接近地表的地层一般是尚未胶结的松散沉积物，对于砂砾类的沉积物，其孔隙度和渗透性主要取决于颗粒分选程度，分选越差、颗粒大小越悬殊的松散岩土，孔隙度越小，渗透性也越差；粘性土沉积物由于结构原因一般孔隙度更大，但孔隙之间连通性不好，所以渗透性一般很低。上述的这一类地下水主要存在于砂层或砾石、卵石层的孔隙中，我们称之为孔隙水。平原地区所使用的地下水多为孔隙水。
松散的风化沉积层之下的岩石称为基岩，一般比较完整，胶结性较好。基岩中不存在连通的颗粒间孔隙，但随地质作用会存在裂隙，而地下水就储存在这些裂隙中，这类地下水被称为裂隙水。岩石中之所以会有裂隙，是因为这些岩石都是亿万年之前形成的，其后经历了地壳运动等各种各样的变动，产生了许多裂隙。
沉积岩是常见的基岩种类，是地质年代中海洋、湖泊、河流中泥砂等物沉积而成的岩石，其初始状态是水平的层状结构，但在地质年代中经历了许多地壳运动，发生了褶皱，岩层向上拱起的称为背斜，岩层向下凹陷的称为向斜，可以想象，在背斜和向斜的中心（轴部）裂隙比较多。由于岩石的性质不同，产生裂隙的性质和程度也不同。经过地壳运动后，硬而脆的岩石裂隙会相对较多，而塑性强的、含大量泥质的岩石裂隙则较少。
碳酸盐地层是一类特殊的可溶性基岩，在地质作用产生的裂隙或者破碎带中有地下水的流动，由于碳酸盐的可溶性，地下水会沿着裂隙掏蚀形成溶穴、溶洞。这些溶洞越掏越大，过水能力也越来越强，而这又反过来提高了地下水的侵蚀能力。
岩溶现象的发育大大提高了岩层的富水性和渗透性。一般来说，如果石灰岩质纯层厚往往溶洞较为发育，岩溶水也较多。 土壤的上层是非饱和带，这里的含水量随时都在发生着变化，但是不会使土壤饱和。非饱和带的下面是饱和带，这里的土壤和岩石缝隙之间全部充满水，达到饱和。植物根系通常利用非饱和带中赋存的地下水，而人们对地下水的开发利用主要集中在饱和带。
人们把饱和带分成透水性好的含水层和透水性差的隔水层。一般来说，市政供水井要求的含水层出水量较大，常常在每天几千吨左右；如果是小型的农用井，出水量常常在每天几十吨左右；在有些沙漠地带，单井日出水量只有几吨甚至更少，但这并不妨碍我们将它所穿透的地层称为含水层。可见含水层是在实际工作中形成的相对概念，同样的地层在此地被认为是含水层，而在彼地可能被认为是隔水层。在世界范围内，富水性最好的是砂卵砾石沉积层，这类地层常常在滨海平原、冲积盆地和冰川活动带出现。除此之外裂隙发育的砂岩、透水型的玄武岩和发育了溶孔溶洞的碳酸盐岩也是很好的含水层。
含水层和隔水层通常呈近水平分布，而地下水在含水层中水平流动。在相当长的一段时期内，人们把隔水层看成是绝对不透水的，一直到上世纪40年代才发现，在原先划入隔水层中的，有一类是弱透水层。这些弱透水层在一般的供水工程中所提供的水量微不足道，但在垂直方向上由于过水断面巨大（等于弱透水层分布范围），因此相邻含水层通过弱透水层交换（称为越流）的水量相当大，这时再将其称为隔水层就不合适了。
含水层的划分是一个概化过程，是通过对当地情况和工作目标综合分析后得出的判断，不是一成不变的定式。例如砂砾石和粘性土互层的地层，在供水意义上可能被划分为一个含水层，但在考虑地下水污染问题时可能被划成多个含水层和隔水层。
没有隔水顶板的地下水称为潜水。由于潜水含水层的厚度随潜水面的升降而变化，所以其释放出的水来自于饱和空隙中的排水，出水能力较强。充满于两个隔水层之间的含水层中的地下水称为承压水。承压含水层的厚度不随水头的升降而变化，所以其中产出的地下水主要来自于含水层骨架的弹性释水，单位降深对应的出水能力较弱。与潜水相比，承压水与大气圈、地表水圈的联系较差，水循环也缓慢得多。承压水不像潜水那样容易受污染，但一旦污染后更难得到净化。
天然条件下，平原区的潜水同时接受降水入渗补给及来自下部的承压水越流补给。随着深度加大，降水补给的份额减少，承压水补给的比例加大；同时隔水的粘性土层向下也逐渐增多，潜水逐渐演变为承压水。当平原深部承压水受到开采导致其水头低于潜水时，潜水便反过来补给承压水。
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