1、1第七章 地下水的补给径流与排泄我们认为：世界是物质的，物质是运动的，运动是有规律的，规律是可以认识并可以利用的。地下水是自然界广泛存在的非常重要的物质，对它运动规律我们从微观上已经进行过一些研究，如达西线性渗透定律，V = Kl；讨论了结合水、毛细水的运动规律；学习了地下水化学成分的形成与变化。而在宏观上关于地下水的运动，只在自然界水循环中作过简单的介绍。在以下几章里，将分别介绍地下水水质、水量的时空变化规律。这个变化的： 过程地下水的动态；数量关系地下水的均衡；结果地下水资源。在“自然界水循环”当中讲到：水文循环大气水、地表水、地壳浅部水之间的相互转化过程。（发生在海 陆之间的叫大循环；发
2、生在海 海与陆 陆内部的叫小循环。）地质循环地球浅部层圈与深部层圈之间水分的相互转化过程。地下水经常不断地参与着自然界的水循环，我们把下面三个概念（过程）叫做 * 地下水循环地下水的补给、径流与排泄过程。* 补给含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。* 径流水由补给处向排泄处的运动过程。* 排泄含水层（含水系统）失去水量的过程。 地下水在补给、径流、排泄过程中，不断的进行着水量的交换和运移。由2于水是盐分和热量的良好的溶剂和载体，所以在水量交换的同时，也伴随着水化学场和温度场的响应的变化。即水量、盐量、热量都在变化。这些变化的特点决定了含水层（含水系统）中水量、水质、水温的分布规律。因此，在
3、做地下水研究时，只有搞清地下水的补、径、排规律或特点，才能正确的评价水资源，才能更合理的利用地下水，更有效的防范地下水害。* 一、地下水的补给含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。研究地下水的补给，主要研究如下三个问题：a. 补给源：大气降水、地表水、凝结水、相邻含水层（含水系统）的水以及人工补给水源。b. 补给条件：主要是发生补给的地质水文地质条件，如补给方式和补给通道的情况等。c. 补给量：含水层（含水系统）获得了多少水。 大气降水入渗补给 大气降水入渗机理：大气降水落到地表以后，要通过包气带到达地下水面补给地下水。有时虽然下了雨，也渗入地下去了，但尚未没到达地下水面就消耗于湿润包气带，
4、地下水并没获得水量。象这种不能使地下水得到补给的降水称为无效降水。只有当大气降水渗入地下补足包气带水分亏缺之后，多余的继续下渗到达地下水面的那一部分降水量，才是有效降水。显然，大气降水补给地下水的数量大小及补给方式，受控于包气带的厚度、岩性、结构、含水状况以及降水特征等许多因素，情况很复杂。一般认为，在松散层中大气降水 通过包气带补给地下水时，其下渗方式有两种：3活塞式下渗入渗水的湿锋面整体向下推进的入渗方式。活塞式下渗发生在均质土的包气带中。在水的下渗过程中， “新水”总在“老水”之上，如此湿润了包气带以后，多余的水才补给地下水。然而，自然界极少具备完全均质的土层，均质是相对的，非均质是绝对
5、的。尤其研究水分渗透这种缓慢的运动，土层的不均匀性（土质不均、虫孔、根孔、裂隙）显得更加突出。由于水具有“往低处流、欺软怕硬、爱走捷径”的特性，故在多数情况下为：捷径式下渗 入渗水的湿锋面首先沿渗透性强的大空隙通道快速向下推进的入渗方式。捷径式下渗在黏土中尤为明显，因为黏土中往往存在虫孔、根孔及裂隙等大的空隙通道。这些部位的湿锋面向下推进速度较快，可以超过其他部位的“老水”抢先到达地下水面补给地下水，不必象活塞式下渗那样，必须将整个包气带的水分亏缺补足以后，多余的水才能补给含水层。一般认为，在砂质土中主要为活塞式下渗；在粘性土中则活塞式下渗与捷径式下渗同时发生。* 影响大气降水补给地下水的因素
6、？（降水特征、包气带特征、地形、植被等）大气降水落到地面，一部分转为地表径流；一部分被蒸发返回大气；一部分下渗进入包气带。进入包气带的这些水并不能全部补给地下水，甚至完全不能补到地下水中去，因为渗入地下的水首先要湿润包气带而被包气带滞留。若雨量不大，入渗有限，还不能将包气带全部湿润，即入渗水不能补足包气带水分的亏空，当然就谈不上补给地下水了（无效降水） 。若继续下雨，入渗水湿润了整个包气带之后，便可到达地下水面补给地下水了（这部分才叫有效降水） 。4所以降水特征、包气带特征、地形、植被等都可影响大气降水补给地下水的数量。 降水特征的影响：（降水特征包括：降水量、降水强度和降水持续时间。）a.降
7、水量的影响：（降水量大气降水平铺在地面上所得水层厚度的毫米数）一个地区年降水量的大小是影响地下水补给的决定因素。因为大气降水是补给地下水最普遍最根本的源泉。由于入渗到地面以下的水量，并不能全部的补给地下水，不能全部的成为可从井孔中抽出的水源，而是有相当一部分用于湿润包气带补足水分亏缺以土壤水的形式被滞留在包气带之中。与这部分被滞留在包气带的水量相对应的降水量，对地下水补给来说不起作用，故称之为无效降水量。若年降水量小于湿润包气带所需的水量，则对地下水无补给作用。既使年降水量大于湿润包气带所需水量，也会由于断续的降水间隔中土面蒸发、叶面蒸发的耗散，使得渗入地下用于湿润包气带的水量大大减少，从而增
8、加了无效降水量。只有包气带饱和后再继续降水，才能补给地下水，成为有效降水。所以年降水量越大，补给地下水的量越大。故，一般情况下，年将水量大的地区，地下水也较丰富。b.降水强度和时间的影响：（降水强度单位时间内降水量的多少。 ）（mm/h）如果降水强度过大，如倾盆大雨，降水强度超过了入渗地面的速率，即大于土壤吸收降水的能力，则大部分降水转变为地表径流流失，补给地下水的比例就会降低。如果每次降水量都很小，且降水时间间隔较长，水只能湿润部分包气带，甚至只湿了地皮，在降水间隔期间又被蒸发消耗。此类间歇性的小雨5对地下水补给来说，只能是无效降水。所以，间歇性的小雨和集中的暴雨都不利于地下水获得补给，而不
9、超过地面入渗速率的绵绵细雨才最有利于地下水的补给。 包气带特征的影响：包气带特征主要指包气带的厚度、岩性、透水性。一般来说，包气带的岩石透水性好，有利于降水入渗补给地下水。如果包气带由粘性土层构成，水的入渗就比较困难，降水就易于形成地表径流流失，不利于补给地下水。如果包气带过厚，即地下水埋深较大，滞留降水的数量就大，不利于补给地下水。但是，如果包气带很薄，即地下水埋深很浅，也不利于降水入渗。因为毛细水带达到或接近地表，土壤水分较多，会降低水的入渗率即土壤吸纳降水的能力，而使大量降水转为地表径流，也不利于降水补给地下水。 地形的影响：地面坡度大，水在自身中力的作用下，易于形成地表径流，影响补给地
10、下水。平缓与局部低洼的地势，有利于降水就地入渗，并可以滞积表流，增加降水入渗份额。 植被的影响：植被发育，土壤中有机质多，根系、树冠、枝叶、落叶、草地都能保护土壤结构，可以滞蓄降水而减少地表径流的发生，有利于降水入渗。植被发育可以改善小气候，增加降水量，有利于地下水获得更多的补给。但是，在干旱地区，植物以蒸腾的方式强烈地消耗包气带的水分，回造成包气带水分的大量亏缺，使地下水获得降水补给明显减少，如一株 15 岁的柳树每年要消耗 90m3的水分，那么一行大树就相当一条派水渠。大气降水补给地下水的能力（属于补给条件）大小，常以降水入渗系数 6表示：= q x/ X (一般 = 0.2 0.5 之间
11、) qx- 年大气降水的入渗量（mm）X 年降水量（mm ） 显然：q x = X D - s （D 为地表径流深度；s 包气带水分滞留量）,降水入渗系数大气降水入渗补给地下水的份额。降水入渗系数的求法：a.地中渗透仪法：（P 69为地中仪结构图）在若干个入渗（蒸发）皿中，放入本区代表性原状土，以水位调节管控制不同的地下水位埋深。经过若干年观测，可以得到不同包气带岩性、不同地下水位埋深、不同年降水量条件下的入渗系数 数值，作成图表就可以得出各种条件下的 值大小。b.潜水天然变幅法：本法适用于地下水水平径流、垂向越流、蒸发都很微弱并且不受开采影响的地段。观测不同包气带岩性、不同地下水位埋深，同时
12、还观测由降水入渗引起的地下水位抬升值h，并测定水位变动带的给水度 ，则：= q x/ X = h/ X 承压含水层的补给：潜水含水层可以在其整个分布范围内得到大气降水的补给。而承压含水层则不然，它只能在出露地表的地方或与地表相通的地方获得补给。因此，地形和地质构造对承压水的补给影响很大。若承压含水层出露处地形较高，只在出露处获得补给；若承压含水层出露在低洼处，则整个汇水范围内的水都可以汇集补给之。 地表水对地下水的补给7地表水存在于江、河、湖、海、库、池、塘、渠等低乡洼地，在一定条件下都可以成为地下水的补给源。这里的一定条件包括：一是与地下水有水力联系；二是地表水位高于地下水位。一般山地河流河
13、谷深切，河水位常低于地下水位，故河流排泄地下水。山前地带，河流堆积，地面高程较大，河水位常高于地下水位，故河水补给地下水。大型河流的中下游，常由于河床堆积成为地上河（黄河） ，也是河水补给地下水。冲积平原或盆地的某些部位，河水与地下水之间的补给、排泄关系往往随季节而变化。由于地下水位变化滞后于河水水位变化，并且叫河水位变化幅度小。因此：旱季，河水位迅速降到地下水位以下，则地下水补给河水（河水接受地下水补给或河流排泄地下水） ；雨季，河水位猛涨至地下水位以上，则河水补给地下水（地下水接受河水的补给或河水想地下水排泄） 。这种连续性的饱和补给，其运动状态符合达西定律：Q 补 = KI Q 补 流量
14、（单位时间内通过某一断面的水量）K 渗透系数（河床的透水性指标） 过水断面面积（透水河床长度浸水周界）I 水力梯度（由河水位与地下水位水位差决定）实际工作中，* 如何获得某一段河流补给（或排泄）地下水的水量呢？可以采取测定河流流量的方法进行。即在该河段上、下游断面上分别测得流量 Q 上 及 Q 下 ，则二者之差乘以过水时间即可。若 Q 上 Q 下 ，为河水补给地下水，则 Q 总补 = （Q 上 Q 下 ）t8若 Q 上 Q 下 ，为地下水补给河水，则 Q 总排 = （Q 下 Q 上 ）t如果补给地下水的是一条间歇性河流，河水的渗漏量就不等于地下水所获得的补给量了。因为一次短时间的洪流，渗入地下
15、的水要有相当一部分耗于湿润包气带，用上式求得的渗漏量就大于地下水所获得的补给量了。大气降水和地表水体是地下水获得补给的两个重要来源，但二者的补给特征是不同的。大气降水：面状补给，范围大而均匀，持续时间短。地表水体：线状补给，范围限于水体周边，持续时间长或不间断。 大气降水及河水补给地下水量的确定1.平原区大气降水入渗补给量（Q 补 ）的确定Q 补 = X F 1000 （m 3）X 降水量（ mm） （在气象部门获得） 降水入渗系数F 补给面积（m 2 ）2.山区大气降水与河水入渗量的确定山地地下水循环属于渗入径流型。大气水、地表水、地下水三者经常转换，单独求算大气降水入渗量，因地形和岩性复杂
16、而难以实现。一般山区地下水埋深较大，蒸发作用可以忽略，故常依测得某一流域的地下水排泄量来代替大气降水入渗量。 若该山地没有河水外排，只有泉或泉群排泄地下水，即可用所有泉水流量之和作为地下水的排泄量，即大气降水入渗补给地下水的量。 干旱季节，常年流水河中没有地表径流注入，则河流中的流量皆由地下9水提供，称之为基流量。该基流量就是流域内地下水的排泄量。即干旱季节河流的基流量就是大气降水入渗补给地下水的量。 （基流量可由测流法获得） 当流域内地下水分散排泄时，由于排泄点甚多，测起来很困难，则可用分割河水流量过程线的方法求得全年地下水的排泄量，以此代表大气降水补给地下水的量。其中最简单的方法是：流量过
17、程线的直线分割法。具体方法如下：在控制研究区域的河流断面上，定期测定河流流量，即可作出全年流量过程线，即流量岁时间的变化曲线。从流量过程线的起涨点 A 引水平线交退水段的 B 点，则 AB 线与时间轴所围定的部分就相当于地下水的排泄量，即剔除了由洪水期地表径流流入河中的水量，剩下的就是由地下水提供的基流量。 （大气降水入渗补给量，即 Q 基 = Q 补 ）获得基流量（Q 基 ） ，再求的该流域面积（F） ，收集到降水量（X） ，也可根据 Q 补 = X F 1000 求出入渗系数（）：= Q 基 / F X 1000 含水层之间的补给 某含水层获得另外含水层或水体的补给，必备如下两个条件：（缺
18、一不可） 水位差；（接受补给者水位较低） 透水通道。 （“天窗” 、导水断层、钻孔、弱透水层等） 值得强调的是平原区含水层之间通过弱透水层发生越流补给的“三大”特点 驱动越流的水力梯度大；（因为 I = h/L，层间垂向 L 很小）10 发生越流的面积大；（远比水平流动的过水断面大） 越流量大 。 （据达西定律： Q = KI，尽管弱透水层的 K 值较小，但由于 、I 较大，越流补给量也就很可观了。所以在广阔的平原区开采地下水时，含水层之间的越流补给量不可忽视。） 其它补给源 凝结水补给：凝结水在昼夜温差较大的干旱气候地区，可成为地下水补给源之一。空气中含有了水分就构成湿度。饱和湿度随着温度的
19、降低而减小，当温度降到一定程度，空气中的绝对湿度可与饱和湿度相等。若温度继续下降，饱和湿度便继续减小，超过饱和湿度的那一部分水分便凝结成液态水。这种有气态水转化成液态水的过程叫做凝结作用。白天，在太阳辐射的作用下，大气和土壤都进入吸热升温过程；到夜晚，都进入散热降温过程。由于土壤和空气的热学性质不同，热响应能力不同，土壤散热快而大气散热慢。当地温降到一定程度，土壤孔隙中的水汽达到饱和。地温继续下降，随着绝对湿度的减小，过饱和的那部分水汽便凝结成水滴。此时，由于大气温度较高，绝对湿度较大水汽便由大气向土壤孔隙运动，如此不断的补充和凝结，数量足够大时便补给地下水。 地壳深部水分上移补给地下水。 水
20、库、坑塘、沟渠、浇地以及排放在环境中的工业废水和生活污水氖灯，都可能入渗补给地下水。* 二、地下水的排泄含水层或含水系统失去水量的过程。研究内容：排泄方式、排泄去路、排泄条件、排泄量。11排泄方式包括：泉 点状排泄；河渠 线（带）状排泄；蒸发（蒸腾） 面状排泄；越流 含谁层之间的排泄（得水者为补，失水者为排） * 泉 地下水的天然露头。这些地下水的天然露头 泉，都是由于地形面切割到含水层或地下水通道而出露地表的。 （若人工打井地下水流出地表，不叫泉，叫自流井）所以在地面平坦地形单调的平原地区，少有泉水出露。全多见于山地丘陵的沟谷与坡脚部位。1.泉的类型 按泉的成因可分为：侵蚀泉、接触泉* 侵蚀
21、泉沟谷切割到潜水含水层而形成的泉。* 接触泉地形面切割到含水层底板水从二者之间接触处流出的泉。* 溢流泉潜水流动受阻（被堵）而涌处地表所成的泉。 按补给泉水的含水层性质可分为：上升泉、下降泉上升泉由承压水补给的泉。上升泉按成因又可分为：侵蚀（上升）泉沟谷切割到承压含水层顶板形成的泉。断层（上升）泉 地下水通过导水断层上升而涌出地表的泉。接触带（上升）泉地下水沿接触带上升而成的泉。下降泉由潜水或上层滞水补给的泉。 * 泄流地面侵蚀到含水层地下水沿地表水体周界分散带状排泄的形式。12泄流是地下水的一种排泄方式，它分散的排泄于地表水体。 （若集中排泄于地下水体，则叫水下泉暗泉）由于泄流是地下水的一种
22、排泄形式，所以泄流量的求算方法与地下水补给河水量的求法相同，用断面测流法或流量过程线直线分割法。 * 蒸发与蒸腾 （从概念上说，是液态水变为气态水耗散的过程）对地下水来说：蒸发是再一定条件下，地下水转变为气态水而耗散的过程。蒸腾则是发生在植物枝叶上的一种蒸发现象，具体表述为：植物根系吸收的地下水分通过叶面转化成气态水而耗散的现象。山地中地下水主要以泉和泄流方式排泄，当然也包括人工排泄。天然状态下，平原或地势低平的地区，尤其在干旱气候条件下的松散堆积物区，蒸发成为地下水主要的甚至唯一的排泄方式。 （当然，人工取水也是地下水主要的排泄方式） 。潜水面以上有一个毛细水带，在地下水埋深不大，毛细水带达
23、到地表货接近地表时，由于大气湿度或地表附近介质中空气湿度相对较低，毛细水便不断地转化为其他汽水进入大气，潜水则源源不断的通过毛细作用提供水分，蒸发则不断的进行着。结果：地下水量不断的减少，同时盐分不断的滞积在毛细水带的上缘。所以，强烈的潜水蒸发，在不断消耗地下水量的同时，必将导致土壤积盐和水的不断浓缩盐化。* 影响潜水蒸发的因素？ 主要是：气候；潜水埋深；包气带岩性（透水性）和植被发育情况。气候干燥，潜水位埋深小，则土面蒸发强烈，反之蒸发强度小。包气带岩性的影响，主要是通过毛细上升高度和上升速度来控制蒸发作用的。若包气带由亚砂土、粉土构成，则有利于潜水蒸发的进行。因为亚砂和粉13土颗粒较小，孔
24、隙细小，既有较大的毛细上升高度，又有较快的上升速度，可以将地下水源源不断的输送到地面蒸发耗散。而有砂或粘土构成的包气带，由于砂的毛细水上升高度太小，粘土的毛细水上升速度太慢，都不利于潜水的土面蒸发。水分总是从湿度大的地方向湿度小的地方运移，一般情况下毛细水带的湿度总是大雨其上部孔隙中的湿度，所以蒸发作用深度可达数十米。当然这有一个蒸发强度的临界深度问题，即在临界深度以下潜水蒸发强度大大减弱。在开发潜水资源保护环境方面，就有一个控制最佳水位的问题。如石家庄地区耕地，潜水埋深大于 2m 时其蒸发量大大减少。为防止土壤盐碱化就要将水位控制在2m 左右。那么，将潜水位控制在 10m 以下不是更能防止蒸
25、发耗水和土地盐碱化吗？是的。但水位埋深过大，植物根系不能吸收利用潜水，又会产生土壤干化沙化植被退化的生态环境问题。植物的蒸腾作用对地下水量的消耗往往相当可观。据估计植被发育的土面比裸露的土面蒸发量要大 1 倍。 （一棵 15 龄柳树年耗水 90m3以上）另一方面，植被茂密可以遮蔽土面使之免受日光暴晒升温而抑制蒸发。对于农田供水来说，应尽量减少土面无效蒸发，使更大份额的水分转化为作物的有效蒸腾，变为经济产出。 人工排泄在人类经济工程活动频繁的地区，人工开采地下水（供水、排水）往往成为地下水最主要的排泄方式。水资源危机和水环境问题多与人类过度开采地下水活动有关。三、地下水径流地下水由补给区向排泄区
26、的运移过程。一般情况下，地下水处在不断的径流运动之中，它是连接补给与排泄的中14间环节，它将地下水的水量、盐量从补给区传输到排泄处，从而影响着含水层或含水系统中水质、水量的时空分布。研究地下水径流主要从以下几方面入手：径流方向、径流强度、径流条件、径流流量。1. 径流方向：地下水在补给区获得水量补给之后，通过径流到排泄区排泄。所以，地下水总的径流方向是由补给区指向排泄区（由源指向汇） 。但在某些局部地段，由于地形变化造成局部势源与势汇关系的差异，使得局部地下水径流方向与总体方向不一致。如在地下水的运动那一章河间地块流网图中，补给区分水岭处的地下水，先垂直乡下，在排泄区又垂直向上流，中间地带近乎
27、水平运动。再如，从井孔中抽水时，井孔周围的水流都指向井孔，呈向心状径流。又如河北平原，在总的地势控制下，地下水从地形较高的西部太行山前向东部地势较低的渤海方向流。但在广阔的大平原的某些局部地段，会由于地形、地质水文地质结构或含水系统的差异，使得地下水在遵循整体东流的基础上而发生变化。在地表河流或古河道裸露区，常常是大气降水补给地下水，水先向下流，然后叠加在东流的地下水流场中。近几十年来，人们用水量大增，某些地段过度开采地下水，形成若干大小不等的地下水降落漏斗，使天然的地下水流场（地下水系统）平衡被打破，为了达到并维持新的平衡，地下水系统的水头重新分布，使河北平原的某些部位的地下水径流方向发生改
28、变，甚至变反。更有甚者会使补给区与排泄区易位。如以沧州市为中心的地下水降漏斗，中心部位水位降低数十米，周围地下水径流便向漏斗中心运动。关于地下水径流方向问题的思维是：“水往低处流” 。此处高低内涵有三：15补给区排泄区： 地形的高低； （高处 低处） 水位（水头）的高低；（高水头 低水头） 重力势的高低。 （高势 低势，势源 势汇） 在降水入渗之后就自然具有了这种重力势，它随着水的运动克服介质阻力做功消耗而减小，表现为水位（水头）降低。 地下水在运动中，由源向汇，近汇者先至，先者径直；远汇者后至，后者径曲。所以，研究地下水径流方向，应以地下水流网为工具，以重力势场及介质分析为基础，具体问题具体
29、分析。2. 地下水径流强度、径流量与水质* 地下水径流强度单位时间内通过单位断面的水量。这个 概念正是地下水渗透速度的定义，即：V = Q/，所以地下水径流强度可用渗透速度来表征。有达西公式可知：V = Q / = K I = K（h / L） 。所以，* 地下水的径流强度（即渗透速度）与含水层的透水性（K ）成正比；与补给区到排泄区的水头差或水位差（h）成正比；与流动距离（L）成反比。显然，在含水层透水性强，地形切割强烈高差大，降水充沛的地方，地下水径流强度大，径流量大，水的矿化度低。即水循环交替迅速，水的矿化度较低。反之，径流强度小，水矿化度高。因此可以说：* 含水层透水性能的好坏、地形高
30、差大小及切割破碎状况、径流距离等，都影响着地下水径流强度，径流强度又控制着水质变化，因此可将它们称为地下水径流的影响因素或地下水径流条件。对于承压水来说，那些赋水构造规模小，破坏严重，补给丰富，含水层透水性强，则起径流强度大，水质好（矿化度低） 。反之，比较完整的大型盆地，16含水性较弱时，地下水径流强度较弱，水质亦较差。下面 2 种断块构造盆地承压含水层的径流模式，径流强度受断层导水性控制：i .断层带阻水，补给区与排泄区在承压区一侧为同一含水层出露区，排泄点在出露 区最低处。大气降水转变为地下水后沿含水层底板向下流动一定深度（不会太大）就向上反出。所以浅部径流强度大，深部变弱；浅部水质好，
31、深部水质差。ii.断层带透（导）水，在补给区接受水量以后，沿承压含水层流向排泄区，经断层通道上升排泄于地表。其水质和水量与径流强度密切相关。地下水的径流量，可用达西公式求得。即：Q = KI （m 3/ s） 。如果求算某一时间段的径流量，则再乘以该时间段即可（QT） 。此外，还有 2 种表示径流强度的方法： 地下水径流模数（径流率） （Me） 每 1km2 含水层面积上的径流量。Me = Q 1000 / F 365 86400 （L / s km2）式中：Q 地下水径流量（m 3/a）F 含水层或含水系统的补给面积（km 2）实际工作中，以 Me 的大小来表征某个地区单位时间内以地下径流形式存在的水量多少，用以说明径流条件的好坏，与径流强度具有意义上的同一性。径流强度（V=Q/）主要说明地下水运动的快慢。径流模数（Me）主要说明有多少水量在运动。 （水量评价中多用） 地下径流系数（ ）地下水径流量与同一时间内落在含水层补给17面积上的降水量之比。 （与大气降水入渗系数相同，即：大气降水入渗补给地下水成为地下径流的水量占降水量的份额） = 0.001（ Q / XF ）式中去：Q 地下水径流量（m 3/a）X 降水量（mm）F 补给面积（km 2）
