótką, bezpośrednią drogę z głównego koryta do morza. Celem było przede wszystkim ograniczenie katastrofalnych powodzi zatorowych na Żuławach: woda i lód miały szybciej opuszczać deltę. Po otwarciu przekopu większość przepływu została skierowana nową trasą. Dzisiejsze „naturalnie wyglądające” ujście jest więc rezultatem jednego z największych przedsięwzięć hydrotechnicznych XIX wieku na ziemiach polskich.
Hańcza ma ponad 100 metrów głębokości i jest najgłębszym jeziorem Polski. Jej wydłużona misa należy do typu rynnowego, charakterystycznego dla pojezierzy ukształtowanych przez lądolód. Rynny powstawały w związku z przepływem wód roztopowych pod ogromnym ciśnieniem pod lodem, które erodowały podłoże i tworzyły głębokie, wąskie zagłębienia. Po ustąpieniu lądolodu zagłębienie wypełniła woda. Dlatego wielka głębokość Hańczy nie wynika z zapadnięcia się krateru czy uskoku, lecz z procesów zachodzących pod masą lodu plejstoceńskiego.
Głębokie wody Bałtyku nie są odnawiane równomiernie. Czasem przez lata napływy z Morza Północnego są zbyt słabe, by przebić się do centralnych basenów. Od czasu do czasu odpowiednia kombinacja poziomu morza i silnych wiatrów wtłacza jednak przez Cieśniny Duńskie dużą objętość ciężkiej, słonej i natlenionej wody. Taki Major Baltic Inflow może przesuwać się po dnie przez kolejne baseny i czasowo usuwać siarkowodór oraz zwiększać stężenie tlenu. W grudniu 2014 r. do Bałtyku napłynęło około 198 km³ szczególnie słonej wody — jeden z największych takich epizodów od początku pomiarów.
Jeziora lobeliowe, spotykane głównie na Pomorzu, mają miękką, słabo zmineralizowaną wodę i zwykle niewielką zawartość składników odżywczych. Takie warunki pozwalają utrzymywać się wyspecjalizowanym roślinom, m.in. lobelii jeziornej, poryblinom i brzeżycy jednokwiatowej. Paradoks polega na tym, że „użyźnienie” jeziora przez dopływ azotu i fosforu nie poprawia jego stanu. Sprzyja glonom i bardziej ekspansywnym roślinom, zmniejsza przejrzystość i może wypierać gatunki przystosowane do ubogiego środowiska. Dla tego ekosystemu mało substancji odżywczych jest warunkiem, a nie niedoborem do naprawienia.
Kanał Bydgoski łączy dorzecze Wisły z dorzeczem Odry, ale oznacza to konieczność przeprowadzenia statku przez dział wodny. Nie da się zrobić tego jednym korytem stale opadającym w tym samym kierunku: trasa najpierw wspina się śluzami do stanowiska szczytowego, a potem opada ku drugiemu dorzeczu. Każde śluzowanie zużywa część wody z najwyższego odcinka, dlatego trzeba ją uzupełniać. Stanowisko szczytowe Kanału Bydgoskiego jest zasilane wodą doprowadzaną Kanałem Górnonoteckim. Bez tego kanał mógłby mieć wystarczająco dobre śluzy, a mimo to zabrakłoby mu wody do działania.
W XIX i XX wieku w środkowej dolinie Biebrzy budowano kanały mające usprawnić odpływ i osuszyć mokradła. Kanały Rudzki i Woźnawiejski przejęły znaczną część przepływu naturalnych cieków, skracając wodzie drogę przez bagienną dolinę. Skutek był większy niż zmiana mapy rzek: obniżył się poziom wód, ograniczone zostały zalewy, a torf zaczął przesychać i ulegać degradacji. Dlatego współczesna renaturyzacja polega miejscami na działaniu pozornie odwrotnym do klasycznej melioracji — spowalnianiu odpływu i ponownym kierowaniu wody do dawnych koryt.
Żuławy Wiślane są deltą, w której występują poldery i depresje położone niżej niż poziom otaczających cieków, a miejscami także poniżej poziomu morza. W takich miejscach zwykła grawitacja nie wystarcza do odprowadzenia wody po deszczu. Sieć rowów zbiera wodę z pól i miejscowości, a stacje pomp przenoszą ją na wyższy poziom do kanałów i rzek. Oznacza to, że część krajobrazu funkcjonuje jak sztucznie osuszona misa. Bez wałów, kanałów i pomp woda zaczęłaby wracać do najniżej położonych obszarów. stale.
Bałtyk jest uwarstwiony według zasolenia. Lżejsza, bardziej słodka woda pozostaje przy powierzchni, a cięższa słona woda zalega głębiej. Pomiędzy nimi powstaje haloklina ograniczająca pionowe mieszanie. Tlen z atmosfery łatwo dociera więc do górnej warstwy, ale znacznie trudniej do głębokich basenów. Jednocześnie opadająca materia organiczna jest rozkładana przez mikroorganizmy, które zużywają tlen. Gdy jego dostawa jest mniejsza od zużycia, powstaje hipoksja, a następnie anoksja. Dlatego w jednym morzu mogą równocześnie istnieć natlenione wody powierzchniowe i praktycznie beztlenowe dno.
Na wielu oceanicznych wybrzeżach rytm dnia wyznaczają przypływy i odpływy. Nad polskim Bałtykiem astronomiczny pływ jest niemal niewidoczny: w Zatoce Gdańskiej jego amplituda to zaledwie kilka centymetrów. Tymczasem silny długotrwały wiatr może spiętrzać wodę o dziesiątki centymetrów, a w zatokach i cieśninach nawet znacznie więcej. Dlatego poziom Bałtyku zmienia się przede wszystkim pod wpływem meteorologii, a nie Księżyca. Sztormowa cofka może podnosić wodę w portach i ujściach rzek wielokrotnie bardziej niż zwykły pływ.
Na chronionym odcinku Narwi rzeka nie ma jednego dominującego koryta. Jej nurt rozdziela się na liczne odnogi, które później ponownie się łączą, tworząc system anastomozujący. Kluczową rolę odgrywa torfowe podłoże i roślinność bagienna: spowalniają przepływ, stabilizują brzegi i sprzyjają rozdzielaniu wody między kolejne koryta. To zupełnie inny mechanizm niż w rzece roztokowej, gdzie nurt rozdziela się wokół nietrwałych piaszczystych lub żwirowych łach. Narew pokazuje, że roślinność może być jednym z głównych „inżynierów” kształtujących geometrię dużej rzeki.
Łebsko, Gardno, Jamno, Wicko i inne jeziora przybrzeżne leżą tuż za pasem wydm, bo ich misy zostały odcięte od Bałtyku przez narastające mierzeje. Fale i prądy przybrzeżne transportowały piasek wzdłuż wybrzeża, stopniowo zamykając dawne zatoki i laguny. Po odcięciu dopływ słonej wody zmalał, a rzeki i opady zaczęły wysładzać zbiorniki. Proces nie musi być całkowicie zakończony: część jezior nadal ma połączenia z morzem i podczas cofek może otrzymywać porcje słonej wody. Dzisiejsze jezioro może więc być etapem przemiany fragmentu morza w zbiornik lądowy.
Odra nie ma jednego prostego ujścia podobnego do współczesnej Wisły. Jej wody trafiają najpierw do Zalewu Szczecińskiego, rozległego płytkiego zbiornika będącego częścią estuarium. Dopiero stamtąd wymiana z Bałtykiem zachodzi przez trzy cieśniny: Świnę, Dziwnę i Pianę. Układ działa w obie strony. Zwykle dominuje odpływ ku morzu, ale silne wiatry i wysoki poziom Bałtyku mogą powodować cofkę i wtłaczać bardziej słoną wodę do zalewu. Ujście Odry jest więc systemem mieszania wody rzecznej i morskiej, a nie końcem rzeki w jednym punkcie mapy.
Racibórz Dolny na Odrze nie działa jak typowy zbiornik retencyjny pełny wody przez cały rok. Jest suchym zbiornikiem przeciwpowodziowym, czyli polderem. W normalnych warunkach rzeka przepływa przez obiekt, a zasadnicza część czaszy pozostaje sucha. Dopiero gdy nadchodzi duża fala, urządzenia piętrzące ograniczają odpływ i część wody jest magazynowana w polderze. Wody Polskie podają pojemność około 185 mln m³. Sens konstrukcji jest odwrotny niż w zwykłym jeziorze zaporowym: niewykorzystana na co dzień przestrzeń jest najcenniejszym elementem systemu.
Po ustępującym lądolodzie pozostawały oderwane bryły tzw. martwego lodu. Część z nich była zasypywana piaskiem, żwirem i innymi osadami nanoszonymi przez wody roztopowe. Izolująca warstwa osadów mogła opóźniać topnienie. Gdy bryła w końcu znikała, podtrzymywany przez nią materiał zapadał się i powstawało zagłębienie wytopiskowe. Jeśli jego dno znalazło się poniżej poziomu wód gruntowych, tworzyło się oczko lub małe jezioro. Dlatego część niewielkich zbiorników na pojezierzach to właściwie „negatywy” po kawałkach lądolodu, które dawno temu stopiły się pod warstwą osadów.
Jezioro Czarne w Drawieńskim Parku Narodowym jest rzadkim w Polsce przykładem jeziora meromiktycznego. W zwykłym głębokim jeziorze wiosną i jesienią cała kolumna wody może zostać wymieszana, gdy temperatury i gęstości się wyrównują. W Jeziorze Czarnym głęboka warstwa pozostaje jednak trwale odseparowana od powierzchniowej. Poniżej kilkunastu metrów zawartość tlenu gwałtownie spada, a przy dnie panują warunki beztlenowe sprzyjające bakteriom siarkowym. Niewielka powierzchnia, duża głębokość i osłonięcie misy sprawiają, że wiatr nie dostarcza dość energii, by wymieszać całe jezioro.
Na Biebrzy rozległe wiosenne rozlewiska nie są wyłącznie katastrofą, której rzeka „nie powinna” powodować. Dolina jest bardzo płaska, a torfowiska przez tysiące lat rozwijały się przy regularnie wysokim poziomie wody i okresowym zalewaniu. Roztopy oraz wezbrania rozprowadzają wodę po szerokiej dolinie, zwiększając jej retencję i podtrzymując siedliska bagienne. Gdy człowiek przyspiesza odpływ kanałami, ogranicza zalewy, ale jednocześnie osusza torf. W tym ekosystemie część funkcji przyrodniczych zależy właśnie od tego, że rzeka okresowo opuszcza swoje koryto.
W styczniu 1840 roku dolną Wisłę zablokował zator lodowy. Spiętrzona woda znalazła krótszą drogę do Zatoki Gdańskiej i przerwała pas lądu w rejonie Górek, tworząc nowe ujście znane dziś jako Wisła Śmiała. To niezwykły przykład rzeki, która nie potrzebowała tysięcy lat, by zmienić swój bieg: jeden epizod hydrologiczny wystarczył do przebudowy układu ujściowego. Mechanizm był jednak całkowicie naturalny — lód zadziałał jak tymczasowa tama, poziom wody gwałtownie wzrósł, a nurt wykorzystał słabszy i krótszy odcinek terenu.
Bałtyk ma ogromną powierzchnię, ale z Morzem Północnym łączą go tylko płytkie i wąskie cieśniny. To wystarcza do podtrzymania morskiego charakteru zbiornika, lecz zdecydowanie ogranicza przepływ. HELCOM podaje, że pełna wymiana wód Bałtyku zajmuje około 30 lat. Oznacza to, że substancje doprowadzone z rzek, atmosfery i wybrzeży mogą pozostawać w systemie bardzo długo, a poprawa jakości wody po ograniczeniu zanieczyszczeń nie musi być natychmiastowa. Powolna wymiana pomaga też wyjaśnić, dlaczego głębokie baseny morza okresowo cierpią na niedobór tlenu.
Na odcinku Narwi poniżej Rzędzian naturalną wielokorytową rzekę uregulowano, tworząc szersze, głębsze i prostsze koryto. Efekt był hydraulicznie przewidywalny: woda zaczęła odpływać szybciej, zmalała częstotliwość i czas trwania zalewów, a poziom wód gruntowych w dolinie obniżył się. Regulacja nie zmieniła więc tylko kształtu rzeki. Zmieniła cały system mokradeł obok niej. To dobry przykład, dlaczego „udrożnienie odpływu” może być jednocześnie skuteczne dla jednego celu i szkodliwe dla ekosystemu zależnego od powolnego zatrzymywania wody.
