( 1) 作为水循环的一部分，地下水总是从天然的和人工的补给区向天然的和人工的排泄区流动。停滞的( 通常是咸的) 、封存在各种多孔地层中的水体的确存在，但是只要它们不参与水循环，它们对地下水水文学家来说几乎没有意义。
( 2) 孔隙度( n) 对水力传导系数( K) 有着重要的控制作用。在分选好的砂中或在裂隙岩层中进行采样时发现，具有高孔隙度( n) 的样品通常也有高的水力传导系数( K) 。然而，这一关系在区域上对各种可能存在的岩石和土壤类型并不总是适用。例如，富含粘土的土壤通常比砂土或含砾土壤具有更高的孔隙度，但却有更低的水力传导系数。
( 3) 最近几年里，弱透水层这个词已被用来描写沉积地层中渗透性较差的地层，这些地层的透水性可能足够好，能够透过大量的水，在区域地下水流研究中有意义，但是它们的透水性还不足以在其中开采地下水。大部分地层可以分为含水层或弱透水层。
( 4) 在所有水文学词汇中，也许没有其他词比含水层这个术语具有更丰富的含义。它对于不同的人来说意味着不同的意思，也许对于同一个人在不同的时间也意味着不同的意思。它指的是单个的地层、完整的地层组甚至是多个地层组。这个词的使用总是需要与其使用的场合联系起来。
( 5) 地下水运动的主要特点之一是，它以很小、有时是极端小的速度流动。然而，由于地下水运动流经的横断面面积很大，有大量的水运移。本章主要涉及描述地下水在含水层中运动的基本定律，涉及多孔介质和含水层参数。这里仅考虑饱和流动，非饱和流将在第六章中进一步讨论。达西定律表明地下水流速与水力梯度成正比。
( 6) 在冬季，为了预防结冰而在公路上使用盐( 仅为 NaCl) ，使得公路附近的浅层潜水含水层受到污染。从很多民井中观测到，由于水中 Cl 含量的增加，致使原来是软水的井水变为硬水。这种硬度的大量增加，原因在于路盐的污染。
( 7) 许多野外工作者已经观测到在暴雨期间在浅层潜水含水层中观测井水位的异常升高现象。现在人们知道这种类型的水位波动是空气被捕获在包气带中的结果。在这个带里，空气压力比大气压力大得多。这种类型的水位升高与地下水补给没有关系，但因为它与降雨有联系，所以容易混淆。最明显的特征是水位升高与降雨量的比值。大气压力的变化可以引起揭穿承压含水层的井或测压孔水位的显著波动。这是一种负相关关系，即大气压力的升高可以引起观测水位的降低。
( 8) 潜水含水层可以获得直接降落到地面的雨水的补给，假定含水层之上的地面是透水的。一个地区的某些部分可以是完全不透水的( 房屋、街道和公路或者不透水的岩石) ，对其下面含水层的天然补给不起作用。承压含水层可以获得相邻潜水含水层中地下水入渗补给，而潜水含水层则可以获得降雨的补给。理论上，入渗是一种自地面向潜水面的非饱和流动。天然补给量和总降雨量之间的关系受以下因素的控制: 降雨类型、气候条件、雨前土壤水分、雨水特征、地形、地面透水性和植被覆盖等。含水层的天然补给量是可以确定的，取决于降雨量和非饱和带岩性等。
( 9) 人工补给可以定义为人类有计划地将水从地面转移到含水层的操作( 或运营) 。人工补给可以通过几种方法来完成。对于每一种特殊情形，人工补给方式的选择取决于水源、水质、含水层类型、地形和地质条件、土壤类型、经济条件等。人工补给可以通过回灌井和地表入渗坑来进行。人工补给对于增加地下水资源和改善地下水水质具有重要的作用。
( 10) 然而，Ghyben-Herzberg 关系低估了咸淡水界面的深度。在地下水以稳定流向海排泄的情况下，界面的位置可以通过绘制流网来确定。另一方面，咸淡水界面不是一个截然的边界，而是混合了咸水和淡水的扩散带。野外观测和数值模拟都表明，在分析海水入侵时有必要考虑弥散效应。
( 11) 有许多由于抽取地下水出现大范围地面沉降的例子。在城市地区最惊人的例子是墨西哥城，几乎整个市区已经沉降 3 m 以上( 在有些地点达到 8 m) 。加利福尼亚州的San Joaquin 山谷经历了每年 30 ～ 40 cm 的快速沉降，在有些地点总沉降量达到 9 m。其他发生显著地面沉降的地方有 Taipei 盆地、东京、德克萨斯州海湾地区、伦敦和曼谷。在几乎所有这些地方，含水层都含有可压缩的粘土层，或者是一系列承压含水层被可压缩的粘土层相互分隔开。
( 12) 地下水对滑坡的发生有着重要的影响。当斜坡中存在地下水时，需要确定潜在滑动面上的孔隙水压力。如果在斜坡中已经安装了观测孔，观测到的水头为 h，则可以按照下式转换为孔压( p) :
p = ρwg ( h － z)
式中: z 是潜在滑动面的高度; ρw是水的密度; g 是重力加速度常数。分析发生滑坡的可能性必须考虑孔隙水压力的影响。
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