1. 地球上水的分类：根据地球各个层圈水的分布状况及其存在状态的差别，可以区分为浅
部层圈水与深部层圈水两大部分。 2. 从大气圈到地壳上半部属浅部层圈水。其中分布有大气水、地表水、地下水以及生物体
中的水，这些水均以自由态H2O 分子形式存在，以液态为主，也呈气态与固态存在。 3. 广义的水圈应当包括地球各层圈中以各种不同状态存在且相互转化的所有的水。 4. 水文循环是发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中的地下水之间的水循环。 5. 地球浅层圈和深层圈之间水的相互转化过程称为水的地质循环。 第2章 岩石中的空隙与水
1.容水度定义：岩石完全饱水时，所能容纳的最大水体积与岩石总体积之比。 重量含水量（ W g ）；松散岩石孔隙中所含水的重量（ G w ）与干燥岩石重量（ G s ）的比值。
2.体积含水量（ W v ）：含水的体积（ w V ）与包括孔隙在内的岩石体积（V ）的比值。
3. 持水度定义：地下水位下降一个单位深度，单位水平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水量，称作持水度（ S r ）。
4. 决定透水性好坏的主要因素是孔隙大小；只有在孔隙大小达到一定程度，孔隙度才对岩石的透水性起作用，孔隙度愈大，透水性愈好。
5.岩石的透水能力并不取决于平均孔隙直径，而在很大程度上取决于最小的孔隙直径。
第三章 地下水赋存
1.地表以下一定深度，岩石中的空隙被重力水所充满，形成地下水面。地下水面以上称为包气带。地下水面以下称为饱水带。
2.包气带水的存在形式:结合水、毛细水（各种）、重力水、气态水
3.包气带的垂直分带土壤水带 中间带（包气带厚度大）/毛细水带.
4.包气带水的来源:大气降水的入渗,地表水体的渗漏,由地下水面通过毛细上升输送的水.以及地下水蒸发形成的气态水
5.含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩层。隔水层则是不能透过与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。
6. 弱透水层：是指那些渗透性相当差的岩层，在一般的供排水中它们所能提供的水量微不足道，似乎可以看作隔水层；但是，在发生越流时，由于驱动水流的水力梯度大且发生渗透的过水断面很大（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的水量相当大。
7.广义的地下水是指赋存于地面以下岩土空隙中的水；包气带及饱水带中所有含于岩石空隙中的水均属之。狭义的地下水仅指赋存于饱水带岩土空隙中的水。
8.地下水分类（一）按照埋藏条件:包气带水、潜水及承压水（二）含水介质的类型:孔隙水、
裂隙水及岩溶水
9.饱水带中第一个具有自由表面的含水层中的水称作潜水。 潜水没有隔水顶板，或只有局部的隔水顶板。 潜水的表面为自由水面，称作潜水面； 从潜水面到隔水底板的距离为潜水含水层的厚度。潜水面到地面的距离为潜水埋藏深度。
10.潜水的排泄（一）流入其它含水层（二）泄入大气圈与地表水圈有两类方式：一类是径流到地形低洼处，以泉、泄流等形式向地表或地表水体排泄，这便是径流排泄。另一类是通过土面蒸发或植物蒸腾的形式进入大气，这便是蒸发排泄。
11潜水的动态变化（一）深受气象、水文因素变动影响。（二）潜水的动态有明显的季节变化特点。（三）潜水积极参与水循环，资源易于补充恢复.（四）通常缺乏多年调节性。 12.潜水等水位线图:潜水面上任一点的高程称为该点的潜水位。将潜水位相等的各点连线，即得潜水等水位线图.垂直等水位线由高到低为潜水流向。相邻两条等水位线的水位差除以其水平距离即为潜水面坡度。
13.充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水，叫作承压水
14.当钻孔揭穿隔水顶板时，钻孔中的水位将上升到含水顶部以上一定高度才静止下来。钻孔中静止水位到含水层顶面之间的距离称为承压高度.
15.承压水的补给与排泄:(1)承压水主要来源于现代大气降水与地表水的入渗。(2)当顶底板隔水性能良好时，它主要通过含水层出露于地表的补给区（潜水分布区）获得补给，并通过范围有限的排泄区，以泉或其它径流方式向地表或地表水体泄出。(3)当顶底板为弱透水层时，它还可以从上下部含水层获得越流补给，也可向上下部含水层进行越流排泄。 15.承压水的动态变化:(1)气象、水文因素的变化对承压水的影响较小，承压水动态比较稳定。 (2)承压水的资源不容易补充、恢复，但由于其含水层厚度通常较大，故其资源往往具有多年调节性能。
16.承压水的水质取决于埋藏条件及其与外界联系的程度，可以是淡水，也可以是含盐量很高的卤水。
17.弹性给水度μe . 承压含水层中当测压水位下降(或上升)1个单位，单位水平面积含水层柱体所释放(或储存)的水量
18.除了构造封闭条件下与外界没有联系的承压含水层外，所有承压水最终都是由潜水转化而来.
19.当包气带存在局部隔水层（弱透水层）时，局部隔水层（弱透水层）上会积聚具有自由水面的重力水，这便是上层滞水。
第4章 地下水的运动
1.渗流——地下水在岩石空隙中的运动称为渗流.渗流场—发生渗流的区域(地下水运动的空间) 在岩层空隙中渗流时，水的质点作有秩序的、互不混杂的流动，称作层流运动。水的质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。
2.水只在渗流场内运动，各个运动要素（水位、流速、流向等）不随时间改变时，称作稳定流。运动要素随时间变化的水流运动，称作非稳定流。
3.流网：是由一系列等水头线与流线组成的网格，称流网。
4.流线：某时刻在渗流场中画出的一条空间曲线，该曲线上各个水质点的流速方向都与这曲线相切（某时刻各点流向的连线）。 5.迹线：流体水质点在渗流场中某一时间段内的运动轨迹.
6. 所谓层状非均质介质是指介质场内各岩层内部渗透性均为均质各向同性的，但不同层介质的渗透性不同。
第五章 毛细现象与包气带水的运动
1.在潜水面之上有一个含水量饱和（体积含水量等于孔隙度）的带，称为毛细饱和带。 2.包气带中毛细负压随着含水量的变小而负值变大。
3在包气带中，渗透系数K 随含水量降低而迅速变小， K 也是含水量的函数：
第六章 地下水的化学成分及其形成作用
1.地下水中主要气体成分氧（O2）、氮（N2）、二氧化碳（CO2） 硫化氢（H2S）、甲烷（CH4） 2.地下水中主要离子成分（一）主要离子成分:阴离子：HCO3-、SO42-、Cl- 阳离子：Ca2+、Mg2+、K+、Na+
3.变温带:是受太阳辐射影响的地表极薄的带，呈现地温的昼夜变化和季节变化 4.常温带:地温一般比当地年平均气温高出1—2℃
5.增温带:地温受地球内热影响，通常随深度加大而有规律地升高。地温梯度是指每增加单位深度时地温的增值，一般以℃／100m 为单位。
6.浓缩作用的条件(1)干旱或半干旱的气候(2)低平地势控制下较浅的地下水位埋深(3)有利于毛细作用的颗粒细小的松散岩工(4)最后一个必备的条件是地下水流动系统的势汇——排泄处
7.干旱气候下浓缩作用的规模从根本上说取决于地下水流动系统的空间尺度以及其持续的时间尺度。
8.富含CO2 与O2 的渗入成因的地下水，溶滤它所流经的岩土而获得其主要化学成分，这种水称之为溶滤水。
9.影响溶滤水成分的因素:(1) 岩性(2)气候:在潮湿气候区，最终浅层地下水很可能都是低矿比重碳酸水，难溶的SiO2 在水中占到相当比重。干旱气候下平原盆地的排泄区，不论其岩性有何差异，最终都将形成高矿化的氯化物水。 从大范围来说，溶滤作用主要受控于气候，显示受气候控制的分带性。
(3)地形因素往往会干扰气候控制的分带性:在切割强烈的山区，流动迅速、流程短的局部地下水系统发育。地下水径流条件好，水交替迅速，即使在干旱地区也不会发生浓缩作用因此常形成低矿化的以难溶离子为主地下水。地势低平的平原与盆地，地下水径流微弱，水交替缓慢，地下水的矿化度与含易溶离子均较高。干旱地区的山间堆积盆地，地下水化学分带也最为典型。从盆地边缘洪积扇顶部的低矿化重碳酸盐水带，到过渡地带的中等矿化硫酸盐水，盆地中心则是高矿化的氯化物水。
10.绝大部分地下水属于溶滤水。不仅包括潜水，也包括大部分承压水.位置较浅或构造开启性好的含水系统，由于其径流途径短，流动相对较快，溶滤作用发育，多形成低矿化的重碳酸盐水。构造较为封闭的，位置较深的含水系统，则形成矿化度较高，易溶离子为主的地下水。
第七章 地下水的补给与排泄
1.松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种
2.捷径式下渗:当降水强度较大，细小孔隙来不及吸收全部水量时，一部分雨水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿下渗通道水分向细小孔隙扩散。存在比较连续的较强降雨时，下渗水通过大孔道的捷径优先到达地下水面。
3.河水补给地下水时，影响补给量大小的因素(1)透水河床的长度与浸水周界的乘积（相当
于过水断面）(2)河床透水性（渗透系数）(3)河水位与地下水位的高差（影响水力梯度）(4)以及河床过水时间.对此可以用达西定律进行分析。
4. 相邻含水层通过其间的弱透水层发生水量交换，称作越流。 5.根据出露原因，下降泉可分为侵蚀泉、接触泉与溢流泉。 6.按其出露原因可分为侵蚀（上升）泉、断层泉及接触带泉。
7.当河流切割含水层时，地下水沿河呈带状排泄，称作地下水的泄流。
8.蒸发排泄（一）发生地：低平地区，尤其干旱气候下松散沉积物构成的平原与盆地中，蒸发与蒸腾往往是地下水主要的排泄方式。（二）类型：一种是与饱水带无直接联系的土壤水的蒸发.另一种是饱水带——潜水的蒸发。
9.包气带上部水蒸发(1)会间接影响饱水带接受降水补给的份额，但不会直接消耗饱水带的水量。(2)这一类土壤水的蒸发强度取决于气候与包气带岩性。(3)它会使土壤水发生季节性的浓缩，但在雨季又可得到降水补充而淡化，只要不用高矿化度水去灌溉土壤，土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。
10.潜水蒸发（1）过程当潜水面埋藏不深，支持毛细水带上缘离地表较近时，大气相对湿度小于饱和湿度，毛细弯液面上的水不断由液态转为气态，逸入大气；潜水则源源不断通过毛细作用上升补充支持毛细水，使蒸发得以持续进行。（2）效应强烈的潜水蒸发将使土壤集盐（造成土壤盐渍化）与地下水不断浓缩盐化。（3）影响潜水蒸发的因素① 气候 气候愈干燥，相对湿度越小，潜水蒸发便愈强烈。② 潜水埋藏深度潜水面埋藏愈浅，蒸发愈强烈。③ 包气带岩性包气带岩性主要通过其对毛细上升高度与速度的控制而影响潜水蒸发。 粉质亚砂土、粉砂等组成的包气带，毛细上升高度大，而毛细上升速度又较快，故潜水蒸发最为强烈。④ 地下水流动系统的规模区域性流动系统的排泄区由于能够汇集更大范围地下水中的盐分，蒸发浓缩较局部流动系统排泄区更为发育。
第八章
地下水系统
1. 地下水含水系统是指由隔水或相对隔水岩层圈闭的，具有统一水力联系的含水岩系。 地下水流动系统是指由源到汇的流面群构成的，具有统一时空演变过程的地下水体。 2. 两者的关系 通常，一个大的含水系统可以包含若干个流动系统 无论人为影响加强到什么程度，新的地下水流动系统的发育范围，不会超越大的含水系统的边界. 3.驱动地下水运动的主要能量是重力势能。
4.影响地下水流动系统任一点水质的因素（a）输入水质；（b）流程；（c）流速；（d）流程上遇到的物质及其可迁移性；（e）流程上经受的各种水化学作用。
第九章 地下水的动态与均衡
1.在与环境相互作用下，含水层各要素（如水位、水量、水化学成分、水温等）随时间的变化，称作地下水动态。
2.某一时间段内某一地段内地下水水量（盐量、热量、能量）的收支状况称作地下水均衡。 3.蒸发型动态(1)出现于干旱半干旱地区地形切割微弱的平原或盆地。(2)此类地区地下水径流微弱，以蒸发排泄为主。(3)此类动态的特点是：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化明显，长期中地下水不断向盐化方向发展，并使土壤盐渍化。
4.弱径流型(1)气候湿润的平原与盆地中的地下水动态，可以归为。(2)这种地区地形切割微弱，潜水埋藏深度小，但气候湿润，蒸发排泄有限，故仍以径流排泄为主，但径流微弱。 (3)此类动态的特征是：年水位变幅小，各处变幅接近，水质季节变化不明显，长期中向淡化方向发展。
第十章 孔 隙 水
1.黄河下游冲积平原地下水分带(1)现代河道与近期古河道地势高、岩性粗，渗透性好，利于接受地表水与降水的入渗补给，地下水埋藏深度大，蒸发较弱，以溶滤作用为主，水质良好。(2)自两侧向河间洼地，地势逐渐变低，岩性变细，渗透性变差，地下水位变浅，蒸发增加，矿化度增大。
2．黄土的垂向渗透系数常比水平方向大几倍到几十倍
3．黄土高原地下水水量不丰富，地下水位埋深大，水质较差。（一）黄土塬中地下水
• 有较为宽广的平台，割切较弱。故有利于降水入渗而不利于迅速排泄，故赋存地下
水比较丰富。
• 地下水由塬的中心向四周辐射状散流，以泉的形式排泄于沟谷底部或相对隔水层的
顶部。
• 塬中心地下水位埋深较浅，而塬边埋深大。 • 矿化度也由塬中心向四周增大
第十一章 裂 隙 水
1． 裂隙水按其介质中空隙的成因可分为成岩裂隙水、风化裂隙水、构造裂隙水。 2． 控制风化裂隙发育的因素（1 ）岩性：单一稳定的矿物组成的岩层（如石英岩）风化裂
很难发育。泥质岩石虽易风化，但裂隙易被土状风化物充填而不导水。由多种矿物组成的粗粒结晶岩（花岗岩、片麻岩等），不同矿物热胀冷缩不一，风化裂隙发育，风化裂
隙水主要发育于此类岩石中。（2）气候气候干燥而温差大的地区，岩石热胀冷缩及水的冻胀等物理风化作用强烈，有利于形成导水的风化裂隙。湿热气候区以化学风化为主，泥质次生矿物及化学沉淀常充填裂隙而降低其导水性。（3）地形：地形比较平缓，剥蚀及堆积作用微弱的地区，有利于风化壳的发育与保存；如果地形条件也利于汇集降水，则可能形成规模稍大，常年能提供一定水量的风化裂隙含水层。
3． 风化裂隙含水层特点： 通常情况下，风化壳规模相当有限；风化裂隙含水层水量不大，就地补给、就地排泄，旱季泉流量变小或干涸。
4． 等效多孔介质方法就是用连续的多孔介质的理论来研究非连续裂隙介质中的问题。 5． 等效多孔介质方法的最常用原则大范围内导水能力等效。 6． 为了比较准确地刻画某一类介质，可以分别用两种等效的多孔介质去近似代替大小两种
空隙，这种方法称为双重介质方法。 7． 控制着断层的导水—贮水特征的因素断层两盘的岩性及断层力学性质（一）张性断裂
发育于脆性岩层中的张性断裂，中心部分多为疏松多孔的构造角砾岩，两侧一定范围内
则为张开度及裂隙率都增大的裂隙增强带，常具良好的导水能力。发育于含泥质较多的塑性岩层中的张性断裂，构造岩夹有大量泥质，两侧的裂隙增强也不如脆性岩层中明显，往往导水不良甚至隔水。（二）压性断裂破坏程度最大在塑性岩层中，中心部分为致密不透水的糜棱岩、断层泥等，两侧多发育张开性差的扭节理，通常是隔水的。在脆性岩层中，压性断裂中心部分的构造岩细碎紧密，透水性很差；但断层面两侧多发育开张性较好的扭张裂隙，成为导水带。尤其当断层面比较平缓时，上盘的扭张裂隙更为发育，导水性好。（三）扭性断裂导水性介乎张性断裂与压性断裂之间（四）同一条断层，由于两盘岩性以及力学性质的变化，不同部位的导水性可以很不相同。 8． 导水断层带的作用贮水空间、集水廊道与导水通道
第十二章 岩 溶 水
1。岩溶水的运动特征（一）层流与紊流共存（二）不同空隙中的地下水运动不能保持同步。
• 降雨时，通过地表的落水洞、溶斗等，岩溶管道迅速大量吸收降水及地表水，水位
抬升快，形成水位高脊，在向下游流动的同时还向周围的裂隙及孔隙散流。
• 而枯水期岩溶管道排水迅速，形成水位凹槽，周围裂隙及孔隙保持高水位，沿着垂
直于管道流的方向向其汇集。（三）在岩溶含水系统中，局部流向与整体流向常常
是不一致的。（四）岩溶水可以是潜水，也可以是承压水。
2。岩溶水的补给、排泄与动态（一）灌入式的补给我国南方岩溶发育的地区，降水入渗系数可达80％以上，岩溶发育较差的我国北方，降水入渗系数也可达30％以上。
（二）地下河系化的结果常常使数百甚至数千平方公里 范围内降水构成一个统一的水系，由一个岩溶泉或泉群集中排泄。（三）岩溶水水位动态变化非常强烈; 在远离排泄区的地段，岩溶水水位的变化可以高达数十米乃至数百米，变化迅速且缺乏滞后。 泉的流量变化也很大
第十三章 地下水资源
1. 能从某一地下水盆地中连续地、不至于引起不良结果地抽取的地下水量。”
2. 决定含水系统调节能力的因素(1) 赋存条件 包气带中局部隔水层上的上层滞水，由
于其含水层规模小，一般只能在雨季与融冻期后的短时间内季节性地滞水。只有当其地质结构格外有利于贮水或含水介质的渗透性较差时，才有可能在旱季保留一定水量。 潜水含水层通常厚度不大，储存水量有限，一般只具有年内或隔年调节能力，遇到连续
干旱缺水，供水往往难以保证。承压含水层的厚度通常较大，地质结构也有利于蓄存水量，常具多年调节功能（2）。含水介质特性孔隙含水系统分布于地势低下的部位，介质的渗透性通常不很大，贮滞水量多，调节能力较好。岩溶含水系统含水介质渗透性极强，
滞留地下水能力差，只有当其具备有利于蓄水的较大规模的地质构造(如向斜、单斜断块等)时，才有较强的蓄水能力与调节能力
3．从总体上说，地下水是可再生资源，具有可恢复性。 第十四章 地下水与环境
1， 地下水是水文循环的重要环节，过量开采地下水，首先破坏了原有的水文循环。地
下水集中排泄形成大泉，常构成名胜古迹的精华，由于地下水位深降，千古传颂的名泉（如济南的趵突泉、太原的晋祠泉）或不复存在，或成了涓涓细流。由于地下水位深降，由地下水供应的河水基流也减少以至消失，干旱半干旱地区的地表径流也随之衰减。地下水位降低还会使由浅埋地下水所维持的沼泽湿地被疏干。半干旱地区，尤其是干旱地区的平原盆地区，地下水位下降，包气带变厚同时水分供应不足，导致植被衰退；表土裸露且缺乏水分粘结，易遭风蚀，造成土地沙化；最终，依靠植物为生的野生动物也随之衰减，导致生态全面退化。水岩（土）力学平衡破坏：开采孔隙承压含水系统会导致土层压密，相应地在地表表现为地面沉降，即地形标高的降低。地下水位下降引起粘性土压密释水时，还会使地下水水质发生变化。上覆松散沉积物的岩溶化岩层分布区，当抽排岩溶水使其水位低于松散沉积物时，由于失去水的浮托力的支撑，在下部隐藏有溶洞处，松散沉积物会坍落于洞穴中，在地表形成大量塌陷洼坑和漏斗。（三）渗流场平衡破坏 地下水开采中心构成新的势汇后，会形成流线指向开采中心的新的地下水流动系统。 如果离海不远，原来由陆地指向海洋的流线将因开采影响转而由海洋指向陆地，海水将入侵淡水含水系统。
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