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地下水位は、地下水帯または飽和帯の最上部の表面です。飽和帯とは、地中の孔隙や亀裂が地下水で飽和している場所であり、[ 1 ]場所によっては淡水、塩水、汽水となる場合があります。また、地下水位は、地中が飽和している深さとして簡単に説明することもできます。地下水位より上の部分は不飽和帯です。これは、特定の地域で地下水で飽和している地下物質の「表面」として視覚化できます。[ 2 ]
粗い土壌では、地下水位は水圧が大気圧と等しくなる地表面（ゲージ圧＝0）で安定します。毛細管現象が強い土壌では、地下水位は上昇し、毛細管フリンジを形成します。
地下水は降水によるものか、より遠方の地下水が帯水層に流れ込んできたものかを問わない。降水量が十分な地域では、水は土壌の空隙を通って浸透し、不飽和帯を通過する。深度が増すにつれて、水は土壌の空隙をより多く満たし、飽和帯に達する。地下水位より下の飽和帯では、地下水を生み出す透水性の岩盤層を帯水層と呼ぶ。岩盤が密な地層や過去の湖底堆積物など、透水性の低い土壌では、地下水位を特定するのがより困難になる場合がある。
「地下水位」と「水位」は同義ではありません。より深い帯水層に、上方への流れを制限するより低い透水性層がある場合、この帯水層の水位は、実際の地下水位の高さよりも高い、または低いレベルまで上昇する可能性があります。このより深い井戸の水位は、より深い帯水層の圧力に依存しており、地下水位ではなく、ポテンショメーター面と呼ばれます。[ 2 ]
地下水位は、降水量や蒸発散量などの季節的な変化によって変動することがあります。十分な降水量があり、透水性の高い土壌を持つ未開発地域では、地下水位は通常、地下水を排出して帯水層の圧力を解放する河川に向かって傾斜しています。地下水位が地表に達すると、泉、河川、湖、オアシスが形成されます。河川や湖に流入する地下水は、水域の基底流量の水位を構成します。[ 3 ]
帯水層内では、地下水位は水平になることはほとんどなく、土壌、堆積物、その他の多孔質媒体における毛細管現象（毛細管フリンジ）によって地表面の起伏を反映します。帯水層では、地下水は高圧の地点から低圧の地点へと流れ、地下水の流れの方向には通常、水平方向と垂直方向の両方の成分が含まれます。地下水位の傾斜は「水理勾配」と呼ばれ、帯水層への水の流入と流出の速度、および物質の透水性によって決まります。地下水位は、下層の地質構造（例えば、褶曲、断層、破砕された岩盤）の変動により、必ずしも地形を反映するとは限りません。
宙水層（または宙水帯）とは、地域の地下水位よりも高い位置にある帯水層のことです。これは、主要な地下水位／帯水層の上、地表面の下に、不透水性の岩石層または堆積層（難透水層）あるいは比較的透水性の低い層（難透水層）が存在する場合に発生します。宙水帯からの流れが、例えば谷壁などで地表面に達すると、水は湧水として噴出します。
土壌が多孔質の低地にある海洋島では、島の側面から流入する密度の高い海水の上に、淡水がレンズ状の水たまりとなって溜まる傾向がある。このような島の淡水レンズ、ひいては地下水位は、潮の満ち引きによって上下する。
例えばイギリスやカリフォルニアなど一部の地域では、冬の降水量が夏の降水量よりも多いため、夏には地下水が十分に補充されません。その結果、夏の間は地下水位が低くなります。このように冬と夏の地下水位に差が生じる領域は「間欠飽和帯」と呼ばれ、気候条件に応じて地下水位が変動します。
化石水とは、数千年もの間帯水層に留まっていた地下水のことで、主に砂漠地帯に存在します。地表から非常に深いため、現在の降雨では再生できず、そのような地域では汲み上げると地下水位に永久的な変化をもたらします。
ほとんどの作物は、最低限の深さの水位を必要とします。[ 6 ]一部の重要な食料作物や繊維作物については、水位が浅いと収量が減少するため、分類が行われました。 [ 7 ] [ 8 ]
地表に近い地下水位は、掘削、排水、基礎工事、井戸、浸透槽（水道や下水道が整備されていない地域の場合）など、さまざまな箇所に影響を与えます。
掘削が地下水面近くで行われ、毛細管現象によって地下水が地表に浸透する場合、建設工事中に地下水を除去する必要がある。これは、砂地で湿地帯となっているベルリンで顕著に見られる現象であり、ベルリンの地下水面は一般的に地表から2メートル下にある。建設現場からシュプレー川（または運河）へ地下水を運ぶピンクや青のパイプがよく見られる。