地下水开始于雨水和融雪渗入地下。渗入地下的水量因地表类型的不同而有很大差异。在水容易渗透的多孔表面物质中，如沙子或砾石，大约 20% 的雨水和融雪可能渗入地下。在渗透性较差的表面物质中，渗漏速度要慢得多，可能有 5% 会渗入地下。其余的雨水和融雪从陆地表面流入溪流或通过蒸发返回云层。

　　土壤渗流也受季节的强烈影响。在温暖的月份，蒸发量更大，包括通过植物叶片的蒸发，即蒸腾作用。在寒冷的月份，地面可能被冻结，阻碍了水的渗透，蒸发较少。

　　渗入地下的雨水和融雪在重力的作用下继续向下，直到到达一定深度，水填满了土壤或岩石中的所有开口(孔隙)。这被称为饱和带。饱和带通常包括基岩上层的许多充满水的裂缝。较深的基岩层可能很少或没有水可以穿透的裂缝。

　　饱和带的顶部称为地下水位。地下水位根据一年中的季节以及降雨和融雪的数量而上升和下降。它通常在早春较高，在夏末较低。然而，强降雨或干旱条件可能导致典型模式的变化。

　　地下水位和地表之间通常存在一个区域，在这个区域中，土壤中的开口或孔隙只有部分被水填满。这是非饱和带。水通过它向下渗透到下面的地下水位。植物根系可以吸收通过这一区域的水分，但它不能为水井提供水。

　　渗透性是衡量水通过土壤或岩石中相连的开口的速度。非渗透性是指不允许水通过的土壤或岩石。给水量是指通过重力流从饱和土壤或岩石中流出的实际水量。它不会完全排干，因为一些水会形成一层膜，附着在土壤和岩石上。渗透性对供水至关重要；如果土壤或岩石中所含的水不能排出，就不能用于水井。(参见孔隙度)。

　　土壤或岩石保持水分的能力称为孔隙度。饱和砂含水约20%；砾石，25%；粘土占48%。裂缝较少的饱和基岩通常含水不足1%。尽管粘土含水量或孔隙率很高，但它并不是一种好的水源，因为微观粘土颗粒之间极小的开口会产生摩擦，从而有效地阻止水的流动。饱和粘土实际上是不透水的。

　　能够产生可用水量的含水土壤或岩层称为含水层。混合粘土、沙子、砾石和由大陆冰川(冰碛)沉积的细颗粒产生少量的水。分成不同层的物质会从粗粒度的沙子和砾石中产生大量的水，而从细粒度的沙子、粉沙或粘土中产生少量的水。如果基岩含水层有大的开口或裂缝，则会产生大量的水，但如果岩石中开口很少，则会产生少量的水。

　　水渗入含水层被称为补给。这种情况会在和紧接雨雪融化期间间断性地发生。补给发生在可渗透的土壤或岩石使水容易渗入地下的地方。这些区域被称为补给区。发生补给的渗透性土壤或岩层可能只占很小的面积或延伸到许多平方英里。山谷含水层也可以从山坡上的径流或从山坡上流下的溪流中获得补给，除了直接落在含水层上的陆地表面上的雨雪之外。

　　地下水被困在不透水的土壤或岩石下，可能会受到压力。这被称为承压或自流含水层。钻穿承压含水层的井称为自流井。承压含水层中的水压会使井中的水上升到含水层以上。井中的水上升到的最高水位被称为潜势面，或潜在水位。如果这比井口高，井水就会溢出来。

　　不受压力约束的含水层称为无约束含水层或潜水含水层。井里的水位和井外的地下水位是一样的。

　　地下水在补给区进入地下，在排泄点离开地下。只要在排泄点上方有足够的水，就可以连续排放。排泄点通常发生在渗入湿地、湖泊和溪流的地方。泉水是地表可见的排泄点。如果地下水位在生长季节接近地表，植物的蒸腾作用可能会吸收大量地下水。

　　地下水从补给区流向排泄点的速度非常缓慢。含水层的流速通常以英尺/每天为单位测量。在有大的岩石开口或裂缝的地方(通常在石灰岩中)和松散的土壤中，如粗砾博鱼BOYU石中，流速要快得多。地下水可能需要数年、数十年甚至数百年才能通过一些含水层长距离移动。然而，地下水可能只需要几天或几周就能在松散的土壤中移动一小段距离。地下水通常沿平行路径(即层)移动，很少混合，因为地下水移动缓慢，不会产生足够的湍流导致混合发生。这成为污染物进入地下水的位置和运移的一个重要因素。

　　接受地下水排泄的河流正在获得水流。这条小溪的水位是在邻近含水层的地下水位。对于接收地下水排泄的湖泊和湿地也是如此。在干旱时期，一些河流的总流量的一半以上可能来自地下水排泄。

　　作为井水源的地下水补给区被称为贡献区或集水区。这可能只包括较大含水层补给区的一部分。位于凹陷锥上的水井抽水影响区域可能超出贡献区。从井抽取的诱导补给使地下水流向井中，而这些地下水通常情况下不会流向井中而提供水。

　　无承压含水层中的地下水，在含水层和地表之间没有不透水的土壤或岩层，通常流入其所在的同一溪流流域。存在于较深的承压或自流含水层可能是与地表排水不一致的区域地下水流动系统的一部分。

　　事实：虽然这些确实存在于洞穴，主要是在石灰岩基岩中，但它们很罕见。大多数地下水都是缓慢地渗入地下的。

　　软流层又叫软流圈，位于上地幔上部岩石圈之下，深度在50～250km之间，是一个基本上呈全球性分布的地内圈层。软流层的分布具有明显的区域性差异，总的规律博鱼BOYU是大洋之下位置较高（一般在60km以下），大陆之下位置较深（深度在120km以下）。

　　研究表明，地震波在地幔中的传播速度基本上都是随深度而增加的，但在相当软流层的深度上即地下50~250km深处，波速却一反常态，比上层还低5~10%，纵波由每秒8.1km减少到每秒7.8km，横波则由每秒4.6km减小到每秒4.4km，成为一个地震波低速带或低速层（称古登堡低速带)）。地震波速度的降低正说明这一层的物质与上下层物质有所不同。谭老师地理工作室综合整理

　　据地震波的传播可以推测：软流层的物质从总体上看仍是固态的，因为纵波、横波都能通过；然而波速的降低又说明该层的物质较岩石圈的岩石要软要热些，这里软硬的差异是冷热的必然结果。所谓“热些”是说物质温度比较接近其熔点，虽未熔化，但其可塑性和活动性却大大增强了;所谓“软些”是说该层的物质有点象儿童玩具中的“橡皮泥”，在较长时间的作用下就可以表现出可蠕动或可流变的性质即说物质是固态的，但又因为温度较接近熔点表现出可以缓慢移动与对流的特性，这种特殊状态称为“潜柔状态”。由于软流层离地壳很近当上覆压力减小时，物质就会由这种不稳定的潜柔状发生相变而转化为液态的岩浆，软流层有些地方横波不能通过正说明该部位已产生局部熔融(温度高于熔点，潜柔状态转为液态)。

　　有人曾根据岩石的导热性推测软流层的温度，结果发现在100km深度上温度可达1300°C左右，这个温度与从火山口流出的熔岩的温度十分接近，这似乎证明:火山熔岩就来自于软流层，换句话说软流层似乎就是岩浆的发源地。

　　总结一下，软流层的物质应当具有流动性的可塑性固态。软流层所在深度温度、压力极大，强大的压力下，岩面处于一种潜在融熔态，就像烧红的玻璃，既不是液态，又有可塑性，以岩浆形式喷出时，由于压力减小，这种可塑性岩石转化成固态。