Первая стадия превращения жидких атмосферных осадков в подземную воду осуществляется путём просачивания воды сверху вниз в вертикальном направлении.
Так как в подавляющем большинстве случаев поверхность земли слагается мелкозёмистыми грунтами и почвами, то просачивание вглубь носит преимущественно характер капиллярного и плёночного движения. Только в крупнозернистых породах, где промежутки между частицами земли достаточно велики, имеет место также и гравитационное движение воды, и в этом случае речь идёт уже не столько о просачивании, сколько о капельно-струйчатом стекании.
Верхний слой грунта находится в сфере влияния метеорологических условий. Выпадение осадков приводит к его увлажнению, а в сухую и ясную погоду поверхность земли высыхает. Оттого движение воды в этом верхнем слое меняет направление в зависимости от чередования периодов сухих и влажных: в сухое время вода поднимается кверху, во влажное просачивается вниз.
Однако часть воды, успевшая просочиться достаточно глубоко и, следовательно, выйти за пределы слоя, непосредственно подверженного метеорологическим влияниям, движется дальше уже только вниз, покамест не встретит водоупорную (водонепроницаемую) породу.
Чем вообще обусловлена проницаемость пород для воды? Только наличием достаточно широких промежутков между частицами породы. Вокруг каждой частицы имеется собственное поле действия молекулярных сил; эти силы велики, но проявляются на ничтожном (порядка 0,00005 мм) расстоянии от частицы. Если зёрна породы крупные, то и промежутки между ними крупные, и вода при своём движении внутри породы лишь у стенок «каналов» попадает в сферу влияния молекулярных сил, а в остальных частях поперечного сечения канала подчиняется силе тяготения. Чем меньше частицы породы, тем меньше промежутки между ними и тем более сближены между собой сферы влияния молекулярных сил, т. е. тем обширнее становится площадь их проявления. Так, в 0,3 куб. м породы, состоящей из зёрен диаметром 1 мм, общая внутренняя поверхность пор и скважин будет свыше 90 кв. м, а при диаметре частиц, равном 0,001 мм, поверхность пор в том же объёме превысит 9 га. Очевидно, что когда «молекулярные сферы» соседних частиц приходят в соприкосновение, вода в промежутке между такими частицами полностью попадает под их непосредственное действие.
Отсюда ясно, что грубозернистые или грубообломочные породы (галечники, гравий, пески) легко пропускают воду, тонкозернистые же пропускают её медленно (лёсс) или оказываются водоупорными (глины). К водоупорным относятся и плотные изверженные или метаморфические породы (граниты, базальты и пр.), если они не разбиты трещинами. В противном случае вода в них циркулирует легко. Таким образом; водопроницаемость, хотя и определяется в значительной степени скважностью пород (т. е. наличием в них мелких свободных промежутков), вовсе не есть синоним скважности.
Вода не может просачиваться в глубину до бесконечности: этому препятствует повышение с глубиной как температуры, так и давления. Высокие температуры обращают воду в пар, огромное давление закрывает пустоты в горных породах.
Достигнув водоупорного горизонта, гравитационная и капиллярная вода образует скопления. Если пласты водоносных и водоупорных пород переслаиваются, то может быть несколько (до 10—15) горизонтов воды, либо независимых друг от друга в гидрологическом отношении, либо, наоборот, стоящих во взаимной связи. Подземные воды первого от поверхности водоносного горизонта, не имеющего сверху сплошной кровли из водоупорных пород, носят название грунтовых вод. Однако вода задерживается не обязательно только на рубеже водопроницаемого и водоупорного горизонтов; для этого достаточно бывает одного лишь заметного изменения условий водопроницаемости. В одной и той же породе, вверху более трещиноватой, чем внизу, вода скопляется на границе изменения характера трещиноватости. Галечник и тонкозернистый песчаник оба водопроницаемы; но при залегании галечника на песчанике на границе обоих слоёв тоже может скопиться вода, потому что она сквозь песчаник проходит медленнее, чем через галечник. Водная масса, аккумулированная в промежутках между зёрнами рыхлых пород, не сплошная и состоит из отдельных, хотя гидродинамически и связанных друг с другом, нитей и струй. При накоплении же в трещинах и пустотах твёрдых пород подземная вода образует сплошное капельно-жидкое тело.
После того как вода задержалась в своём стремлении вниз, наступает вторая стадия — движение в сторону. Следует иметь в виду тот факт, что в пределах одного и того же водоносного слоя верхний уровень грунтовых вод представляет собой не горизонтальную поверхность, а волнистую, так как условия питания, проницаемость пород, характер внутреннего передвижения и величина расхода грунтовых вод меняются от точки к точке на одной и той же территории. В разных местах её осадки могут выпадать неравномерно; если осадков одинаковое количество, они в различных пунктах будут, в зависимости от водопроницаемости пород, просачиваться в глубину с неодинаковой скоростью; если же и скорость одинакова, то отток в стороны от каждого конкретного скопления воды может быть различным по быстроте и т. п. Многое здесь зависит также от рельефа местности (разные условия поверхностного стока и просачивания), от литологии и геологической структуры. Уровень грунтовых вод в сглаженной форме повторяет наземный рельеф: под холмами он выше, под котловинами ниже. В случае наклонного положения пласта водоупорной породы уровень грунтовых вод получает наклон в ту же сторону, но под более пологим углом. В основном же движение грунтовых вод в сторону обусловлено именно волнистым характером поверхности этих вод: вода перемещается от более высоких точек поверхности к более низким. Определив в большом числе пунктов на местности при помощи колодцев или буровых скважин уровень грунтовой воды (глубину её залегания), а затем связав изолиниями (гидро-изогипсами) пункты с одинаковыми отметками, можно получить очень наглядную картину формы зеркала грунтовых вод (его «рельеф»), а по изогипсам, кроме того, судить и о направлении движения этих вод (от выпуклых мест зеркала к пониженным) и о положении подземных водораздельных линий.
Если бы вода перемещалась только в зависимости от уклона водоупорных пластов, тогда в случае, где водоупорные пласты (заштрихованные) залегают чашеобразно, в точках а и b не могло бы быть источников Однако у подошвы холма эти источники выходят, потому что под холмом уровень грунтовых вод (пунктирная линия) имеет выпуклую форму.
Поверхность подземной воды бывает свободной (открытой) или напорной (артезианской). Свободная поверхность, характерная для подземных вод, именуемых грунтовыми, образуется в том случае, когда водоносные породы не перекрыты водонепроницаемыми, вследствие чего уровень поверхности воды может беспрепятственно колебаться. Но когда водоносный пласт перекрыт водонепроницаемым, причём последний лежит ниже естественного уровня воды в водоносном пласте, возникает в силу законов гидростатического давления напорная поверхность подземных вод.
Напорные воды чаще всего формируются при мульдообразном (т. е. в виде вогнутой складки) залегании горных пород в водоносном пласте, лежащем между двумя водоупорными. Бурение в этих случаях даёт восходящие или даже фонтанирующие выходы подземных вод. Величина напора зависит от разницы в высоте между местом выхода воды на поверхность и местом питания водоносного слоя. К числу наиболее мощных артезианских районов земного шара относятся парижский, лондонский, ленинградский, московский, брянский, курский, харьковский, киевский, краснодарский, артезианские бассейны в Испании, Дакоте, Небраске, Венгерской низменности, Сахаре, Египте, Австралии (вокруг оз. Эйр) и т. п.
Движение подземной воды в горизонтальном направлении происходит чрезвычайно медленно: 0,3—1 м в сутки. Именно поэтому часто не наблюдается соответствия между режимом источников и родников и атмосферными осадками. Иногда во влажные годы расход источников уменьшается, в сухие, наоборот, увеличивается. Увеличение или уменьшение дебита (расхода) источников в данном случае отражает не атмосферные осадки данного года, а предшествующего или одного из предшествующих. Колебания уровня таких медленно передвигающихся вод тоже невелики и не превышают обычно 1—2 м.
Сказанное относится к движению подземных вод в мелкообломочных породах, с трудом поддающихся растворению. В плотных изверженных породах, разбитых трещинами, а также в известняках скорость движения подземных вод значительнее, а колебания уровня достигают иногда 10—30 м.
Под землёй, кроме движущихся с разной скоростью вод, могут быть и стоячие (неподвижные) воды.
Пересечение водоносного пласта с дневной поверхностью даёт начало выходу подземных вод (источник, родник, ключ). Температура выходящей на дневную поверхность воды зависит от той температуры, какая господствовала в области скопления этой воды под землёй. Так как с глубиной температура земной коры возрастает, то источники, поднимающиеся с большой глубины или из областей, примыкающих близко к вулканическим очагам, бывают тёплыми или горячими; вследствие большей способности горячей воды к растворению омываемых ею пород, тёплые источники при прочих равных условиях обычно сильнее минерализованы, чем холодные. Источник называется холодным, если его температура ниже средней годовой температуры воздуха данной местности; если выше — тёплым. Охлаждаясь на дневной поверхности, они вокруг своего выхода отлагают вынесенные в растворе из глубин минеральные вещества — чаще всего известь или кремнезём.
К числу особенно интересных, хотя и ограниченных в своём географическом распространении, горячих минеральных источников относятся периодически фонтанирующие гейзеры. Главными районами развития гейзеров являются Исландия, Иеллоустонский национальный парк в Северной Америке (где среди нескольких тысяч горячих источников насчитывается свыше 80 гейзеров), центральная часть северного острова Новой Зеландии и Кроноцкий заповедник на Камчатке. Большой гейзер в Исландии (недалеко от Геклы), потерявший активность с 1918 г., выбрасывал фонтан горячей воды через каждые 20—30 час.; теперь на месте гейзера округлой формы озерцо с прозрачной и спокойно кипящей водой. Гейзер «Великан» на Камчатке выбрасывает регулярно через каждые 2 часа 46 мин. столб воды на высоту 50 м, причем извержение длится 4 мин. В йеллоустонском парке более 20 гейзеров выбрасывают воду кверху на 15 м, гейзер «Великан» на 40 м, «Эксцельсиор» на 100 м. Мёртвый ныне новозеландский гейзер Ваймангу при извержении давал струю высотой до 450 м.
Гейзеры в своём распространении тесно связаны с вулканическими областями. Вода их в соседстве с вулканическими очагами приобретает высокую температуру и высокую растворяющую способность; вследствие этого гейзеры выносят на дневную поверхность и отлагают у мест своего выхода огромные количества кремнистых или известковых осадков (туфов). К сожалению, механизм извержения гейзеров не получил ещё общепризнанного освещения.