下载掌阅APP，畅读海量书库
立即打开
地球上的水除了海洋、河流、湖泊、地下水、大气水、冰雪水外，还有各种矿物中的化合水、结合水，以及岩石圈深部封存的水分，它们共同构成了地球的水圈。其中海水是地球水量的主体，占总水量的97％以上。陆地水虽然含量较少，但对自然地理环境有重要作用。
地球的总水量计算有是不同种类的估算法。1970年，国际水文学会公布地球总水量的体积接近1.5亿立方千米，并将各类水量在地球表面的平均深度定义为当量深度。据估计，海水的当量深度大约为2700～2800米，冰雪的约为50米，地下水约为15米，陆地水约为0.4～1米，大气中平均水汽含量的当量深度约为0.03米。国际水文学会公布的数据显示海水总量是1.35亿立方千米，大气水分总量1.3万立方千米，河流、湖泊、湿地的含水总量是20.7万立方千米，地下水总量是8.2立方千米。
但比较流行的是日本学者提出的一组数据：河流水总量为1250立方千米；淡水湖为12.5万立方千米；地下水为135万立方千米；土壤和渗流水为6.7立方千米；盐湖和内陆海为10.4万立方千米；冰盖和冰川2920万立方千米；大气水分为1.3万立方千米；海洋为1.37亿立方千米。
陆地水是陆地上水体的总称，它一般是指存在于河流、湖泊、冰川沼泽和地下的水体。地球上的陆地水大约有5.597万立方千米，约占地球表面总水量的3.5％，其中咸水约占1％，剩下的2.5％是淡水，它是人们进行生产、生活的基本保障。
陆地水是人类生存用水的最主要来源，它对气候及其他自然生态系统有重要的影响。除此之外，它还蕴含着丰富的自然资源，对于人类的生产和生活具有重要的意义。
陆地水通常可分为地表水和地下水，地表水指的是存在于地表之上的水，主要有河流、湖泊、冰川等。地下水埋藏在地表之下，储存在岩石和土壤以及植物的根系之中。
地球上的水资源，在太阳辐射和重力作用下，以气态、液态和固态等形式，以蒸发、降水和径流等方式进行着周而复始的循环运动。水循环的根本原因来自于水的固态、液态、气态可以转化的特性，而太阳辐射和地球吸引力则是它的外因。
水循环是地理环境中最重要、最活跃的物质循环之一。首先它维持着地球水体之间的平衡，使得淡水资源能够得到不断更新。其次，水循环促进了自然界物质和能量的交换，对气候、生态和地貌等都产生了较深刻的影响。同时也将水圈和岩石圈、大气圈、生物圈联系在了一起，使地球外部圈层形成了统一的整体。
水循环通常可以分为四个环节：太阳辐射使得液态的水从地表或海洋中蒸发，蒸发的水汽成为大气的一部分；水汽随着气流从一个地区被送到另一个地区，或者是从海拔较低的地区送到较高的地区；悬浮的水汽在一定的条件下凝结，在重力作用下形成降水；降水在降落的过程中除一部分蒸发返回大气外，剩余的会被植物截留、下渗或者是暂时储存在地表，经过地表径流、地下径流等，最终进入江河湖海中。
水循环示意图
水循环按规模可分为水分大循环和水分小循环两大类。水分大循环指的是海陆间循环，规模比较大；水分小循环又可分为海上内循环和内陆循环两个局部的水循环过程。
地球上每年参加水循环的总水量约有5000立方千米，而对流层中的水分总量约为12.9万立方千米，这些水分通过蒸发和降水平均每年更换约45次，即更新期在8天左右。河川径流的更新期约16天；沼泽和湖泊的循环更新期较长，分别为5年和17年；深层地下水、海洋和极地冰川的循环更新时间更长。
按质量守恒定律，全球或任一区域的水量都是收支平衡的。降水、蒸发、径流是水循环的三个重要环节，因此水量平衡的三个重要因素就是降水量、蒸发量、径流量。全球水量平衡的公式可写成：大陆降水量+海洋降水量=大陆蒸发量+海洋蒸发量。也就是说全球降水量等于蒸发量。此外，还有公式表明大洋年降水量与入海径流量之和是大洋年蒸发量，这也说明人为大规模地减少入海径流量，很可能会破坏淡水平衡。
从20世纪初开始，许多学者对全球水量平衡进行研究，但各学者估算的结果都有很大差异。J.R.梅特于1970年估算的数据被广泛使用，从该数据可看出：海陆蒸发量和降水量基本平衡；海洋蒸发是大气水分和陆地水的主要来源，陆地蒸发对降水的作用小；海洋蒸发量大于降水量，陆地蒸发量小于降水量。
从全球范围来看，赤道地区的水分过剩（水量平衡的水平高），南北纬10°～40°的蒸发量大于降水量，南北纬40°～90°的降水量大于蒸发量。
地球上的水量非常丰富，总储水量约13.86亿立方千米。有96.54％的水储存在低洼的海洋中，而这部分水的97.47％是分布在咸水海洋、地下和湖泊中的咸水，淡水仅占总水量的2.53％，主要分布于冰川、永久积雪和地下，其中永久积雪中的淡水量最大。
除南极洲外，水资源在各大洲的分布，从年径流量看，亚洲最多，其他依次是南美洲、北美洲、非洲、欧洲、大洋洲；从人均径流量来看，大洋洲最多，其他依次是南美洲、北美洲、非洲、欧洲、亚洲。
而从时间上看，世界的水资源还受季节的影响，某一地区在降水丰富的季节，水资源会相应地增多，反之亦然。
跨流域调水是跨越两个或两个以上流域的引水或调水工程，是把水资源较丰富流域的水调到水资源紧缺的流域，调剂各地区间的水量盈亏。这是解决缺水地区水资源需求的重要措施之一。世界最早的跨流域调水工程是我国的京杭大运河。跨流域调水涉及到水资源的重新分配，需要全面分析跨流域的水量平衡关系，协调各地区间可能产生的矛盾。
据统计，目前世界上的调水工程有160余项，主要分布在24个国家。世界各大江河几乎都存在调水工程。世界著名的调水工程有：美国的中央河谷、加州调水、科罗拉多水道和洛杉矶水道等远距离调水工程；澳大利亚的雪山工程；巴基斯坦的西水东调工程等。俄罗斯的调水工程更是世界著名，前苏联时期的大型调水工程就有15项之多。
水是重要的自然地理要素之一，跨流域调水势必会引起周边地理生态环境的变化。这种变化可分为两方面，一方面可增加灌溉面积，提高粮食产量，改善缺水区的水质和自然环境，还可促进航运，提供水电；另一方面却会产生淹没土地、引发疾病的后果，还会导致下游水质和沿岸环境变差，甚至还会间接影响到渔业的发展。
水资源危机产生的原因主要有：
用水量急剧增加，尤其是城市人口用水量的增加。水资源紧缺主要是由人类生产和生活用水引发的。人口城市化更是加剧了水资源的紧缺。
水质污染和用水浪费。在人口用水、工农业用水增加的同时，排放的废水对淡水资源又造成了污染，降低了淡水水质。另外，城市供水系统渗漏、工业用水重复率低、农业灌溉利用率低使水资源浪费严重，加剧了水资源的短缺。
森林植被减少。世界各地都存在着乱砍滥伐的现象，使森林植被的覆盖率在急剧下降，这降低了森林对水源的涵养能力，加重了水旱灾害，对水资源和环境极为不利。
水资源危机表现在以下方面：生活、生产用水严重短缺；某些地区的人们不能喝上干净的淡水；水资源的生态平衡遭到严重破坏；部分水生生物大量死亡，甚至灭绝，而部分有害生物却大量繁殖，如赤潮。
应对水资源危机要多种措施并行，要加大宣传对水资源的保护，提倡合理利用水资源，使人们真正行动起来，采取一些行之有效的节水、护水措施，如植树造林。另外，应对水资源危机还需要世界各国在河流、湖泊和地下水方面共同管理，不能实施分割管理。
水是人类社会赖以生存的基础，一切社会经济活动都离不开水的供应。但随着人口的增长和经济的发展，世界许多国家都陷入了淡水资源缺乏的困境，这限制了经济的发展，影响了人口的身体素质。水资源的保护日益受到国际社会的关注。在这样的背景下，1993年1月18日，第47届联合国大会作出决议，将每年的3月22日确定为“世界水日”。决议提请各国政府要根据自己的国情，在这一天开展一些具体的宣传活动，以提高公众保护水资源的意识。从1993年开始，每年的世界水日都有一个主题。2010年世界水日的主题是“关注水质、抓住机遇、应对挑战”。
中国人口众多，是一个用水大国，政府很早就已经意识到宣传保护水资源意识的重要性。1988年《中华人民共和国水法》颁布后，水利部将每年的7月1日至7日定为“中国水周”。1993年联合国确定世界水日后，中国政府考虑到世界水日与中国水周的主旨和内容基本相同，从1994年开始，将“中国水周”的时间改为每年的3月22日至28日。中国水周与世界水日重合更加突出各种保护水资源宣传活动的重要性。
大洋化过程是地壳变薄、洋盆形成和海水聚集的过程。要认识海洋的起源，就必须要了解大洋化过程。
地壳是大洋化的主要场所，有关地壳大洋化有两种机理。一种机理是说，古地台地壳（地壳）下界的莫霍面附近温度一般高达500℃，水不断从地壳向上喷出，含水超基性岩发生脱蛇纹石化过程，地壳逐渐被改造成深水盆地薄洋壳。另一种机理是说，大洋化地区原本温度较高，发生脱花岗岩现象，花岗岩质成分被带走，地壳逐渐变薄成洋壳。由此可知，地壳大洋化的过程离不开较高的温度和热量。
除了大洋化过程，海洋起源的假说还有许多种。有的假说认为，洋壳是泛大陆分离时海底扩张而成的。也有的假说认为洋壳是原生的，地球诞生初期大洋就已经存在了。较为让人接受的假说是，洋壳因岩浆侵入地壳并溢出地表冷凝，导致下伏地壳沉入上地幔而形成。
世界上共有四大洋，包括太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。
太平洋是世界第一大洋，它位于亚洲、大洋洲、南美洲、北美洲和南极洲之间，北部经白令海峡和北冰洋连接在一起，东部经巴拿马运河和大西洋连在一起，西部和印度洋相通，总面积约为1.8亿平方千米，占地球表面积的1/3以上，比七大洲的总面积还大。洋中超过1万米的海沟共有6条，其中最深的是马里亚纳海沟，深度为11034米，是世界海洋最深点。
太平洋中岛屿众多，共有大小1万多个岛屿，是世界大洋中岛屿最多的，而且大陆岛、珊瑚岛、火山岛等应有尽有。太平洋海底地形比较复杂，有长达1万多千米的中太平洋山脉和北太平洋、南太平洋、中太平洋、东太平洋海盆。
大气环流和太阳辐射是决定太平洋区域气候的主导因素。除此之外，亚洲大陆和洋流也是重要的影响因素。赤道附近的太平洋终年高温，年平均气温在26℃以上，多降水，年降水量一般在2000毫米以上。南北纬30°～35°之间的太平洋，降水稀少，蒸发旺盛，是太平洋上盐度最高的海域。北纬60°附近的太平洋为副极地低压带，季风作用很明显。太平洋的水温很高，海水表层的平均水温达到19℃，比印度洋和大西洋的水温高。
麦哲伦环球航行时将这个大洋命名为“太平洋”，其实，它并不太平，台风经常在海面上兴起，猛浪肆虐。太平洋中火山、地震也十分频繁，全球60％的活火山和80％的地震都集中在这里。
大西洋是世界第二大洋，它位于欧洲、非洲、南北美洲和南极洲之间，北连北冰洋、南连南极洲、东经苏伊士运河与印度洋连在一起，西经巴拿马运河和太平洋相通，总面积约为9336万平方千米，平均深度约为3626米，最深处的波多黎各海沟深约9218米。
大西洋水面呈“S”状，海底中部有一条长约1.7万千米的大西洋海岭，海岭宽约1500～2000米，总面积约为2228万平方千米，约占大西洋总面积的1/4左右。大西洋中的岛屿主要集中在加勒比海的西北部，比太平洋要少得多。大西洋南部的海岸线比较平直，北部的海岸线曲折，形成众多的内海、海湾、海峡。
大西洋呈南北方向延伸，赤道纵贯中部，气候带比较齐全，气候南北对称。由于受洋流、海陆轮廓及大气环流的影响，所以各海区的气候又有差别。大西洋赤道地区海域气温最高，年平均气温为25～26℃，其他海区，气温由低纬向高纬地区递减。大西洋上有规律性的洋流系统，其中墨西哥湾暖流是世界上最大的暖流。
印度洋是世界第三大洋，位于亚洲、非洲、大洋洲和南极洲之间，西南以通过非洲南端的厄加勒斯角的东经20°经线与大西洋为界，东南部以通过塔斯马尼亚岛东南角到南极大陆的东经146°51′经线与太平洋为界，北部呈封闭状态，南部敞开。印度洋总面积约有7617.4万平方千米，平均深度为3711米，最深处可达7450千米。
与澳大利亚、非洲和南极洲大陆部分毗邻的印度洋部分，半岛和岛屿很少，边缘海、内海和海湾也比较少，海岸线比较平直。与亚洲大陆南部毗邻的部分，有众多的半岛和岛屿穿插在其中，形成了众多的边缘海、内海和海峡、海湾，海岸线比较曲折。
印度洋底中部有一条“人”字形海岭，“人”字形海岭将印度洋分为东、西、南三大海域。印度洋的大陆架比较窄，总面积约为436万平方千米。
印度洋纬度较低，基本位于热带和亚热带范围之内，具有热带海洋性气候的特征。北部海区离大陆较近，形成了显著的热带季风气候。在南纬10°以南的中南海区，常年受印度洋副热带高压的影响，大气环流较稳定。印度洋中低纬度海域的气温较高，气温随纬度的增高而递减。赤道附近的降水量十分丰沛，年降水量约为2000～3000毫米。
印度洋北部受季风影响形成了洋流，洋流可分为三大系统，即季风暖流系统、南赤道暖流系统、西风漂流系统。印度洋的水温随着各海域的位置和水文特点的不同而不同，表层海水的盐度和各水域的水平平衡特点和大陆径流的分布有关。
北冰洋是世界四大洋中最小的一个洋，它位于欧洲、北美大陆和格陵兰岛之间，平均深度为1225米，最大深度为5527米，总面积约1475万平方千米，约占世界海洋总面积的4.1％。
北冰洋被陆地包围，呈半封闭状态，按自然地理特点可分为北欧海域和北极海域两大部分。北冰洋在亚欧大陆沿岸地区有宽广的大陆架，洋底有许多海岭和海底隆起地貌，它们和海盆、海谷交错分布着。北冰洋洋底的中央部分横卧着一条罗蒙诺索夫海岭；还有一条和罗蒙诺索夫海岭相平行的门捷列夫海岭；据调查，北冰洋中还存在着一条大洋中脊，被人称为南森海岭或者是加克利海岭。这三条海岭将北冰洋洋底分隔成许多盆地。
北冰洋大部分位于北极圈内，气候寒冷，太阳辐射较少。11月到次年4月为冬半年，绝大多数海域的平均气温为－40～－20℃。北冰洋没有所谓的夏季，即使在每年最高温的7～8月份，平均气温也仅仅只有0～6℃。北冰洋的降水量和蒸发量都不大，降水形式主要以飘雪为主，年降水量北极海域约为75～150毫米，北欧海域约为250～300毫米。
因接近或深入大陆，大洋的边缘或多或少会出现与大洋主体相分离的部分，被称为海。陆地、岛屿与大洋的分离是海存在的条件，海是洋的一部分，但面积和深度要远远小于洋。国际水道测量局统计的结果显示，包括某些海中海在内，各大洋中共有54个海。
海的物理化学特性、生物发育状况都有别于洋，这是因为海有大量的河水注入。海没有像洋那样显著的垂直分层，本身也没有独立的洋流系统和潮汐。
按海与洋的分离特征和其他的一些地理指标，海可以分成四种类型。内海，也叫地中海，四周几乎全被大陆包围，只有通过海峡与相邻的海、洋相通。世界上的内海有地中海、红海、波罗的海等。边缘海位于大陆的边缘，半岛或岛屿将其与大洋隔离，如白令海、黄海、东海等。外海也位于大陆的边缘，但与大洋有广阔的联系，如阿拉伯海、巴伦支海等。岛间海是由大洋中多个岛屿环绕而成的，主要有爪哇海、威西海等。
海水中含有大量溶解固体和气体，如水、氧、二氧化碳以及其他物质等，也有少量的有机和无机悬浮固体物质和天然元素。氢和氧是海水中最主要的化学成分。二氧化碳等溶解气体主要分布在海水上层的光亮带，并在此接近饱和程度。海水的天然元素约有80种，按含量来说，每升海水中含100毫克以上的元素称为常量元素，不足100毫克的称为微量元素。主要常量元素有Cl、Na、Mg、S、Ca、K，主要的微量元素有Li、I、U等。
几十亿年以来，来自大陆的大量化学物质溶解到了海水当中。据不完全统计，如果全部的海水都蒸发干以后，那么剩下来的盐将会覆盖整个地球厚达70米。
通常人们用盐度来表示海水中化学物质的多寡。海水盐度指的是海水含盐量的一个标度，它是海水的重要特性之一，通常情况下是指1000克海水与它所含的全部固体溶解物质的比，通常用‰来表示。世界上盐度最高的海是红海，它北部海区的含盐度高达4.1％～4.2％；盐度最低的海是波罗的海，它的平均盐度仅仅为0.7％～0.8％。
海水盐度的分布和变化主要和海区的盐量平衡有关，而对于外海或者是大洋来讲，影响盐度的因素主要有蒸发、降水、环流，水团等。在近海岸地区除了上述因素外，河川的径流也是影响盐度的一个重要因素。地球大洋表面的海水盐度呈马鞍状分布：赤道地区的盐度较低，南北回归线附近的盐度较高；在中纬度海区，盐度会随着纬度的升高而降低，到了高纬度海区，盐度达到最低。形成这种分布状况的最根本原因是赤道地区的降水量大于蒸发量；而高纬度地区的蒸发量又有所减小，降水量又有所增加，再加上消融冰雪的影响，所以高纬度海区的盐度就降得更低。寒流和暖流对海水盐度的影响也较大，一般寒流经过的地区盐度比较低，而暖流经过的地区盐度比较高。
海水温度是反映海水冷热状况的一个物理量，是表示海水理化特性最重要、最基本的要素。海水温度的变化主要取决于太阳辐射的强弱，由此可以得知，低纬度地区的海水温度较高，高纬度地区的海水温度较低，有时，二者的海水温差可以达到30℃。其次，海水的温度还受到洋流和盛行风向的影响。一般情况下，水温还会随着深度的增加而降低，在深度为1000米处的水温大约为4～5℃，2000米处为2～3℃，3000米处约为1～2℃。全球海洋的平均气温约为3.5℃。
海水的温度还有年、月、日以及多年的周期性和不规则变化，通常人们将它作为研究水团性质，鉴别洋流的最基本的指标。
一般情况下，大洋表层温度日变化较小，一般都不会超过0.4℃，而浅海区的海水表层温度变化较大，有时可以达到3～4℃以上。海水表层温度日变化的最高值和最低值所出现的时间和太阳辐射的强弱有直接的关系。通常每天中午12点左右的时候是太阳辐射最强的时候，而海水的最高温度一般会在下午2点左右出现；夜间的时候，海水的温度就会降低，直到凌晨4点左右，海水的温度下降到全天的最低点。为什么海水温度的变化总是落后于太阳辐射的变化呢？这是因为海水升温和降温是非常缓慢的一个过程，需要较长的时间。
除北冰洋外，其他三大洋表层海水的年平均气温为17.4℃。其中太平洋最高，可以达到19.1℃；印度洋居于第二位，可达17℃；大西洋最低，仅为16.9℃。
海水的密度指单位体积海水的质量，海水密度值约为1.022～1.028。当海水的温度升高或盐度增大时，密度就会增大。淡水的密度在4℃时最大，而海水达最大密度时的温度受盐度的影响，盐度增加时，温度会降低，结冰温度也会降低。经测量，当海水盐度为24.7‰时，海水达最大密度时的温度和结冰温度都是-1.332℃，而通常情况下海水盐度为34.6‰，因此达最大密度时的温度要低于结冰温度。
海水对阳光的吸收和反射情况决定了海水的颜色。深20米以内的海水可以吸收阳光中的红光、紫光和橙光，1000米以下的海水可以吸收绿光、黄光和极少量的蓝光。除受深度的影响，进入海水的光线还受悬浮微粒和水分子的散射，最终只剩下蓝光，因此海水呈现蓝色。大陆沿岸的海水多呈绿色、黄色和棕色，部分原因是河水带来了丰富的浮游生物和泥沙，浮游生物可吸收和反射阳光。
通常用直径为30厘米的白圆盘投入海水来测量海水的透明度。海水的透明度受海水的颜色、悬浮物质、浮游生物、入海径流，甚至是天空云量的影响。一般越靠近大陆的海水，透明度越低，越靠近大洋中部的海水，透明度越高。地球上大西洋中部的海水颜色最蓝，透明度也最高。
海水是一种流体，它永远处于不停的运动状态之中。海水运动使得海洋之中物质和能量的循环频率加快，具有重要的意义。海水运动除了能使得海洋中的物质和能量循环速度加快之外，还是塑造海岸地形的重要因素，它引起了海岸线的变迁，影响着海洋中沉积物搬运和沉积作用的进行。
海水的运动形式多种多样，一般都将它分为简单的三种类型，即波浪、潮汐和洋流。
波浪指的是在风力的作用下，海面波状起伏的海水运动形态。波浪的大小与风速有直接的关系，风速越大则波浪越大，它所释放出来的能量也就越大。风浪是最常见的一种波浪。而海啸则是最大的波浪，通常它是由海底地震、火山爆发或者是大的风暴引起的，它能够将沿海的建筑毁灭，能将村镇夷为平地，破坏力极其巨大。
潮汐是在月亮、太阳等天体引力作用下，形成的海水周期性潮涨潮落现象。通常人们在一天中可以观察到两次海水的涨落，人们将白天的海水涨落称作是潮，将夜晚的海水涨落称作为汐。潮水能够淹没潮间地带，使海底的泥沙发生迁移，所以，航海或者是建设海岸工程的时候，都要考虑潮汐的影响，掌握潮汐的特性。
洋流指的是常年比较稳定地沿着一定方向作大规模流动的海水运动形态。通常人们将洋流分为三种形式，即风海流、密度流和补偿流。洋流的规模特别巨大，如墨西哥湾暖流的流量相当于世界陆地径流总量的20多倍。一般表层的洋流平均流速为1米/秒，越向深处流速越小，到海下180米深处，几乎已经没有表层洋流的迹象。
每24小时会发生两次潮起潮落。当太阳和月
墨西哥湾处于热带和亚热带气候区，这里的地形相对比较封闭，几乎与外界隔绝。南北赤道暖流在墨西哥湾中汇集，绕海湾一大圈，形成了墨西哥湾暖流。墨西哥湾暖流从佛罗里达海峡进入到大西洋，随后沿着北美洲的东海岸向北流去，一直到纽芬兰岛附近，然后向东横穿大西洋直达欧洲西海岸。到欧洲西海岸以后，这股洋流分成了两支，向北的一支为北大西洋暖流，它一直远征到北冰洋的巴伦支海，向南的一支为加那利寒流，最终又回到了赤道的附近。
墨西哥湾暖流的规模十分巨大，宽约为100多千米，深约为700米，总流量达7400万～9300万立方米/秒，流动速度最快的时候为9.5千米/小时，200米深处流动的速度为4千米/小时。墨西哥湾暖流的总流量大约相当于所有河流径流量的40倍之多。
墨西哥湾的水温非常高，特别是冬季的时候，这里的水温比周围的海水高出了8℃。暖流刚出海湾时，温度高达27～28℃，它所散发出来的热量相当于大西洋所获得的太阳光热的1/5。墨西哥湾暖流就像是一条“暖水输送带”一样，日夜不停地向它所经过的地区输送着暖气，并且借助西风，将自身的热量传送到了北欧和西欧的一些沿海地区，使那里成为温暖湿润的海洋性气候区。
北大西洋暖流又名为北大西洋西风漂流，它是墨西哥湾暖流的延续，是大西洋北部势力最强的暖流。北大西洋暖流源于纽芬兰浅滩的外部边缘，在北纬50°、西经20°附近分成了三支。支流的主干经挪威海进入到北冰洋之中，它的流速由南部向东北部逐渐递减；南部支流沿着比斯开湾、伊比利亚半岛的外部边缘向南进发；北部支流向西北流到了冰岛以南。
因北大西洋暖流是墨西哥湾暖流的延续部分，所以它的流量随着墨西哥湾暖流的强弱变化而变化，它的流量约为2000万～4000万立方米/秒。这一暖流对西北欧的气候有着重大的影响，它为西北欧带去丰沛水汽的同时，也送去了温暖。在它的影响下，东北欧的沿岸地区形成了典型的海洋性气候，1月份的平均气温要比同纬度地区的亚洲和北美洲的东海岸高出约15～20℃。北大西洋暖流不仅对西北欧和东北欧的气候有重大的影响，在盛行西风的作用下，它还深入到北极圈内，使得北极圈内沿岸的海水终年不冻，船只全年都可以通航。
在强劲的盛行西风作用下，海水自西向东不断流动所形成的洋流称为西风漂流。由于南纬40°左右是一片开阔的海洋，以致各大洋中的西风漂流能够连为一体，形成了势力强大的全球性西风漂流。
在北半球，西风漂流是日本暖流和墨西哥湾暖流的延续，它们被分别称为“北太平洋暖流”和“北大西洋暖流”。北大西洋暖流对西北欧的气候有重要影响，它所流经的地区，气温和水汽的含量比周围的海区都高，并在强劲的西风作用下，往往可以深入到西北欧大陆内部，为那里带来丰沛的降水。
在南半球，各大洋的西风漂流都连在一起，形成了横亘于大西洋、印度洋和太平洋之中的全球性环流。但是这个全球性环流却是寒流，主要的原因有三方面：一，南半球的西风漂流是环绕南极大陆流动的，而南极大陆又是一个终年被冰雪覆盖着的大陆，所以气温非常低，这必然又会影响其周围水域的温度；二，从南极大陆伸出来的冰舌，进入海面以后形成了漂浮的冰山，这些漂浮的冰山在融化的时候能够吸收大量的热量，从而使海水温度降低；三，从南极大陆上吹来的强劲而干冷的极地东风也加剧了海水的降温。
大洋水团是大洋中具有特别温度和盐度，且性质相同的大团水体。两种不同温度和盐度的水团可结合成密度相同的水团，密度相同的两种水团可结合成密度更大的新水团。按深度划分，水团主要有四种：表层水团，深度约100米；中心水团，深度可达主要变温层底部；中层水团，从中心水团开始至3000米；深层与底层水团则充满大洋盆。南极大陆附近的海域受低温的影响，密度较高，海水不断下沉，并沿洋底逐渐流向赤道，甚至远及40°N，这一水团被称为南极底层水团，此水团在环南极大陆东流时，还与一些水团混合成环南极水团。同时还不断为印度洋和南太平洋提供深层水团。
北大西洋深层和底层水团在南极底层水团之上，流向南大西洋，一直延续至60°S。南极中层水团会发生季节性下沉，于是在60°S附近形成了南极辐合区。这样类似的辐合区，除北大西洋和北太平洋不太确定之外，几乎在所有的经度上都存在。南、北大西洋的中心水团分别在南、北亚热带形成辐合区。
与大西洋相比，太平洋的深层水团流动比较缓慢，整个太平洋的中层水团与中心水团不易区分，各辐合区不连续，位置也不确定。值得一提的是，几个来自远距离的水团在赤道上形成了太平洋赤道水团。
印度洋北部没有深层水团，但南部有范围较清晰的水团。赤道上的浅层水团不是很清晰。
全球范围内发现的贝壳堤、牡蛎堤、海滩岩以及钻孔剖面中的沉积物和生物遗迹，都有力地证明了某段地质历史时期的海平面曾远高于现代海平面。而埋藏在海中的贝壳堤、河口三角洲、外陆架等又证明海平面曾有低于现代海平面的现象。
有人认为，是冰期的冰盖和冰川向外延伸，导致全球范围的水循环发生剧变，导致海平面降低的。据估计，末次冰期的海平面比现在低155米。间冰期的冰盖和冰川大量融化，海平面迅速上升。末次冰期开始之前的海平面就比现在的高10米，大暖期的海平面更高。经研究，渤海西海岸7万年前比现在平均偏西200千米，而4.4万年前，海岸线则向东推进了约4个经度。2.5万年前，海平面再次上升，渤海岸再次西进。
冰后期海平面变动的浮动明显减小。距今8000～7500年前的海平面接近现代。距今6500～6000年前，渤海出现了最高海面，并延续了1500年左右，渤海西部淹没的陆地比现在多2.7万平方千米。之后全球进入大暖期，海平面的变化趋于平缓。
20世纪全球变暖，加上工业的发展和人口的增加使空气中二氧化碳的浓度增加，形成温室效应，导致冰川融化、海洋热膨胀，全球海平面处于上升的趋势，许多沿海地区正面临着被淹没的危险。一些学者对海平面上升的速率进行了观测和估算，但结果差异非常明显，这主要是受验潮站分布不均、各地区构造不同、记录时间长短不同、研究方法不同等因素的影响。1987、1988、1989、1990、1991年各自的文献、资料、数据显示海平面上升的速率值分别是1.2±0.3、1.15、2.4±0.9、7±0.13、1.8±0.1毫米/年。
专家们对全球海平面的上升因素的估计相差很大，尤其是南极冰盖在海平面上升中的作用。
我国海平面上升的速率远远大于全球的平均值1.8毫米/年，是2.5毫米/年。就全国平均值来说，东海上升的速率高于平均值，黄海与其基本持平，渤海和南海稍低。与2003年相比，2004～2006年我国海域海平面处于起伏上升状态。
政府间气候变化委员会预测，如果二氧化碳按目前的趋势排放，不受限制，21世纪的海平面上升速度将是20世纪的3～5倍。但如果采取某些措施，如低碳燃烧、发展核能等，将二氧化碳排放量降至1985年的一半，则到2050年海平面则上升20～31厘米。
据1992年政府间气候变化委员会的温室气体排放方案，一批欧洲学者与中国学者合作，在1992年估算2050年海平面将上升22厘米，2100年为48厘米。
依据到2050全球海平面上升20～30厘米的估算，1993年中国科学院地学部的学者，考虑到各地区地面的下沉幅度，预计我国珠江三角洲海面至2050年上升40～60厘米，天津附近海区上升70～100厘米，上海附近海区上升50～70厘米。
海平面上升会对沿海地区带来较多的危害，如风暴灾害、潮滩湿地受损、海水侵入河口等，应引起全球的高度重视。
河流是因降水或地下水涌出，而在地面低洼处形成的线型的、自动流动的水体。根据地理地质特征，一条河流常常分为河源、上游、中游、下游和河口。河源是整条河流地势最高的地方，与冰川、高原湖泊等相联系的可能性比较大。河水的流速上流最大，下游最小。河口是河流入海、入湖之处，经常有泥沙堆积，形成三角洲。
水系是一条河流流经的区域内，通常会有数量不等的支流，与干流形成一个网络系统。水系的形式一般有树枝状、格状和长方形三类。树枝状水系一般发育在抗侵蚀能力不强的沉积岩和变质岩区；格状水系一般形成在岩层软硬相间、地下水源较丰富的平行褶皱构造区；长方形水系通常会与巨大的断裂构造联系。按干支流的相对位置关系或它们构造的几何形态，可以将水系形式化为扇形水系、羽状水系、梳状水系、平衡水系。
流域就是河流和水系在地表获得补给的集水区域。河流和水系的地面集水区和地下集水区并不重合。地下集水区很难直接测定，在分析流域特征，进行水文计算时，往往用地面集水区来代表流域。流域面积是流域的重要特征。河流水量的大小和流域面积的大小有直接关系，除干旱地区外，通常是流域面积越大，河流水量也越大。此外，流域的形状、高度、方向等对河流都有不同方面的影响。如狭长型流域的洪峰不集中，北半球流域向南冰雪消融得较快，流域高度的降水时间影响水情等。
水情要素包括水位、流速、流量、水温四个方面。
水位是河流某一标准基面或测站基面上的水面高度。水位受多种因素的影响，包括流域内径流补给、河床的高地、河坝的建立、水草或冰情等方面。而各因素又具有不同的变化周期，因此水位的研究非常复杂。河流的水位有年变化和季节变化。
流速指水质点在单位时间内移动的距离，一般以每秒计算。其大小取决于纵比降方向上水体重力的分力以及河岸和河底对水流的摩擦力之比。河流流速的分布很不一致。一般来说，河底与河岸附近河水的流速最小，河流水深的1/10～3/10处流速较大，平均流速与水深6/10处的流速基本相等。
流量是指单位时间内通过某过水断面的水量，主要测量出流速和横断面积，就能知道河水的流量。流量是河流的重要特征值之一，流量的变化将会引起其他特征值的变化，如水位的变化。
河水温度受多种因素的影响。冰川和积雪融水补给的河流，水温一般较低，而地下水和降水补给的河流水温则较高。按季节来说，夏季的水温高，冬季的水温低，但夏季水温的日变化较大。如果一条河流的流程较近，那么水温与补给水源的温度就较接近；相反，两种温度的差别就较远。河流水温还受河流流向的影响，在北半球向北流向的河流一般下游的温度较低。
河流补给的形式主要有降水、冰川积雪融水、地下水、湖泊、沼泽以及人工等形式。但不同河流的补给形式不同，同一条河流在不同季节的补给形式也不一样。河流补给形式的差别主要由流域内的气候条件和下垫面的特征决定。
降水是热带地区的主要补给形式；寒带地区冬季漫长，冰雪融化是主要的补给水源；下切较深的河流，地下水的补给占主要比例，较浅的河流几乎不受地下水的补给；发源于湖泊、沼泽、巨大冰川的河流补给形式主要是发源地的水源。另外，通过人工补给的一些措施，也可给河流补给水源。
河流分类的原则主要包括气候条件、径流的水源和最大径流、径流年内分配的均匀程度、径流的季节变化、河槽的稳定性等。也可根据河流与流域内的气候、地貌、水源、水量、河床等综合因素来划分河流的种类。河流分类的原则大多具有一定的局限性，同时也有一定的应用价值，在进行河流分类时，可区别对待。
径流指的是大气降水到达地面以后，沿着地面的斜坡或者是地下水面流动的水流。在习惯上，人们将径流在一定时间内通过河流某一断面的水量称为径流量。径流量的单位是立方米或立方千米。
径流是地球表面水循环的过程中重要的环节，它的物理和化学作用对生态系统和地理环境有着重要的影响。人类可以通过人工降雨、融化冰雪的形式来调节径流量的时空差异，同时还可以通过种植植物、修梯田等方式来调节径流的变化，通过修筑水库等工程来改变径流的时空分布。
按照形成和流经路径可将径流分为：形成于地面之上，沿地表流动的地表径流；在土壤中形成，并沿土壤层流动的地下径流；汇入河川以后，向出口处汇集的河川径流。按降水的形态也可将径流分为降雨径流和融雪径流。广义上讲，还可以将径流分为固体径流和化学径流。
径流的形成是一个从降水到水流汇集至流域出口断面的过程，其中降雨径流的形成过程包括降雨、截留、下渗、填洼、流域蒸发、坡地汇流、河槽汇流等。融雪径流的形成过程需要有一定的热量，这样才能使得雪转化为液体。如果在融雪期间发生了降雨，那么就会形成雨雪混合径流。
停蓄阶段。降水初期的水量一部分被植物或其他物质截留，另一部分被土壤吸收，或经岩石下渗到地下，而形成地下水。水量多余时，就开始在洼地聚集，洼地不能容纳时才逐渐形成地表径流。对地表径流而言，停蓄阶段是一个耗损过程，但对地下水补给有重要意义。
漫流阶段。漫流逐渐流向不同河槽的阶段是漫流阶段。降水形成的沿坡面流动的细小水流称为坡面漫流。坡面漫流分为沟流、片流和壤中流三种形式。沟流是主要形式，流速最快；壤中流发生在地表下数厘米处，流速较慢，降水停止后一段时间还可持续；片流不多见。
河槽集流阶段。雨水经坡面漫流进入河道后，开始向下游流动，河流的流量增加，这就是河槽集流。这一阶段水流的部分会流出河口，小部分会渗入地下补给地下水。河槽集流是径流形成的最终环节，在降水停止后还会持续一段时间。
河水的补给状况、水位、流量等随着气候的周期性变化而发生变化，一年内的河流水情可以分为汛期、平水期、枯水期或冰冻期几个特征时期。汛期时，河流的水位比较高。就我国来说，汛期一般发生在夏季和春季。夏汛主要是由夏季的集中降水引起的，径流量较大。春汛主要是由积雪融化形成的。华北、东北的河流都有春汛，但水量小于夏汛，时间也较短。平水期是从汛期到枯水期的过渡时期，期间河流的水位处于中常水位。我国河流的平水期一般在秋季，持续的时间不长。枯水期时，河流的水位很低，河流主要依靠地下水补给，流量和水位的变化很小。枯水期一般出现在冬季，如果河流冰冻，又称为冰冻期。
径流量年际变化是指河流一年内流量的变化。降水量是径流量年际变化的主要影响因素。径流量的年际变化一般会以离差系数来表示，数值越小代表径流量的年际变化越小。我国长江以南的径流量离差系数一般在0.30以下，长江下游、黄河中游、东北山区的各河流为0.40，淮河为0.60，海河为0.70。与我国各地的降水变率分布趋势基本相同。
径流是引起河流、湖泊、地下水等水体水情变化的直接因素，而影响径流的因素有降水、气温等气候因素，地形、地质、土壤、植被等流域的下垫面因素，以及人类活动因素。
气候因素是影响河川径流最基本和最重要的因素。气候因素中的降水和蒸发直接影响河川径流的形成和变化。其他的气候因素，如风、温度、湿度等往往也是通过降水和蒸发来影响河川径流的。
流域的下垫面因素主要包括地貌、地质、植被等。其中地貌中山地的高度和坡度影响着降水的多寡，而坡度的大小则影响流域内的汇流和下渗。同样，流域内的地质和土壤条件也决定着流域内水流的下渗、蒸发、最大蓄水量等。植被可以起到蓄水、保土的作用。
特征径流主要是指洪水和枯水。
洪水是河流出现水量迅速增加或水位迅速增长的现象，多由强降雨、急剧融冰化雪、风暴潮引起。洪水的发生对河流附近的城市、村庄、建筑物、农田等造成威胁。
洪水可分为上游演进洪水和当地洪水。上游演进洪水是上游径流量显著增加，自上而下沿河推进的洪水。当地洪水是由所处河段的地面径流直接形成的。据观测，一条河流中上游的洪峰变幅大，比较激烈，下游的变幅小，比较平缓。假如河道的形状比较整齐，洪水的传播速度则较快；反之，则较慢。
枯水径流是指洪水减退后的径流，呈递减状态，长时间干旱后河流可能会出现一年中的最小流量。枯水径流的主要来源是流域的地下水补给，因此流域内的地质条件相当程度上决定着地下水对径流的补给量。砂砾层能大量储水，并在枯水期缓慢地补给河流，粘土层就没有这样的特征。溶洞可使大量雨水渗漏到地下深处，而成为稳定的水源。而河槽的下切深度和河网密度决定着截获地下水补给的水量大小。此外，森林、湖泊、沼泽、水库等的调节作用还可增加枯水径流。
河流的地理分布受气候条件的制约，湿润地区的河网密集，径流充沛，干旱地区正好相反。河流水位、流量、补给形式、水温特征等也无一不受气候的影响。如降水量的多少很大程度上决定了径流量的大小；降水的位置、移动方向等影响洪峰流量；气温、风、蒸发等因素对河流也有间接影响。
其他自然地理环境对河流也产生一定的影响。流域海拔高度、坡度、切割密度直接影响着径流的汇聚，地表植被等物质影响着河流的下渗情况。
河流是地球水循环不可缺少的重要环节。内流河将水分从高山输送至内陆盆地或湖泊中，是水分小循环。外流河把水分由陆地带入海洋是水分大循环。河流输送水分的同时，热量和矿物质也被同时输送。热量的输送改变了流域内的气温，如在北半球由南向北流向的河流，就提升了北部流域的气温。矿物质的随水迁移，改变了地表上的高低不平。河流既是山地景观的创建者，也是冲积平原的制造者。
此外，荒漠中绿洲多，是因为河流流入沙漠让林业和农业得以发展，从而形成了生机勃勃的绿洲景观。
湖泊是指陆地上相对封闭的洼地中汇集的水体。相对封闭的洼地称作是湖盆，湖泊由湖盆、湖水和水中所含的各种物质组成。湖泊有着自己独特的水文特征，如湖水的运动、水量的损耗和补给、水位的变化和它对周围河流径流的调节等。湖泊中的水产资源一般都比较丰富，而且还有其自身的独特性。湖区的气候和植被都很有特色。
湖泊按湖水含盐量的多少可分为咸水湖和淡水湖；按地理位置可分为热带湖、温带湖、寒带湖等；按湖水的最终流向可分为外流湖和内流湖；按湖水中营养物质的富集程度可分为富营养湖、贫营养湖以及贫富营养过渡性湖泊。
一般来说，按照湖泊的成因可分为如下几类：①地质构造运动形成的构造湖，这样的湖泊湖岸陡峭，水比较深。②冰川作用形成的冰蚀湖和冰碛湖。③火山喷发，在火山口的洼地中积水形成的火山口湖。④地震、滑坡、山崩、泥石流、冰碛或火山喷发的熔岩和碎屑物将河流堵塞而形成的堰塞湖。⑤风力作用使得地面形成风蚀洼地而积水，或因沙丘之间洼地积水而形成的风蚀湖。风蚀湖一般湖底比较平、湖岸比较规则、面积小、水位较浅、湖水面变化大、无出口、含盐量高，大多都是暂时性湖泊。⑥由于水的溶蚀作用，形成溶蚀洼地，然后积水形成的溶蚀湖。⑦人为活动形成的人工湖，如水库。事实上任何湖泊都不是单一因素影响形成的，一般情况下都是在多种因素的共同作用下形成的。地球上的湖泊总面积约为2058700平方千米，约占陆地面积的1.5％。
牛轭湖 |
火山口湖 |
断陷湖 |
湖水呈现出的颜色有浅蓝、青蓝、黄绿、黄褐色，受含沙量、泥沙颗粒大小、浮游生物种类的影响。通常含沙量小、泥沙颗粒小、浮游生物少的湖水呈浅蓝或青蓝色；反之则呈黄绿或黄褐色。湖水透明度的测量方法与海水的相同，与太阳光线、湖水含沙量、温度、浮游生物关系密切。
湖水主要靠吸收太阳辐射来实现增温，此外还吸收水汽凝结潜热、有机物分解热量和地表传导热。湖水温度分布有三种状态。当湖面温度低于4℃时，水温呈逆列状态，即水温随深度的增加而升高，这主要出现于冬季；当湖面温度高于4℃时，水温呈正列状态，即水温随深度增加而降低，这主要出现于夏季；当湖面温度等于4℃时，水温趋于均匀，处于等温状态，这主要出现在春季。因此，热带湖水的温度一般为正列状态；温带随季节变化三种状态都会出现；高山和极地湖水一般为逆列状态。
湖水的化学成分大致相同，但不同湖泊的化学元素含量和变化会有较大的差异。补给水源影响着湖水的化学元素，如地下水的化学元素就比雨水的化学元素种类多，河水中则含有有机酸。
不同的自然条件下，尤其是土质不同的地区，湖泊中化学元素的种类和含量的差别就会很大。降水量和蒸发量的比值不同会造成湖水有不同的盐分。就盐湖来说，因所处的环境不同，有的湖水成分以氯化物为主，食盐含量大，而有的则主要含有芒硝和硼。
湖水的运动分两种形式：定振波和湖流。
定振波是整个湖水围绕某一个或某几个重心而摆动的现象。在大气压力发生急剧变化、山地下沉气流冲击湖面，尤其是发生暴风雨时，湖面大部分水的平衡遭到破坏而产生定振波。因湖的形状和定振波的摆动不同，通常可将其分为单定振波和双定振波。
湖流产生的因素很多。如河流入口处会发生单向缓慢流动；风向稳定时背风岸的湖水容易形成垂直环流；水温变化可造成湖水垂直循环，发生湖流；定振波也可产生湖流。温带湖每年发生两次对流，称为双对流。热带、极地或高山湖每年只发生一次对流，分别叫热单对流和冷单对流。
湖水的水量平衡和水位变化紧密相连。湖水收入超过支出时，水量呈正平衡，水位就会上升；相反，水量呈负平衡，水位下降。若湖水的水量平衡，湖面降水量、入湖地表径流量、入湖地下径流量、湖面水汽凝结量之和，与出湖地表径流量、湖水渗透量、湖面蒸发量之和的差就是一定时期内湖的水量变化。
不同补给形式的湖泊水位会有不同的升降。融雪补给湖的最高水位在春季；冰川补给湖的最高水位在夏季；雨水补给湖的最高水位在雨季。
地面长期潮湿，排水不畅，生长着大面积的喜温和喜水植物，并有泥炭堆积的洼地，叫做沼泽。世界沼泽总面积约有268万多平方千米。世界上沼泽面积比重最大的国家是芬兰，被人们称作是“沼泽之国”。
沼泽有的是因江、河、海在它们的周边地区积水而形成；有的是因高山草甸、森林、洼地中的地下水汇集而形成；还有的是因湖泊的淤积变浅而形成。按照地貌条件，沼泽可分为山地沼泽、高原沼泽和平原沼泽；按植被类型可分为藓类沼泽、草本沼泽等。
沼泽中的水大都以重力水、毛细管水、薄膜水等形式存在于草根和泥炭之中。部分沼泽在个别时期中有积水或表面流，大部分沼泽只存在缝隙中慢慢渗透的表层流。沼泽的蒸发量很大，径流量很小。
沼泽水富含有机质和悬浮质，水体很浑浊，水的矿化度和硬度比较低。沼泽中含有很多资源。如丰富的芦苇、泥炭藓和泥炭。其中芦苇是重要的造纸原料；泥炭藓是一种很好的愈合伤口的药；泥炭是很好的肥料，可以改良农田。
沼泽还有调节气候、净化环境的作用，因此，许多国家都把沼泽开辟为旅游地，有的还在沼泽地区建立了自然保护区。
湿地是处于陆生生态和水生生态之间的过渡性生态地带，它指的是天然或者是人工的、长久或者是暂时的沼泽地、泥炭地或水域地带，以及静止或者是流动的淡水、半咸水、咸水，还包括低潮时不超过6米的水域。
湿地广布于世界各地，湿地上分布有众多的野生动植物资源，是地球上重要的生态系统。很多珍稀水禽的繁殖和迁徙都离不开湿地，因此湿地又被人们称为“百鸟的乐园”。湿地还具有强大的生态净化作用，因此又被人们称为“地球之肺”。
湿地所具有的功能是多方面的，作为可以直接利用的水源它可以补充地下水，还可以控制洪水和防止土壤的沙化。除此之外还能滞留有毒物质，改善环境；还可以有机物的形式储存碳元素，减少温室效应等等。湿地还是众多动植物生存的乐园，同时能为人类提供食物、能源、原材料和旅游场所，是人类生存发展的重要基础之一。
湿地的类型多种多样，通常可分为自然和人工两大类。其中自然的湿地包括沼泽地、泥炭地、湖泊、河流和海滩；人工湿地主要有水稻田、池塘、水库等。据统计，世界共有自然湿地约855.8万平方千米，约占陆地总面积的6.4％。
泉是地下含水层或含水通道呈点状在地表涌出地下水的现象，是地下水的集中排泄形式。在适宜的地形、地质和水文条件下，潜水和承压水集中排出地面成泉，往往是一个点状泉口，有时是一条线或一个小范围。
泉一般出现在山区与丘陵的沟谷和坡角、山前地带、河流两岸、洪积扇的边缘和断层带附近，平原地区比较少见。泉水通常是河流补给的重要部分，有些大型泉本身就是河流的源头。
按不同的分类标准，泉有不同的的分类方式：
按泉水流出的动力性质，泉可分为上升泉和下降泉；按泉水的温度，可将其划分为冷泉、微温泉、温泉、热泉、高热泉；按含水层空隙的特征，可分为孔隙泉、裂隙泉和岩溶泉；而按泉水涌出的状态，又可分为间歇泉、多潮泉。
温泉是指水温超过20℃的泉，或水温超过当地年平均气温的泉。温泉是自然产生的，多是降水或地表水渗入地下深处，吸收周围岩石热量后上涌出地表而形成的，一般是矿泉，包括氯离子、碳酸根离子、硫酸根离子等成分。
流动的河水突然近似垂直跌落，就形成了瀑布。从时间尺度上来说，某个瀑布终将会消失。瀑布的成因有多种说法，我国的科学家认为，河床底部岩石的软硬程度不同，软性岩石受流水冲击而形成陡坡，坚硬的岩石则逐渐凸出，河水流过凸出地时，就形成了瀑布。此外，瀑布的形成还受山崩、断层、熔岩堵塞、冰川等作用的影响。
维多利亚瀑布位于中非的赞比亚和津巴
根据瀑布的外观和地形的构造，瀑布有多种分类。
按瀑布水流宽高的比例，可将其划分为垂帘型瀑布和细长型瀑布；按瀑布岩壁的倾斜角度，可划分为悬空型瀑布、垂直型瀑布和倾斜型瀑布；按有无跌水潭，可分为有瀑潭型瀑布和无瀑潭型瀑布；按水流与地层倾斜方向，可分为逆斜型瀑布、水平型瀑布、顺斜型瀑布和无理型瀑布；按所在地形，又可分为名山瀑布、岩溶瀑布、火山瀑布和高原瀑布。
温度。地下水的温度受区域自然条件的制约。极地、高纬、山区地下水的温度较低，而热带、火山活动区的地下水温度很高。地下水温与当地气温也有一定关系。经测量，温带和亚热带的浅层地下水的年平均气温比所在地区的平均气温高1～2℃。
颜色。地下水的颜色一般是无色透明的，但在含有某种离子、富集悬浮物或含胶体物质时，就会显出颜色，如含亚铁离子的地下水呈浅蓝绿色。
透明度。地下水含有的盐类、悬浮物、有机质和胶体决定了其透明度。地下水透明度按级别可分为透明、微混浊、混浊和极混浊四级。
相对密度。地下水的相对密度取决于水温和溶解盐类。水温越高，溶解的盐分越多，相对密度就越大。地下淡水的相对密度接近于1。盐度越高的地下水相对密度就越大，但变化的范围较小。
导电性。地下水中，离子的含量越多，离子价就越高，水的导电性也就越强。测定了某处地下水的电阻率，它的导电率就是1与电阻率的比值。
放射性。因地下水中还有放射性气体和放射性物质，所以具有放射性。已知的地下水的三个放射性系统是铀-镭系、锕系、钍系。
嗅感和味感。地下水的嗅感与所含气体、有机物以及温度有关。含硫化物时有臭鸡蛋味，含腐殖质时有沼泽味，但低温时气味不显著，40℃时气味最重。
不同化学成分的地下水味感不同。含氯化钠的水有咸味；含硫酸钠的水有涩味；含有机质的水有甜味；二氧化碳含量高的水比较清凉可口。
溶解气体。地下水中溶解的气体，可分为四类：生物化学成因气体，有机物和矿物在微生物的作用下分解而成，如CO2、N2、O2等；化学成因的气体，一部分是常温、常压下天然化学反应形成的，另一部分是在岩石圈高温、高压下发生变质作用形成的；放射性成因气体，由放射性元素蜕变而成，如He、Re、Th等。
氢离子浓度。氢离子浓度用pH表示。以7为分界点，当pH=7时，地下水是中性；pH>7时，呈碱性；pH<7时，呈酸性。在一定pH之下，某些化合物可从水中沉淀出来。因此掌握水的pH后，能预测出哪些元素已经析出，哪些还可能溶解在水中。
离子成分和胶体物质。地下水的主要离子成分和胶体物质主要有：氯离子、硫酸根离子、重碳酸根离子和碳酸根离子、钠离子、钾离子、钙离子、镁离子、氮化物（氨离子、亚硝酸根离子、硝酸根离子）、铁离子、硅。
在各种因素的作用下，地下水的流量、水位、温度和化学成分会发生日变化和季节变化，这就是地下水的动态。它主要受气候、河湖水位、地壳升降运动、植物蒸腾作用以及人为因素的影响。
地下水的运动形式有层流运动和紊流运动两种。层流运动指水在岩石空隙中流动时，水质点有秩序地、相互混杂地流动，是最为常见的运动形式。紊流运动指水在岩土空隙中流动时，水质点无序地、相互混杂地流动。
地下水在宽大裂隙或空洞中有较大的流速时，会形成紊流。但在绝大多数自然条件下，地下水的流速较小，多为层流运动。地下水的运动也称为渗透。平均渗透速度在1000米/天以下的运动都视为层流运动。
根据地下水的埋藏条件可分为上层滞水、潜水和承压水。
上层滞水是由于局部的隔水作用，使下渗的大气降水停留在浅层的岩石隙缝或者是沉积岩层中，形成了蓄水体。上层滞水通常有吸着水、薄膜水、毛管水、气态水等形式，这类水的分布范围比较小，水量也不大，而且还有明显的季节变化。
潜水指的是存在于地表之下第一个稳定隔水层之上的地下水。我们通常所见的地下水大多是潜水，潜水流出地面就形成了泉。潜水的分布比较广，水量稳定，是农业生产和生活用水的重要保证。
承压水指的是存在于上、下两个隔水层之间的地下水。这种地下水一般都承受着巨大的压力，尤其是当上、下两个隔水层呈倾斜状态的时候，隔水层中的水就要承受更大的压力，如果将上部的隔水层凿穿，则水就会喷出来，形成自流水。
成冰作用指积雪转化为粒雪，再经过变质作用形成冰川冰的过程。积雪转化为粒雪的过程被称为粒雪化过程。这一过程可分为冷型和暖型。冷型是积雪没有出现融化和再冻结，粒雪化过程比较缓慢，雪粒直径通常不足1毫米；暖型的粒雪化过程比较快，粒雪直径比较大。
不同冰川的规模、形态、生成年代、性质等都有不同的特点。不同的划分标准下有不同的冰川类型。按冰川形态、规模及所处地形将冰川分为山岳冰川、大陆冰川、高原冰川和山麓冰川。山岳冰川主要分布在中低纬山区，冰川形态受地形的严格限制。按形态，山岳冰川可分为悬冰川、冰斗冰川、山谷冰川。大陆冰川目前只存在于两极地区，面积和厚度很大，不受地形限制，冰川下常掩盖着巨大的山脉和洼地。高原冰川也叫冰帽，覆盖在起伏和缓的高地上，周围伸出许多冰舌。山麓冰川是由数条山谷冰川在山麓扩展汇合成的广阔冰原，是山岳冰川向大陆冰川转化的中间环节。
世界冰川分布最集中的地区是南极大陆，冰盖和冰棚的总面积是1320万平方千米，冰盖平均厚度为2000米。北极地区冰川总面积是200万平方千米，其中格陵兰岛冰盖面积是173万平方千米。亚洲冰川主要分布在兴都库什山、喀喇昆仑山、喜马拉雅山、青藏高原、天山和帕米尔高原，其中我国冰川面积占一半以上。北美洲的冰川主要分布在阿拉斯加和加拿大，总面积约6.7万平方千米。南美洲的冰川面积约为2.5万平方千米，居第五位。欧洲的冰川主要分布在斯堪的纳维亚、阿尔卑斯山，面积为8600平方千米。大洋洲冰川面积约1000平方千米。非洲冰川面积最小，只有23平方千米。
冰川的分布受雪线高度的制约，没有高出雪线的任何地区都不会形成冰川。雪线是多年积雪区和季节积雪区之间的界线。雪线上的年降雪量等于年消融量。而雪线的高度受气温、降水量和地形的影响。多年积雪的形成要求近地面空气层的温度长期在0℃以下，因此低纬度的雪线一般较高。降水量较低的地区雪线也相对较高。此外，坡向也影响雪线高度，如祁连山南坡雪线较高，而北坡雪线相对较低。
南极洲的气温极少能达到0℃以上。南
在冰川区及附近，冰川本身就是自然地理要素之一，并形成了独特的冰川景观。冰川是一种特殊的下垫面，冰盖的扩展将大大增强对太阳光的反射率，使地球的气温降低，并影响气团和环流的性质。规模较小的冰川只对小范围的气候产生影响，规模较大的冰川，如南极冰盖，会对范围较大的地区产生影响。
冰川在水循环中有重要作用，冰盖的增减直接影响到海平面的升降。
大气降水到达地面后只有一部分可以转化成地表径流，而如果是冰川则几乎都可以全部转化成径流，因为冰川表面不存在蒸腾，蒸发量和渗透量也比较小。低温湿润的季节冰川消融受抑，高温干旱的季节冰川消融加强，这就对径流起到了调节作用。
冰川向低纬度推进时，当地土壤发育会被中断，地面的植被将遭到破坏，动物会被迫迁移。相反，冰川消融后，土壤、植被重新发育，自然带向高纬度和高海拔地区移动。
冰川的侵蚀和堆积作用可以显著地改变地表形态，形成特殊的冰川地貌。曾有冰川覆盖的地区，就显示出特殊的冰川地貌。山岳地区也有特殊的冰川地貌。