火星有地下水系统

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、

①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。

*①补给——含水层（含水系统）从外界获得水量的过程。

*②径流——水由补给处向排泄处的运动过程。

*③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。

㈠大气降水入渗补给

⑴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，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：

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。

*⑵影响大气降水补给地下水的因素？（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）。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。

①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，而不超过地面入渗速率的绵绵细雨才最有利于地下水的补给。

②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。

③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。

④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α表

示：

α=qx/X(一般α=0.2——0.5之间)

qx——-年大气降水的入渗量（mm）

X—年降水量（mm）

显然：qx=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：（P69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α数值，作成图表就可以得出各种条件下

的α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µ，则：

α=qx/X=µ△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。

㈡地表水对地下水的补给

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=KωI

Q补——流量（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）

ω——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）t

若Q上

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。

㈢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=XαF1000（m3）

X——降水量（mm）（在气象部门获得）

α——降水入渗系数

F——补给面积（m2）

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。

①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。

②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

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）

③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=XαF1000求出入渗系数（α）：

α=Q基/FX1000

㈣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：（缺一不可）

①水位差；（接受补给者水位较低）

②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

①驱动越流的水力梯度大；（因为I=h/L，层间垂向L很小）

②发生越流的面积大；（远比水平流动的过水断面大）

③越流量大。（据达西定律：Q=KωI，尽管弱透水层的K值较小，但由于

ω、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。）

㈤其它补给源

①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。

②地壳深部水分上移补给地下水。

③水库、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。

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）

㈠*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

①按泉的成因可分为：侵蚀泉、接触泉

*侵蚀泉——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。

②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。

㈡*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。

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。

㈢*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。因为亚砂和粉土

颗粒较小，孔隙细小，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。

㈣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：

补给区→→排泄区：①地形的高低；（高处→低处）

②水位（水头）的高低；（高水头→低水头）

③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ω概念正是地下水渗透速度的定义，即：V=Q/ω，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/ω=KI=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，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，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=KωI（m3/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：

①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/skm2）

式中：Q——地下水径流量（m3/a）

F——含水层或含水系统的补给面积（km2）

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/ω）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）

②地下径流系数（η）——地下水径流量与同一时间内落在含水层补给

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）

η=0.001（Q/X×F）

式中去：Q——地下水径流量（m3/a）

X——降水量（mm）

F——补给面积（km2）