Схема формування поверхневого стоку

Явище формування поверхневого стоку складається із наступних чотирьох фаз (за Н.Е.Долговим):

Перша (початкова) фаза при випаданні дощу або при сніготаненні характеризується відсутністю поверхневого стоку. Вся волога йде на заповнення нерівностей на поверхні водозбору та на просочування в грунт (інфільтрацію). Ця фаза називається безстічною або фазою повного басейнового затримання (рис. 14).

 

Рис. 14.Схема формування поверхневого стоку

 

Друга фаза характеризується появою стоку до досягнення його максимального значення в замикаючому створі. В цей період ще має місце поглинання води грунтом, але все більша її кількість добігає з віддалених ділянок басейну. Ця фаза називається фазою підйому стоку.

Третя фаза - це явище повного стоку при стіканні води з усієї площі водозбору. Ця фаза закінчується із закінченням водовіддачі від дощу або сніготанення.

Четверта фаза називається фазою спаду стоку. Вона характеризується наявністю стоку в замикаючому створі за рахунок добігання води із віддалених районів басейну.

Мінімальний стік

Мінімальний стік річок України формується за рахунок підземного живлення, яке визначається місцевими гідрогеологічними і кліматичними умовами, характером підстильної поверхні (рельєф, ґрунти, рослинність, заболоченість, озерність, залісеність) та господарською діяльністю. Таким чином мінімальний стік підлягає впливу, з одного боку, загальних кліматичних факторів, а з іншого місцевих азональних факторів, як глибина вріза русла, характер гідрогеологічних умов, розмір басейну. Чим більший розмір басейну, тим вплив місцевих азональних факторів стає менш помітним і ясніше виступає роль зональних факторів формування мінімального стоку.

Серед характеристик мінімального стоку найбільший практичний інтерес являють середньомісячні та середньодобі літні й зимові мінімальні витрати води, або модулі стоку, їх величини різної забезпеченості, тривалість пересихання та перемерзання річок.

В зоні достатнього зволоження ґрунтові води, які живлять річки розташовані близько до поверхні землі і забезпечують стійкі низькі витрати води навіть малих річок. В зоні недостатнього зволоження ґрунтові водоносні горизонти малопотужні, і основне живлення річкам дають глибоко розташовані підземні води. Річки цих зон відрізняються нестійким характером мінімального стоку, який залежить найчастіше від місцевих умов залягання і характеру ґрунтових води, ніж від кліматичних факторів.

Наявність лісів в басейнах річок і лісових ґрунтів, які відзначаються великою водопроникністю, сприяють накопиченню ґрунтових вод і відіграють позитивну роль на величину мінімального стоку. Зі збільшенням площі басейну збільшується і мінімальний стік, тому що при цьому збільшується і об’єм водоносних порід і ґрунтове живлення річок.

Як визначалося вище, з мінімальним стоком пов’язана межень. На території України виділяють літньо-осінню та зимову межень.

Літньо-осіння межень спостерігається від кінця повені до початку осінніх паводків (червень-листопад) або до льодових явищ, утримується від 120 до 170 днів. Літньо-осіння межень пов’язана з малою кількістю опадів і значними витратами води на випаровування. В цей період річки живляться в основному ґрунтовими водами, інколи літня межень може перериватися короткочасними паводками.

Зимова межень спостерігається від початку льодових явищ до початку повені, триває 60-80 діб. Цей період зазвичай співпадає з періодом льодоставу. Якщо порівняти літньо-осінню межень по території України із зимовою, то остання не поступається літньо-осінній за значеннями витрат води (табл. 6).

 

Таблиця 6

Багаторічні характеристики мінімального пересічного стоку окремих річок України

 

Річка-пункт	Літо-осінь	Зима
Q,м^3/с	Q80%,м^3/с	Q,м^3/с	Q80%,м^3/с
Басейн Вісли
Західний Буг – смт Сасів	0,81	0,58	0,88	0,66
Жолдець – с. Лугове	0,09	0,01	0,18	0,01
Басейн Дунаю
Чорна Тиса – с. Білин	4,43	3,10	3,52	1,94
Уж – м. Ужгород	3,39	1,36	10,8	3,67
Прут – м. Яремча	4,52	2,58	2,48	1,83
Басейн Дністра
Дністер – м. Галич	58,2	34,3	59,7	26,3
Тисмениця – м. Дрогобич	1,0	0,57	1,13	0,71
Золота Липа – м. Бережани	2,37	1,42	2,57	1,54
Серет – м. Чортков	7,42	5,12	7,34	5,49
Басейн Південного Бугу
Південний Буг – с. Саборов	9,14	4,33	12,1	5,2
Ятрань – с. Покотілово	1,59	1,01	2,52	1,89
Мертвовід – с. Крива Пустош	0,04	0,02	0,14	0,07
Інгул – м. Кіровоград	0,17	0,07	0,41	0,10
Басейн Дніпра
Горинь – смт Ямпіль	2,99	2,0	3,29	2,33
Ірша – с. Українка	1,30	0,68	2,18	0,81
Сула – м. Ромни	1,48	0,47	2,65	1,26
Клевень – с. Шараповка	2,33	1,34	2,79	1,65
Інгулець – с. Олександро-Степанівка	0,25	0,06	0,41	0,11
Басейн Сіверського Дінця
Вовча - - м. Вовчанськ	0,83	0,60	1,15	0,71
Басейн Приазов’я і Криму
Молочна – м. Токмак	0,34	0,16	0,54	0,25
Берда – с. Осипенко	0,66	0,32	1,02	0,57
Салгир – с. Піонерське	0,13	0,04	0,84	0,29

Зимовий режим річок

Зимовий режим річок суттєво відрізняється від режиму в інші періоди року. В зимовий період річки майже повністю живляться за рахунок підземних вод. Тільки на півдні та під час короткочасних відлиг в інших районах спостерігається більш-менш значний поверхневий стік. Як правило, в більшості випадків, витрати річок різко зменшуються. В цьому режимі виділяють три основні періоди:

1. Замерзання – характеризується початком процесів льодоутворення, осіннім льодоходом та утворенням льодового покриву;

2. Льодостав – нарощування товщини льодового покриву;

3. Скресання – початок процесу танення льоду, руйнування льодового покриву та повне очищення водної поверхні від льодових утворень.

Замерзання річок та водойм є процесом переходу води із рідкої фази в тверду. Початок льодоутворення в зв'язку з цим на всіх водних об'єктах зумовлюється охолодженням води до 0°С і нижче та визначається запасом тепла в потоці чи водоймі і теплообміном води з навколишнім середовищем в осінньо-зимовий період.

Чим більша водність, а отже й запас тепла в потоці чи водоймі, тим пізніше, при однакових метеорологічних умовах, починається льодоутворення і, навпаки, при малій водності – на малих річках та водоймах льодоутворення завжди починається раніше, ніж на більш крупних річках.

Відомо, що процес кристалізації води супроводжується виділенням теплоти плавлення в кількості 80 кілокалорій на 1 кг утвореного льоду. Необхідними умовами для безперервності процесу є відведення теплоти, що виділяється при кристалізації, яке відбувається, в основному через вільну водну поверхню, та наявність центрів кристалізації, якими є сніг та тверді частинки завислих наносів.

На річках із незначними швидкостями течії та на водоймах льодо­утворення, в основному, проходить в поверхневому шарі води, при цьому переохолодження води в тонкому поверхневому шарі складає декілька сотих і лише інколи декілька десятих градуса. Початковою фазою поверхневого льодоутворення є так зване сало – тонка льодяна плівка, що складається із прозорих льодяних кристалів у вигляді дрібних голок і переміщується на поверхні окремими плямами.

Одночасно виникають льодові утворення біля берегів, що називаються заберегами. З часом забереги збільшуються в розмірах, заповнюючи водну поверхню річки, а сало змерзається в окремі крижини і поля. Переміщення окремих крижин та відірваних від берегів заберегів утворює осінній льодохід. Зупинка пливучих льодоутворень веде до утворення льодового покриву.

На річках зі значними швидкостями потоку (>0,7 м/с) має місце турбулентне перемішування потоку по всій його глибині. В ре­зультаті цього по всьому живому перерізу потоку має місце переохолодження водних мас на декілька сотих градуса, що сприяє утворенню кристалів льоду в середині потоку навколо завислих твердих частинок та на дні потоку.

З ростом кристалів та об’єднання їх в загальну масу утворюється так званий впутрішньоводний лід, який є непрозорою губчатою масою, що складається із хаотично розташованих кристалів льоду. Для утворення внутрішньо водного льоду необхідні такі умови:

1. Переохолодження потоку, що проходить через втрату тепла з водної поверхні в атмосферу. Величина переохолодження складає від декількох тисячних до декількох сотих часток градуса, і лише в окремих випадках в тонкому поверхневому шарі може досягати до 1-1,4°С.

2. Відведення тепла із придонних областей через товщу води в атмосферу.

3. Наявність центрів кристалізації.

4. Наявність турбулентного перемішування.

Отже, внутрішньоводний лід може утворюватись в будь-якій точці потоку за наявності необхідних умов. Такими умовами є відкрита водна поверхня, значне переохолодження води по всьому живому перерізу русла і наявність швидкостей, при яких не можливе утворення льодового покриву.

По мірі розвитку процесів льодоутворення із кристалів внутрішньоводного льоду утворюється шуга. Шуга – це внутрішньоводний лід, що знаходиться на глибині потоку, або спливає на поверхню у вигляді окремих зерен та їхніх скупчень. Шуга може знаходитись в стані руху (шугохід) або існувати у вигляді скупчень під льодовим покривом.

Умови для утворення внутрішньоводного льоду можуть мати місце як на початку зимового періоду, так і на протязі всієї зими при наявності незамерзлих ділянок річки – ополонок.

В залежності від умов потоку в одних випадках із шуги, разом з іншими льодовими утвореннями, формується льодовий покрив, а в інших – утворюються затори.

Зажор –це закупорення живого перерізу річки скупченнями внутрішньо водного льоду, сніжури, битого поверхневого льоду в місцях стиснення водного потоку (звуження русла, перекати, границя льодоставу), що викликає різкий підйом рівня води і затоплення території. Розмивання шуги в заторі проходить дуже повільно, в зв'язку з чим високі рівні тримаються досить довго, а безнапірні рівні поновлюються лише навесні.

Боротьба з внутрішньо водним льодом повинна бути направлена на виключення причин, що викликають його утворення, тобто на зменшення швидкості течії. Це може бути досягнуто влаштуванням на поверхні води спеціальних запаней, зменшенням в передльодоставний період скидів із водосховища та влаштуванням спеціальних резервних водосховищ.

Льодостав. Період льодоставу триває з моменту встановлення льодового покриву до початку його танення. Він характеризується нарощуванням товщини льодового покриву. Інтенсивність цього процесу характеризується рядом факторів: ходом температури повітря, швидкістю потоку, наявністю снігу на поверхні льоду.

Інтенсивність наростання льоду на протязі зими нерівномірна: в початковий період вона більша, а потім зменшується, тому що зі збільшенням товщини льоду втрати тепла з водної поверхні через льодовий покрив зменшуються. Зменшуються вони і із збільшенням висоти снігу на поверхні льодового покриву.

Інтенсивність наростання товщини льоду зменшується із збіль­шенням швидкості потоку. В середньому різниця між товщиною льоду на водоймах та річках при рівності інших факторів, досягає 30%.

Приблизно обчислити товщину льоду можна за емпіричною формулою, параметри якої розроблені для певних регіонів різними авторами:

де: h – товщина льоду, см; – параметр, що характеризує швидкість течії та наявність снігового покриву; – сума від’ємних середніх добових температур повітря з початку льодоставу; n – географічний параметр.

Танення льодового покриву починається з появою позитивних температур повітря. Скресання річок проходить в тій же послідовності, що й замерзан­ня. Спочатку лід тане на малих річках, та водоймах в результаті більш швидкого нагрівання їх теплими талими водами, а пізніше – на крупних. Скресання річок проходить при різкому збільшенні водності річки, що веде до підйому рівня води і руйнування льодового покриву, особливо біля берегів. Це викликає весняний льодохід.

Нерідко в період весняного льодоходу утворюються затори льоду.

Затор – нагромадження криги у руслі річки під час льодоходу, яке викликається звуженням водного перерізу і пов'язаним з цим підвищенням рівня води. Затори виникають, в першу чергу, в місцях найбільшого звуження русла та в результаті неодночасного танення льоду на окремих ділянках річки. Найбільш поширені затори на річках, що течуть в напрямку з півдня на північ. Як і зажори льоду, затори приносять інколи значні збитки народному господарству.

Методи боротьби з заторами льоду полягають в механічному руйнуванні скупчень льоду на певних ділянках (бомбометання тощо) та затемненням льоду спеціальними матеріалами для прискорення танення льоду на заторонебезпечних ділянках.

Підземні води

Походження підземних вод

Підземні води містяться в пустотах гірничих порід. Водовміщуючими породами (водовміщуючими пластами) називають породи, в яких містяться підземні води. Частина водовміщуючого шару, що заповнена підземною водою (від покрівлі водотриву до рівня води), називається водоносним горизонтом. У відповідності з кількістю водоносних горизонтів розрізняють перший водоносний горизонт, другий і т. д., рахуючи зверху до низу.

Водонепроникні або слабоводопроникні породи, які підстеляють водоносний пласт, називають водотривкими пластами або водотривами. Водотривом може служити глина, глинистий сланець, нетріщинувата магматична або інша порода.

За походженням підземні води поділяються на

- інфільтраційні;

- конденсаційні;

- седиментаційні;

- ювенільні.

Інфільтраційні води утворюються в результаті просочування з поверхні Землі атмосферних опадів і поверхневих вод в пустоти гірничих порід. Ці води складають основну частину підземних вод, що вміщуються в Земній корі. Конденсаційні води утворюються завдяки конденсації водяної пари. Таким чином можуть утворюватись підземні води в тих райнах, де опади практично відсутні.

Підземні води, які утворюються завдяки інфільтрації та конденсації, приймають участь в загальному кругообізі води в природі, взв’язку з чим вони отримали назву водозних (мандруючих).

Седиментаційні води утворюються за рахунок вод тих водойм, в яких відбувалося накопичення осадових порід. Це поховані води, що збереглись в глибоких частинах закритих гідрогеологічних і нафтогазоносних структур. Вони відрізняються високою мінералізацією і становлять інтерес як сировина для хімічної промисловості та як лікувальні мінеральні води.

Ювенільні води – це води магматичного і метаморфічного походження. Вони утворюються при виверженні і застиганні магми, а також при метаморфічних процесах.

Інфільтраційне живлення підземних вод залежить від кількості атмосферних опадів, випаровування, величини поверхневого стоку та інших факторів.

З точки зору інфільтрації важливе значення мають тепловий режим повітря і розподіл опадів на протязі року. В умовах теплового клімату можлива цілорічна інфільтрація. В районах сезонного промерзання грунтів інфільтрація має сезонний характер. Опади холодного періоду року (при інших рівних умовах) грають більшу роль в живленні підземних вод, ніж опади теплого періоду, коли випаровування більше.

Очевидно, що чим більше випадає опадів і чим менше випаровування, тим інтенсивніше відбувається інфільтраційне живлення підземних вод.

За умовами залягання виділяють такі різновидності підземних вод:

- грунтова волога;

- верховодка;

- грунтові води;

- міжпластові води;

- тріщинні води.

За умовами залягаяння виділяють: ґрунтову вологу, верховодку, грунтові води, міжпластові та тріщинні (рис. 15 ).

Рис. 15. Схема поділу підземних вод: а- ґрунтова волога, б - верховодка, в -грунтові води, г -міжп ластові води, д -дзеркало ґрунтових вод, є -водотрив, є -зона аерації, ж -зона капілярного підняття, з -тріщинні (жильні) води

Різні поєднання водоносних і водоупорних порід, які являють собою структурні одиниці масиву (товщі) гірських порід, утворюють гідрогеологічні структури. Їх ієрархія виглядає таким чином:

Водоносний пласт (шар) – витриманий за міцністю та розповсюдженням одновіковий пласт породи з відносно однорідними водноємнісними і фільтраційними властивостями.

Водоносний горизонт – один або декілька водоносних шарів гірських порід, насичених гравітаційною водою і являючих собою єдине ціле в гідродинамічному відношенні.

Водоносним горизонтам звичайно присвоюють геолого-стратиграфічне найменування відповідних водовміщуючих порід.

Водоносний комплекс – товща гірських порід, складена з декількох водоносних горизонтів з розділяючих їх відносно водоупорними шарами або пластами, та розглядається як єдина гідродинамічна система.

Гідрологічний поверх (водоносна формація) – сукупність водоносних та відносно водоупорних комплексів, складаючих єдину систему в межах крупних тектонічних циклів.

Гідрологічний басейн – сукупність водоносних і відносно водоносних горизонтів та комплексів, які виділяються по загальним умовам формування складу та властивостей вміщених в них вод.

В масивах гірських порід, представлених міцнозцементованими осадовими, метаморфічним і магматичними породами доцільно виділяти водоносні зони, які приурочені до ділянок з підвищеною тріщинуватістю. Характерна особливість водоносних зон – утруднений гідравлічний зв’язок між окремими водоносними зонами в межах однієї і тієї ж самої тектонічної структури.

Широтна географічна зональність проявляється, насамперед, в формуванні двох обширних зон: сезонного перемерзання порід з характерними фазовими переходами при температурних змінах і зони багаторічномерзлих гірських порід (кріолітозони), в якій підземні води існують, переважно, у твердому вигляді. Кліматичний вплив на умови формування підземних вод визначається ступенем зволоженості території, при цьому розрізняють зони надлишкового, достатнього та недостатнього зволоження та посушливу зони. Вертикальну зональність визначають геологічні умови формування підземної гідросфери, які пов’язані з особливостями складу, будови та властивостей гірських порід.

В вертикальному розрізі верхньої частини земної кори виділяють наступні гідрогеодинамічні зони:

інтенсивного водообміну, потужністю від десятків до декількох сотень метрів;

уповільненого водообміну глибиною до 3-4 км;

дуже уповільненого водообміну.

Перша зона розташована в виступаючих масивах докембрійських порід, в крайових частинах негативних тектонічних структур, утворює верхні водоносні горизонти. Води цієї зони сучасні, атмосферного походження, за складом переважно гідрокарбонато-кальцієві, маломінералізовані, широко використовуються для питного, господарського та технічного постачання. Темп водообміну – роки, століття.

Води другої зони приурочені до більш глибоких частин напіврозкритих структур, переважно седиментаційного циклу, лікувальні, промислові і термальні, гідрокарбонатно-натрієві, сульфатно-натрієві або сульфатно-натрієво-кальцієві. Темп водообміну – десятки і сотні тисяч років.

Води третьої зони приурочені до глибоких частин западин, древні, поховані і метаморфічні, високомінералізован, за складом хлоридні Са-Nа та Сl-Mg-Na; промислове значення мають води з мінералізацією 300-650 г/л (міцні розсоли). В районах розвитку магматичних осередків відбувається насичення вод вуглекислотною та утворення різноманітних за складом вуглекислих мінеральних вод. Темп водообміну зони – мільйони років.

Стан води, її структура та властивості визначаються термодинамічними параметрами гідросфери – температурою і тиском, за якими виділяють наступні гідрофізичні зони:

твердої води (кріолітозона);

рідкої води;

ущільненого надкритичного флюїду;

мономерних молекул води;

дисоційованих молекул води.

Перша зона приурочена до верхньої частини земної кори і обмежена гідроізотермою фазового переходу лід – вода; потужність зони – від кількох сотень метрів до 1 км і більше.

Друга зона в межах щитів і платформ розповсюджується на всю земну кору, в складчастих областях і молодих прогинах займає її верхню частину, обмежена ізотермами фазових переходів лід – вода і вода – пар; зона охоплює 80% земної кори. Максимальна температура +450˚С, тиск 25*10⁵ Па. Потужність вимірюється від 8 (острівні дуги) до 80 км (області докембрійської складчастості).

Третя зона розміщується між ізотермами 450 і 700˚С. вода в цій зоні знаходиться у газоподібному стані, на великих глибинах під тиском 50*10⁵ Па можливі нестійкі угрупування молекул. Потужність 3-80 км.

Четверта зона розміщується між ізотермами 700-1000˚С, вода присутня в дисоційованому вигляді Н⁺ і ОН^-. При температурах вище 1500˚С гідрогени дисоціюють на іони водню і кисню.

Найбільш повно вивчені води другої зони, з якою пов’язані в основному, практика розробки родовищ корисних копалин.

Дослідження складу мінералізації підземних вод показали закономірність їх просторового розміщення у вертикальному розрізі земної кори, яка дозволяє виділити відповідні гідрогехімічні зони:

а) верхня – прісних вод (мінералізація менше 1 г/л) потужність 0,3 – 0,6 км з переважанням в складі гідрокарбонат-іона;

б) проміжна – солоних вод (мінералізація 1-35 г/л) з частим переважанням в складі сульфат-іона;

в) нижня – розсолів (більше 35 г/л) переважно хлоридного складу.

Зміна геологічних умов і властивостей гірських порід визначає аномалії в вертикальній зональності, з якими часто зв’язані родовища гідромінеральної сировини.

Розробка єдиної класифікації підземних вод ускладнена тим, що підземні води являють собою складний об’єкт, динамічний за своєю природою, який змінюється якісно і кількісно в часі і в просторі. Найбільше розповсюдження в гідрогеології отримала класифікація Саваренського, за якою виділяються три основних типи вод: зона аерації, ґрунтові і артезіанські.

Зона аерації розповсюджується від денної поверхні до рівня ґрунтових вод – першого в розрізі постійного водоносного горизонту. Потужність її залежить від глибини залягання водонепроникних товщ, рельєфу місцевості, ступеню розчленування поверхні землі, кліматичних умов і вимірюється від часток метру до 100 м і більше. В склад зони входять поверхневі, капілярні води і верховодка. Поверхневі води вміщують органічні речовини, різні солі, мікроорганічні та приймають участь у живленні рослинності. Капілярно-підвішені води розташовані нижче поверхневих, виникнення їх пов’язане з процесами інфільтрації атмосферних опадів. Вологість порід в області розповсюдження цих вод перевищує максимальну молекулярну вологоємність.

Верховодка утворюється в товщі водопроникних порід при наявності в них лінзоподібних шарів водоупорних порід (суглинки, супіски, глини). Верховодку характеризує незначна потужність (0,1-1 м, місцями 4-5 м), нестійкість розповсюдження та існування в часі, яка пояснюється залежністю від інфільтрації атмосферних опадів.

Капілярно-підняті води розміщуються в місці контакту зони аерації з рівнем ґрунтових вод і утворюють капілярну кайму. Потужність її залежить від гранулометричного і мінерального складу гірських порід і змінюється від нуля (гравій, галька) до 6-12 м (глинисті породи). Наявність гідравлічного зв’язку між ґрунтовими і капілярними водами обумовлює коливання рівня капілярних вод у відповідності з висотними змінами рівня гравітаційних вод.

Ґрунтові води заповнюють пори і тріщини твердих і відокремлено-зернистих порід, водоносні породи залягають на першому від поверхні витриманому водоупорному шарі, зберігаються на протязі року, зверху звичайно не перекриваються водоносними породами. Створення відкритих виробок сприяє накопиченню додаткових об’ємів поверхневих вод і переводу частини їх в підземні. Це викликає підвищення рівня ґрунтових вод.

Міжпластові (артезіанські) води фільтруються в шаруватому середовищі, яке представлено чергуванням водопроникних окремозернистих або твердих гірських порід та водоупорних глинистих. В багатьох випадках міжпластові води існують під тиском (напором), під дією якого відбувається підйом води в свердловині, яка відкрила напірні води до встановлення п’єзометричного рівня

В залежності від характеру середовища вміщення підземні води поділяються на пластові та тріщинно-жильні. Перший тип утворюється в осадових породах, другий – в магматичних та метаморфічних. Згідно цієї класифікації пластові води поділяються на порово-пластові та карстово-пластові.

Серед тріщинно-жильних вод розрізняють грунтово-тріщинні, жильні та тріщинно-карстові.

В залежності від переважаючого типу підземних вод в масиві гірських порід виділяються два типи гідрогеологічних структур: артезіанські структури та гідрогеологічні масиви.

В артезіанських структурах розрізняють чохол, в якому переважають пластові накопичення підземних вод та складчастий фундамент, що містить тріщинно-жильні накопичення підземних вод. Чохол та фундамент можуть бути поділені на гідрогеологічні яруси, відповідно до структурно-тектонічного ярусу, з якими пов’язані накопичення підземних вод. Розрізняють наступні артезіанські структури: артезіанський басейн, артезіанський свод, артезіанський басейн, вулканогенний басейн.

Гідрогеологічні масиви розглядають як виступи на поверхні складчастого фундаменту, в якому містяться, переважно, тріщинно-жильні води. Гідрогеологічні масиви приурочені до щитів платформ, які позбавлені або майже позбавлені чохла, або до складчастих споруд гірськоскладчастих областей.

Підземні води класифікуються за гідравлічним станом на напірні та безнапірні. При відкритті гірською виробкою рівень безнапірних вод в ній не перевищує відмітку даху водоносного пласту, при відкритті напірних вод – рівень води в свердловині встановлюється вище відмітки даху водоносного пласту – на відмітці п’єзометричного рівня.

В залежності від температури підземні води поділяються на сім видів: виключно холодні – 0˚С, дуже холодні 0-4˚С, холодні 4-20˚С, теплі 20-37˚С, гарячі 37-42˚С, дуже гарячі 42-100˚С і виключно гарячі 100˚С.

Підземні води прийнято також розділяти за ступенем впливу на них кліматичних умов: зональні (наявність впливу клімату); азональні (вплив клімату майже відсутній), інтразональні (води, які зустрічаються в межах будь-якої географічної зони).

До зональних слід віднести тектонічні ґрунтові води, які формуються в різних кліматичних зонах під впливом переважно штучних факторів, хоча інтенсивність утворення таких вод і підтоплення територій пов’язано з природними факторами.