* Wiatrowe – powstające w wyniku tarcia stycznego, zjawisko najczęstsze
* Pływowe – powodowane pływami, wywołują okresowe wahania poziomu wód
* Anemobaryczne – długie fale w wyniku zmian ciśnienia atmosferycznego
* Sejsmiczne – związane z nagłymi, pionowymi i poziomymi przemieszczeniami skorupy ziemskiej, w strefie przybrzeżnej z powodu narastającej prędkości fali sejsmicznej tworzy się tsunami
* Okrętowe – generowane przez statki
* Grawitacyjne – powstałe wskutek działania siły ciężkości.

Fale powstałe w wyniku siły generującej to fale wymuszone, a tworzone po ustaniu siły noszą nazwę swobodnych. Z uwagi na kształt fale można podzielić na dwuwymiarowe i trójwymiarowe. Z racji położenia w przestrzeni wodnej wyodrębnia się fale powierzchniowe i wewnętrzne.

Do kształtu fali najlepiej nawiązuje sinusoida. Jej parametry to: grzbiet, dolina, wysokość(h), amplituda(a), długość(L), okres(T), prędkość rozchodzenia się profilu(c), prędkość orbitalna, średnia stromość(K), częstotliwość(t), kierunek rozprzestrzeniania, energia(E).

Przyjęto podział Bałtyku na 7 podstawowych regionów:

* Botnik Północny (Zatoka Botnicka)
* Botnik Południowy – ograniczony od Pinocy Wyspami Alandzkimi
* Zatoka Fińska
* Zatoka Ryska
* Bałtyk Właściwy
* Cieśnina Duńska zwana regionem przejściowym
* Kattegat

Na morzu przeważają wiatry zachodnie i południowo-zachodnie, zwykle silne. Średnia temperatura stycznia to około 5 stopni Celsjusza, lipca 16 stopni. Opady rzędu 600mm/rok. Główne dopływy Bałtyku to Wisła, Odra i Niemen.

Podział ze względu na ogólną mineralizację:

* Ultrasłodkie, o suchej pozostałości mniejszej od 0,1 g/l;
* Słodkie, o suchej pozostałości 0,1-0,5g/l;
* Akratopegi, o suchej pozostałości 0,5-1,0g/l;
* Mineralne, o suchej pozostałości większej od 1,0g/l, a w skrajnych przypadkach osiągające kilkaset gramów na litr

Podział ze względu na chemiczny charakter oraz wielkość mineralizacji:

* Słabo zmineralizowane (1-3g/l) – dominuje kwaśny węglan wapnia, magnezu i sodu oraz siarczany wapnia i sodu,
* Średnio zmineralizowane (3-10g/l) - obok kwaśnych węglanów wsytępują siarczany wapnia i magnezu oraz chlorki sodu,
* Silnie zmineralizowane (10-35g/l) – dominują chlorki sodu i wapnia
* Solanki (powyżej 35g/l) – dominują chlorki sodu i wapnia

Mineralizacja wody wzrasta wraz z głębokością. Im mniej opadów, tym większa mineralizacja. W klimacie gorącym i suchym wody słodkie nie występują nawet przy powierzchni. Skład chemiczny wód podziemnych nie jest stały. Wody mineralne mają zazwyczaj właściwości lecznicze. Górną granicą mineralizacji jest dla człowieka 60g/l.

Powstające pod wpływem cyrkulacji atmosferycznej prądy dryfowe wprawiają wodę w ruch o kierunku zgodnym z kierunkiem mas powietrza. Cyrkulacja wód w oceanie stanowi system następujących po sobie strefowo układów obiegu wód o przeciwnych kierunkach krążenia. Wyróżniamy 9 układów obiegu wód:

* Równikowy system cyrkulacji wód – stanowi układ antycyklonalny
* Zwrotnikowe systemy cyrkulacji wód – stanowią układy cyklonalne występujące jedynie w Oceanie Atlantyckim i Spokojnym
* Podzwrotnikowe systemy cyrkulacji wód – stanowią układy antycyklonalne, jedne z potężniejszych systemów obiegu wód w oceanie. Obserwuje się je od równika do 40° szerokości Pn. i Pd.
* Antarktyczny układ krążenia wód – występuje na półkuli południowej jako Antarktyczny Prąd Okołobiegunowy, który przenosi wody wokół Antarktydy
* Systemy cyrkulacji wód szerokości wysokich – systemy cyklonalne.
* Arktyczny układ krążenia wód – system antycyklonalny, kształtują go: Polarny Wyż Baryczny i Niż Islandzki.

Globalny system powierzchniowej cyrkulacji wód oceanicznych jest w ciągu roku mało zmienny. Wyjątkiem jest północna część Oceanu Indyjskiego, gdzie monsunowa zmiana kierunków wiatrów całkowicie odwraca cyrkulację wód.

Intensywność krążenia wód powierzchniowych Oceanu Światowego jest największa dzięki wpływom wiatrów. Wraz ze wzrostem głębokości intensywność krążenia wód oceanicznych maleje i coraz większą rolę w ruchu wody zaczynają odgrywać prądy o charakterze termohalicznym. Stanowią one cyrkulację pionową powstałą w wyniku zmian gęstości wody na powierzchni oceanu, powodującą mieszanie się wód w pionie. Jeżeli gęstość wody wzrasta wraz z głębokością, wody znajdują się w równowadze stałej; jeżeli maleje – w równowadze chwiejnej, co oznacza, że wody lżejsze dążą do wypłynięcia na powierzchnię.

Do terenów podmokłych należy zaliczyć: zabagnione siedliska lasów i łąk, słodkowodne i słonowodne zbiorowiska hydrofitów, zarastające roślinnością zbiorowiska wodne oraz okresowe zabagnienia. Terenami podmokłymi są zarówno zabagnienia mineralne, jak i obszary gromadzenia się martwej materii organicznej. Wyróżnić możemy bagna nieprzekształcone przez człowieka i zagospodarowane przez niego, głównie w użytki zielone.

Różnicuje się także tereny podmokłe w zależności od ich sytuacji hydrologicznej: przejściowe, przyrzeczne, przyjeziorne, bagienne, źródliskowe, nadmorskie, pływowe, zanikających zbiorników wodnych. Często występują na obszarach płaskich, słabo rozciętych erozją, gdzie w pobliżu występują słabo przepuszczalne skały.

Na obszarach podmokłych występują głównie rośliny hydrofilne, które rozkładając się tworzą torf przekształcając teren w torfowisko.  Torfowiska dzielimy na ombrofilne (zasilane tylko wodami deszczowymi) i reofilne (zasilane tylko wodami podziemnymi).

Bagna trwałe spotyka się na ogół wszędzie tam, gdzie znajdują się zbiorniki wodne. Bagna okresowe głównie na sawannach, gdzie okresie suszy zaznacza się dokuczliwy niedosyt wilgoci.

Stopień zasolenia wody dzieli bagna na słodkowodne i słonowodne. Te ostatnie występują na obszarze działania pływów wodnych tworząc zarośla mangrowe.

W wyniku długiej posuchy powstają głębokie niżówki. Spowodowane są niedostatkiem opadów, czyli suszą atmosferyczną. Wyczerpaniu ulegają najpierw zasoby wilgoci glebowej, a następnie zasoby wód podziemnych zasilających odpływ rzeczny. W skrajnie niekorzystnie suchych warunkach wysychają źródła, małe cieki wysychają, a na większych tworzą się głębokie niżówki.

* Pokrywy i czapy lodowe pokrywając obszary kontynentalne (Grenlandia, Antarktyda). Charakteryzuje je znaczna miąższość lodu (do 3km) i ruch w każdym kierunku w stronę obrzeży.
* Lodowce górskie i dolinne – płyną w jednym kierunku i dopasowują się do rzeźby terenu. Lodowce górskie stanowią wręcz rzeki lodu. Poruszają się z duża prędkością, dzieli się je na alpejski i himalajskie. Występują w Alpach, Himalajach i na Grenlandii
* Lodowce piedmontowe (przedgórskie) – tworzone wskutek połączenia wielu lodowców dolinnych

W ramach wydzielonych klas wyróżnia się jeszcze:

* Lądolody – lodowce kontynentalne o znacznych powierzchniach pokrywające całe masywy górskie
* Lodowce szczątkowe – stanowiące pozostałość lądolodu z charakterystyczną formą tarczową, występujące np. na Islandii
* Lodowce fieldowe – powstają na rozległych polach firnowych, zalegających na płaskich i kopulastych wierzchołków gór. Lodowce tego typu występują w Górach Skandynawskich, Na Islandii, Spitsbergenie, Nowej Ziemi i w Patagoni.
* Lodowce dolinne – mające kształt dopasowujący się do kształtu dolin górskich, które wypełniają. Najlepiej rozwinięte w Alpach, na Kaukazie, w Himalajach, Andach, i w Nowej Zelandii
* Lodowce dendrytyczne – powstają przez zlanie się szeregu lodowców dolinnych z lodowcem głównym. Występują w Himalajach oraz górach Tien-Szan, Pamir i Karakorum
* Lodowce cyrkowe i wiszące – pojawiają się na wysoko położonych zboczach, często ograniczając się do pola firnowego
* Lodowce podgórskie – z połączenia kilku lodowców z sąsiednich dolin górskich na przedpolu gór. Występują na Alasce, w Górach Skalistych, na Spitsbergenie i w Nowej Zelandii
* Lodowce szelfowe – tworzą rozległe płyty lodowe o miąższości do 300m pływające po morzach i oceanach.

Rzeki pochodzące z wytapiania lodowców charakteryzują się przepływem uzależnionym od prędkości ablacji. Wyróżnić na tym polu można rytm dobowy związany z temperaturą powietrza i operowaniem Słońca oraz rytm sezonowy. Dobowe amplitudy mogą być bardzo duże, najniższy przepływ rzek lodowcowych notuje się w ciągu doby w godzinach 5-9, natomiast najwyższe popołudniu. Natomiast w ciągu roku najmniejszy przepływ występuje porą zimną, największy zaś w porze ciepłej.

W klimacie umiarkowanym wody z ablacji działają wyrównująco równoważąc stany niżówkowe związane latem z brakiem opadów. Natomiast w warunkach monsunowych latem wody z ablacji potęgują letnie wezbrania związane z nadejściem monsunu.

Rzeki wypływające z lodowców charakteryzują się na ogół dużym przepływem rzędu kilku – kilkudziesięciu m3/s. Koryta są płytkie i szerokie, a woda płynie z prędkością około 3m/s. W wodzie oprócz niesionego materiału skalnego znajdują się bryły martwego lodu. Przebieg stanów wody rzek lodowcowych może być zaburzony wielkimi wylewami wód subglacjalnych.

Wody różnych części hydrosfery nieustannie na siebie oddziałują i w procesie obiegu tworzą jedną całość. Dla oceanów aktywna wymiana trwa około 3000 lat, dla wód podziemnych jeszcze dłużej, bo około 5000 lat. Jeżeli jednak uwzględnimy zróżnicowanie pionowe wód podziemnych, to ich czas wymiany w strefie słabo aktywnej wymiany oszacować można na przedział od kilku miesięcy do kilku stuleci, natomiast wód stagnujących strefy dolnej na kilka milionów lat. Długo okres wymiany mają również pokrywy lodowcowe. Ich czas wynosi około 8000 lat, natomiast w lodowcach górskich od kilku miesięcy do kilku do kilkuset lat.

Najszybciej wymianie ulega woda atmosferyczna, jej zawartość w atmosferze wynosi 14000 km3, a ilość opadów 52500km3. Wymiana wilgoci atmosferycznej następuje przeciętnie co 9-10 dni lub 36 razy w roku. Wymiana w rzekach szacowana jest na około 11 dni.

W całości hydrosfera wymienia się co 2800 lat i wraz z biosferą i atmosferą należy do najaktywniejszych sfer Ziemi.

Infiltracja zachodzi przede wszystkim w czasie deszczu i roztopów. Ilość wody infiltrującej zależy głównie od przepuszczalności utworów powierzchniowych i intensywności opadów. Przepuszczalność utworów powierzchniowych to zdolność przewodzenia wody wolnej (bardzo dobrą przepuszczalność mają żwiry i piaski gruboziarniste. Opady ciekłe zaś infiltrują, gdy przepuszczalność gruntu jest większa od intensywności deszczu, w przeciwnym wypadku opad formuje spływ powierzchniowy.

Na wielkość infiltracji wpływają także inne czynniki klimatyczne, m.in. temperatura i wilgotność powietrza. Wysoka temperatura i niska wilgotność przyspieszają parowanie przez co ograniczają infiltrację.