第十章地下水的动态与均衡
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计算所选定的区域。最好是一个具有 隔水边界的完整水文地质单元。 均衡期 地下水均衡计算的所选定时间段。可以是月季年， 也可以是若干年。最好是气象水文共同的强周期。
正均衡 在均衡区均衡期内，地下水物质(水量、盐量)和 能量的收入大于支出，表现为地下水储存量（盐储量)热 能增加的现象。当支出大于收入，地下水物质 (水储存量、 盐储量)和热储量减少称作负均衡。
第2节
影响地下水动态的因素
以大气降水入渗补给抬升潜水位为例说明。一个降雨-地下 水位抬升过程可以看做一个脉冲转换为波形的过程。包气 带的滤波作用，将一次降雨脉冲转换为一个时间滞后和时 间延迟的地下水位波峰。波峰与降雨相对应，波峰出现和 延续的时间，以及波峰形态，取决于包气带岩性及地下水 埋藏深度。 包气带厚度和地下水埋藏深度不同时，地下水位对一次降 雨的响应也是不同的。下图：1为渗透性良好的岩溶，2为 渗透性和厚度适中的砂岩，3为渗透性差且埋深大的粘土。 三者的时间滞后和时间延迟分别见图，很短的尖峰、中等 的波峰和很大的缓峰。若降雨为若干次，则形成叠合波峰。 地下水动态的本源因素是随时间变动的因素：包括气象因 素、水文因素、生物因素，地质营力因素和天文因素等。 地下水动态的转换因素主要是地质结构及水文地质条件。 如地质构造、含水层类型、岩性、地下水埋藏深度等。
第2节
影响地下水动态的因素
二、气象(气候)因素
降水量的时空分布影响潜水的补给，导致潜水含水 层水量增加，水位抬升。气温、湿度、风速等与其它条 件结合，影响着潜水的蒸发排泄，使潜水水量变少，水 位降低。
气象要素具有昼夜、季节与多年变化周期性。其中 季节变化最为显著且最有意义。
我国大部属季风气候。自南而北5至7月先后进入雨 季，降水显著增多，潜水位逐渐抬高并达峰值。雨季结 束，补给逐渐减少。由于径流及蒸发，潜水水位逐渐回 落，到翌年雨季前达谷值。全年潜水位动态呈单峰单谷。
对于潜水：潜水均衡示意图
潜水均衡方程
降水入渗补给量(Xf) 地表水渗入量(Yf) 水汽凝结量(Zc) 上游断面流入量（Wu1） 越流补给量(Qt) 潜水蒸发量(Zu) 排泄量(Qd) 下游断面流出量（Wu2） △ ω ＝ μ△ h
收入项(A)
支出项(B)
均衡期的潜水储量变化
(Xf+Yf+Zc +Wu1+Qt) - (Zu+Qd+Wu2)= μ△h
1954－1955年 北京地区 潜水动态曲线
潜水位
降水
蒸发
气候还存在多年的周期。如11年太阳黑子，导致地 下水位呈同一周期变化。
设计重大的地下水供排水设施，应考虑多年的地下 水位与水量的变化。供水工程应考虑多年地下水位最低 时水量能否满足要求。排水要考虑多年最高地下水位时 的排水能力。缺乏地下水多年观测资料时，则可利用多 年的气象、水文资料，或者根据树木年轮、历史资料与 考古资料，推测地下水多年动态。
（2）径流型 分布于山区及山前。地形高差大，水位埋藏深，蒸 发排泄可以忽略，以径流排泄为主。雨季入渗补给后， 近排泄区的低地水位上升幅度小；山前高处水位上升幅 度大。因此水力梯度增大，径流排泄加强。
动态的特点：年水位变幅大而不均(由分水岭到排 泄区，年水位变幅由大到小)，水质季节变化不明显，趋 于淡化。
地震、固体潮、潮汐、外部荷载等都会引起地下水要素 变化。 地震：水位速升速降，化学成分异常（如氡），气体成 分变化。 固体潮：例如周期为12小时的日月位置变化引起的固体 潮，导致地下水位出现波动。 潮汐：海洋潮汐会增减承压含水层荷载，导致地下水位 发生相应升降。 外部荷载：例如矿坑开采、火车开动及停止等都会影响 承压含水层测压水位的升降。 注意：以上这些都只是影响地下水的变化，不影响地 下水储存量的变化。
六、地质因素
1、潜水
降水补给潜水时，包气带厚度与岩性影响地下 水位的变化。潜水埋藏深愈大，水位变化愈滞后。 岩性的渗透性愈好，水位抬升的滞后愈短。 潜水储存量的变化为△ Q=µ *△h。当△ Q相同 时， µ （饱和差）愈小，△h变幅愈大。最典型的 岩溶化岩层渗透性好但饱和差小，水位变幅在分水 岭地区可达数十米甚至更多，滞后性很差。
（3）弱径流型 气候湿润的平原与盆地 地形切割微弱，潜水埋藏深度小，但气候湿润，蒸 发排泄有限，仍以径流排泄为主，但径流微弱。 动态的特征：年水位变幅小，各处变幅接近，水质 季节变化不明显，长期向淡化方向发展。 2、承压水 均属径流型。动态变化的程度取决于构造封闭条件。 构造开启程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈， 水质的淡化趋势愈明显。
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
time
三、水文因素
地表水体补给地下 水而引起水位抬升。距 河流远，水位增幅减小， 滞后时间长。 河水对地下水动态 的影响一般为数百米至 数公里，范围以外，主 要受气候因素的影响。
1－5 井水位，井位距河渐远 6 河水位
四、其他因素
2.径流-蒸发型动态 以侧向径流补给为主，以蒸发方式排 泄，地下水化学作用以浓缩为主。 主要分布于干旱内陆盆地远山及盆地 中心部位，地下水埋藏深度浅，岩性为细 粒土。降水稀少，接受地下水侧向径流补 给，地下水位埋藏浅，蒸发排泄为主。动 态的特点是：年水位变幅小而均匀，水质 缺乏明显季节变化，水土向盐化方向演变。
支出项(B)
均衡期的存储量变化
(X+Y1+W1+Z1) - (Y2+W2+Z2)= △ω
水储量变化
△ω
地表水变化量(V) 包气带水变化量(m) 潜水变化量(μ△h) 承压水变化量(μe△hc)
△ ω ＝A – B
均衡期的存储量变化
(X+Y1+W1+Z1) - (Y2+W2+Z2)= X-（Y2-Y1）-（W2-W1）-（Z2-Z1）= V + m + μ△h + μe△hc= △ω
修建水库：拦截蓄水，抬高地下水位，易引起次生沼泽化 或盐渍化，基岩地区导致岩体工程性降低。 引用地表水灌溉：引来外来水，抬高地下水位，易引起次 生沼泽化或盐渍化。 注意：在干旱半干旱地区，地下水人工排泄可以减少蒸 发量，也可以减轻乃至消除原有的土壤盐碱化，所以经常 排泄地下水很有利；但是注意“度”，人工排泄过多，导 致地下水位大幅度降低，减少了向河流的泄流，破坏原来 的水文系统以及相关的生态环境系统的平衡。 但是地下水补给、排泄过多都会造成生态和水文灾害。
3.入渗-蒸发型动态 以接受当地降水补给为主，径流微弱，就地 蒸发排泄，地下水化学作用为溶滤-浓缩间杂发生。 主要分布于半干旱平原和盆地内部，受季风 影响，季节性干湿变化明显，在微地貌控制下， 局部水流系统发育。因此，地下水由补给区向排 泄区短程径流，地下水位变幅较小。 时间上，溶滤和浓缩作用交替出现； 空间上，溶滤作用和浓缩作用间杂发生。
2、承压含水层 承压水动态变化比潜水小的成因： 隔水顶板限制了补给区的范 围。 补给区变化的影响幅度与范围（动态变化影响因素）：（1） 与补给区的距离有关 在补给区的潜水位变化明显，距离远变化渐弱。 （2）受到岩层的渗透性、厚度、给水度等影响。 给水度影响：承压水获得补充水量和能量时，储存量的变化 以弹性给水度µ e (贮水系数S )与测压水位变幅△hc表示，即△ Q=µ e*△hc。由于弹性给水度µ e比潜水给水度小1-3个数量级，接 受同量补给或增加同应力时，承压水测压水位抬升幅度△h比潜水大 得多。 承压含水层的水位变动还受到固体潮（月亮T=12h）、地震等 地质应力引起(△ Q=0)。
由于不同研究者从不同角度进行划分，参照阿利托夫 斯基的分类，以补给和排泄组合方式为基础，结合我国气 候、地形特征，兼顾地下水水量和水质的时间变化，分为 以下四种类型：
1.入渗-径流型动态 接受降水及地表水补给，以径流方式排泄，地下水化 学作用以溶滤为主。 此类动态分布于不同气候条件下的山区及山前，接受 入渗补给，地形切割强烈，地下水位埋藏深，蒸发排泄可 忽略，以径流排泄为主。动态特点是：年水位变幅大而不 均，由补给区到排泄区，年水位变幅由大到小，水质季节 变化不明显，水土向淡化方向演变。
对于一个地区来说，多年的气候变化不大，地下水也 保持收支平衡。在较短的时期内，气候波动较大，地下水 随之表现为水量与水质随时间变化的现象，即地下水动态。
陆地上某一地区天然状态下总的水均衡收支如下图所示
水均衡方程
收入项(A) 大气降水入渗量(X) 地表水上游流入量(Y1) 地下水流入量(越流补给量)(W1) 水汽凝结量(Z1) 地表水下游流出量(Y2) 地下水流出量（W2） 蒸发量(Z1) △ω＝A – B
第3节 地下水天然动态类型
1、潜水 潜水及松散沉积物浅部的水，可分为三种主要动态 类型：蒸发型、径流型及弱径流型。
（1）蒸发型 出现于干旱半干旱地区平原或盆地。地下水径 流微弱，以蒸发排泄为主。 动态变化特点：年水位变幅小，各处变幅接近， 水质季节变化明显。发展趋势是地下水盐化，土壤 盐渍化。
地下水动态与均衡研究意义 查清地下水的补给与排泄，确定含水层 之间以及含水层与地表水体的关系，阐明其资源条件，为合理利用地 下水或有效防范其危害提供的判据。
第1 节
地下水动态与均衡的概念
地下水动态与均衡的关系： 地下水动态是地下水均衡的外在表现，地下 水均衡是地下水动态的内在原因。 地下水动态的研究包括： 影响因素、类型和成果分析。 地下水均衡的研究包括 均衡区和均衡期的确定、均衡方程式的确定、 各收支项的求取、均衡计算结果的校核和分析。 我国国土资源部门累计建立地下水监测点 23800个，监测控制面积100万KM2,主要集中在 城市及大型供水水源地周围。
前苏联卡明草原地下水位变化曲线
黄河源区多年降水周期变化
precipitation (mm)
20 15 10 5 0
period>1.0 a p>3.0 a(3.4a) p>4.0 a(4.3a) p>5.0 a(7.8a) p>8.0 a（ 11.2a） p>16.0 a（ 22.4a）
-5 1955
4.入渗-弱径流型动态 以接受当地降水补给为主，径流和蒸发均较 微弱，地下水化学作用以溶滤为主。 主要分布于湿润平原和盆地，由于气候湿润， 降水丰富，地形高差小，径流及蒸发排泄均较微 弱，地下水位变幅小，水质季节变化不大，水土 向淡化方向演变。 除此之外，还有径流-径流型，例如内陆的绿 洲。径流-蒸发型和入渗-蒸发型转化为径流-径流 型和入渗-径流型。
第十章 地下水动态与均衡
第1节
地下水动态与均衡的概念
地下水动态 含水层与环境之间进行物质、能量交换时，导致含水层诸 要素(如水位、水量、化学成分、气体成分、温度、微生物等)随时间 的变化的现象。
动态成因 地下水均衡 支状况。 含水层物质、能量收支不平衡。 某一时段、某一地段地下水水量（盐量、热量等）的收
第2 节
影响地下水动态的因素
一、地下水动态的两类影响因素
（1）地下水诸要素（水量、盐量、热量、能量等）本身 的收支变化即外界激励（输入）因素。包括气象因素、气 候因素、水文因素、生物因素、地质营力因素、天文因素 等——地下水本身的收支状况。 （2）影响激励（输入）-响应（输出）关系的转换因素 （影响地下水动态曲线具体形态的因素），主要是地质因 素。主要是地质结构及水文地质条件，包括地质构造、含 水层类型、岩性、地下水埋藏深度等——影响地下水收支 状况的转换因素。
多年干旱半干旱平原潜水均衡方程
降水入渗补给量(Xf) 地表水渗入量(Yf) 水汽凝结量(Zc=0） 上游断面流入量（Wu1=0）径流微弱 无越流补给(Qt=0) 潜水蒸发量(Zu) 排泄量(Qd=0) 下游断面流出量（Wu2=0）径流微弱 △ω＝ μ△h=0
五、人为活动
井孔开采：井孔开采导致泉流量减少或枯 竭、向河流泄流减少或停止、蒸发量减少 等。 如果新增的补给量以及减少的天然排 泄量之和等于人工排泄量，地下水达到新 的均衡，地下水位维持在原先高程更低的 位置，以更大的浮动变动，但不会持续下 降。
井孔开采 如果人工开采量过大，新增的补给量 及减少的天然排泄量之和小于人工排泄量， 地下水位持续下降。
正均衡 在均衡区均衡期内，地下水物质(水量、盐量)和 能量的收入大于支出，表现为地下水储存量（盐储量)热 能增加的现象。当支出大于收入，地下水物质 (水储存量、 盐储量)和热储量减少称作负均衡。
第2节
影响地下水动态的因素
以大气降水入渗补给抬升潜水位为例说明。一个降雨-地下 水位抬升过程可以看做一个脉冲转换为波形的过程。包气 带的滤波作用，将一次降雨脉冲转换为一个时间滞后和时 间延迟的地下水位波峰。波峰与降雨相对应，波峰出现和 延续的时间，以及波峰形态，取决于包气带岩性及地下水 埋藏深度。 包气带厚度和地下水埋藏深度不同时，地下水位对一次降 雨的响应也是不同的。下图：1为渗透性良好的岩溶，2为 渗透性和厚度适中的砂岩，3为渗透性差且埋深大的粘土。 三者的时间滞后和时间延迟分别见图，很短的尖峰、中等 的波峰和很大的缓峰。若降雨为若干次，则形成叠合波峰。 地下水动态的本源因素是随时间变动的因素：包括气象因 素、水文因素、生物因素，地质营力因素和天文因素等。 地下水动态的转换因素主要是地质结构及水文地质条件。 如地质构造、含水层类型、岩性、地下水埋藏深度等。
第2节
影响地下水动态的因素
二、气象(气候)因素
降水量的时空分布影响潜水的补给，导致潜水含水 层水量增加，水位抬升。气温、湿度、风速等与其它条 件结合，影响着潜水的蒸发排泄，使潜水水量变少，水 位降低。
气象要素具有昼夜、季节与多年变化周期性。其中 季节变化最为显著且最有意义。
我国大部属季风气候。自南而北5至7月先后进入雨 季，降水显著增多，潜水位逐渐抬高并达峰值。雨季结 束，补给逐渐减少。由于径流及蒸发，潜水水位逐渐回 落，到翌年雨季前达谷值。全年潜水位动态呈单峰单谷。
对于潜水：潜水均衡示意图
潜水均衡方程
降水入渗补给量(Xf) 地表水渗入量(Yf) 水汽凝结量(Zc) 上游断面流入量（Wu1） 越流补给量(Qt) 潜水蒸发量(Zu) 排泄量(Qd) 下游断面流出量（Wu2） △ ω ＝ μ△ h
收入项(A)
支出项(B)
均衡期的潜水储量变化
(Xf+Yf+Zc +Wu1+Qt) - (Zu+Qd+Wu2)= μ△h
1954－1955年 北京地区 潜水动态曲线
潜水位
降水
蒸发
气候还存在多年的周期。如11年太阳黑子，导致地 下水位呈同一周期变化。
设计重大的地下水供排水设施，应考虑多年的地下 水位与水量的变化。供水工程应考虑多年地下水位最低 时水量能否满足要求。排水要考虑多年最高地下水位时 的排水能力。缺乏地下水多年观测资料时，则可利用多 年的气象、水文资料，或者根据树木年轮、历史资料与 考古资料，推测地下水多年动态。
（2）径流型 分布于山区及山前。地形高差大，水位埋藏深，蒸 发排泄可以忽略，以径流排泄为主。雨季入渗补给后， 近排泄区的低地水位上升幅度小；山前高处水位上升幅 度大。因此水力梯度增大，径流排泄加强。
动态的特点：年水位变幅大而不均(由分水岭到排 泄区，年水位变幅由大到小)，水质季节变化不明显，趋 于淡化。
地震、固体潮、潮汐、外部荷载等都会引起地下水要素 变化。 地震：水位速升速降，化学成分异常（如氡），气体成 分变化。 固体潮：例如周期为12小时的日月位置变化引起的固体 潮，导致地下水位出现波动。 潮汐：海洋潮汐会增减承压含水层荷载，导致地下水位 发生相应升降。 外部荷载：例如矿坑开采、火车开动及停止等都会影响 承压含水层测压水位的升降。 注意：以上这些都只是影响地下水的变化，不影响地 下水储存量的变化。
六、地质因素
1、潜水
降水补给潜水时，包气带厚度与岩性影响地下 水位的变化。潜水埋藏深愈大，水位变化愈滞后。 岩性的渗透性愈好，水位抬升的滞后愈短。 潜水储存量的变化为△ Q=µ *△h。当△ Q相同 时， µ （饱和差）愈小，△h变幅愈大。最典型的 岩溶化岩层渗透性好但饱和差小，水位变幅在分水 岭地区可达数十米甚至更多，滞后性很差。
（3）弱径流型 气候湿润的平原与盆地 地形切割微弱，潜水埋藏深度小，但气候湿润，蒸 发排泄有限，仍以径流排泄为主，但径流微弱。 动态的特征：年水位变幅小，各处变幅接近，水质 季节变化不明显，长期向淡化方向发展。 2、承压水 均属径流型。动态变化的程度取决于构造封闭条件。 构造开启程度愈好，水交替愈强烈，动态变化愈强烈， 水质的淡化趋势愈明显。
1960
1965
1970
1975
1980
1985
1990
1995
time
三、水文因素
地表水体补给地下 水而引起水位抬升。距 河流远，水位增幅减小， 滞后时间长。 河水对地下水动态 的影响一般为数百米至 数公里，范围以外，主 要受气候因素的影响。
1－5 井水位，井位距河渐远 6 河水位
四、其他因素
2.径流-蒸发型动态 以侧向径流补给为主，以蒸发方式排 泄，地下水化学作用以浓缩为主。 主要分布于干旱内陆盆地远山及盆地 中心部位，地下水埋藏深度浅，岩性为细 粒土。降水稀少，接受地下水侧向径流补 给，地下水位埋藏浅，蒸发排泄为主。动 态的特点是：年水位变幅小而均匀，水质 缺乏明显季节变化，水土向盐化方向演变。
支出项(B)
均衡期的存储量变化
(X+Y1+W1+Z1) - (Y2+W2+Z2)= △ω
水储量变化
△ω
地表水变化量(V) 包气带水变化量(m) 潜水变化量(μ△h) 承压水变化量(μe△hc)
△ ω ＝A – B
均衡期的存储量变化
(X+Y1+W1+Z1) - (Y2+W2+Z2)= X-（Y2-Y1）-（W2-W1）-（Z2-Z1）= V + m + μ△h + μe△hc= △ω
修建水库：拦截蓄水，抬高地下水位，易引起次生沼泽化 或盐渍化，基岩地区导致岩体工程性降低。 引用地表水灌溉：引来外来水，抬高地下水位，易引起次 生沼泽化或盐渍化。 注意：在干旱半干旱地区，地下水人工排泄可以减少蒸 发量，也可以减轻乃至消除原有的土壤盐碱化，所以经常 排泄地下水很有利；但是注意“度”，人工排泄过多，导 致地下水位大幅度降低，减少了向河流的泄流，破坏原来 的水文系统以及相关的生态环境系统的平衡。 但是地下水补给、排泄过多都会造成生态和水文灾害。
3.入渗-蒸发型动态 以接受当地降水补给为主，径流微弱，就地 蒸发排泄，地下水化学作用为溶滤-浓缩间杂发生。 主要分布于半干旱平原和盆地内部，受季风 影响，季节性干湿变化明显，在微地貌控制下， 局部水流系统发育。因此，地下水由补给区向排 泄区短程径流，地下水位变幅较小。 时间上，溶滤和浓缩作用交替出现； 空间上，溶滤作用和浓缩作用间杂发生。
2、承压含水层 承压水动态变化比潜水小的成因： 隔水顶板限制了补给区的范 围。 补给区变化的影响幅度与范围（动态变化影响因素）：（1） 与补给区的距离有关 在补给区的潜水位变化明显，距离远变化渐弱。 （2）受到岩层的渗透性、厚度、给水度等影响。 给水度影响：承压水获得补充水量和能量时，储存量的变化 以弹性给水度µ e (贮水系数S )与测压水位变幅△hc表示，即△ Q=µ e*△hc。由于弹性给水度µ e比潜水给水度小1-3个数量级，接 受同量补给或增加同应力时，承压水测压水位抬升幅度△h比潜水大 得多。 承压含水层的水位变动还受到固体潮（月亮T=12h）、地震等 地质应力引起(△ Q=0)。
由于不同研究者从不同角度进行划分，参照阿利托夫 斯基的分类，以补给和排泄组合方式为基础，结合我国气 候、地形特征，兼顾地下水水量和水质的时间变化，分为 以下四种类型：
1.入渗-径流型动态 接受降水及地表水补给，以径流方式排泄，地下水化 学作用以溶滤为主。 此类动态分布于不同气候条件下的山区及山前，接受 入渗补给，地形切割强烈，地下水位埋藏深，蒸发排泄可 忽略，以径流排泄为主。动态特点是：年水位变幅大而不 均，由补给区到排泄区，年水位变幅由大到小，水质季节 变化不明显，水土向淡化方向演变。
对于一个地区来说，多年的气候变化不大，地下水也 保持收支平衡。在较短的时期内，气候波动较大，地下水 随之表现为水量与水质随时间变化的现象，即地下水动态。
陆地上某一地区天然状态下总的水均衡收支如下图所示
水均衡方程
收入项(A) 大气降水入渗量(X) 地表水上游流入量(Y1) 地下水流入量(越流补给量)(W1) 水汽凝结量(Z1) 地表水下游流出量(Y2) 地下水流出量（W2） 蒸发量(Z1) △ω＝A – B
第3节 地下水天然动态类型
1、潜水 潜水及松散沉积物浅部的水，可分为三种主要动态 类型：蒸发型、径流型及弱径流型。
（1）蒸发型 出现于干旱半干旱地区平原或盆地。地下水径 流微弱，以蒸发排泄为主。 动态变化特点：年水位变幅小，各处变幅接近， 水质季节变化明显。发展趋势是地下水盐化，土壤 盐渍化。
地下水动态与均衡研究意义 查清地下水的补给与排泄，确定含水层 之间以及含水层与地表水体的关系，阐明其资源条件，为合理利用地 下水或有效防范其危害提供的判据。
第1 节
地下水动态与均衡的概念
地下水动态与均衡的关系： 地下水动态是地下水均衡的外在表现，地下 水均衡是地下水动态的内在原因。 地下水动态的研究包括： 影响因素、类型和成果分析。 地下水均衡的研究包括 均衡区和均衡期的确定、均衡方程式的确定、 各收支项的求取、均衡计算结果的校核和分析。 我国国土资源部门累计建立地下水监测点 23800个，监测控制面积100万KM2,主要集中在 城市及大型供水水源地周围。
前苏联卡明草原地下水位变化曲线
黄河源区多年降水周期变化
precipitation (mm)
20 15 10 5 0
period>1.0 a p>3.0 a(3.4a) p>4.0 a(4.3a) p>5.0 a(7.8a) p>8.0 a（ 11.2a） p>16.0 a（ 22.4a）
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4.入渗-弱径流型动态 以接受当地降水补给为主，径流和蒸发均较 微弱，地下水化学作用以溶滤为主。 主要分布于湿润平原和盆地，由于气候湿润， 降水丰富，地形高差小，径流及蒸发排泄均较微 弱，地下水位变幅小，水质季节变化不大，水土 向淡化方向演变。 除此之外，还有径流-径流型，例如内陆的绿 洲。径流-蒸发型和入渗-蒸发型转化为径流-径流 型和入渗-径流型。
第十章 地下水动态与均衡
第1节
地下水动态与均衡的概念
地下水动态 含水层与环境之间进行物质、能量交换时，导致含水层诸 要素(如水位、水量、化学成分、气体成分、温度、微生物等)随时间 的变化的现象。
动态成因 地下水均衡 支状况。 含水层物质、能量收支不平衡。 某一时段、某一地段地下水水量（盐量、热量等）的收
第2 节
影响地下水动态的因素
一、地下水动态的两类影响因素
（1）地下水诸要素（水量、盐量、热量、能量等）本身 的收支变化即外界激励（输入）因素。包括气象因素、气 候因素、水文因素、生物因素、地质营力因素、天文因素 等——地下水本身的收支状况。 （2）影响激励（输入）-响应（输出）关系的转换因素 （影响地下水动态曲线具体形态的因素），主要是地质因 素。主要是地质结构及水文地质条件，包括地质构造、含 水层类型、岩性、地下水埋藏深度等——影响地下水收支 状况的转换因素。
多年干旱半干旱平原潜水均衡方程
降水入渗补给量(Xf) 地表水渗入量(Yf) 水汽凝结量(Zc=0） 上游断面流入量（Wu1=0）径流微弱 无越流补给(Qt=0) 潜水蒸发量(Zu) 排泄量(Qd=0) 下游断面流出量（Wu2=0）径流微弱 △ω＝ μ△h=0
五、人为活动
井孔开采：井孔开采导致泉流量减少或枯 竭、向河流泄流减少或停止、蒸发量减少 等。 如果新增的补给量以及减少的天然排 泄量之和等于人工排泄量，地下水达到新 的均衡，地下水位维持在原先高程更低的 位置，以更大的浮动变动，但不会持续下 降。
井孔开采 如果人工开采量过大，新增的补给量 及减少的天然排泄量之和小于人工排泄量， 地下水位持续下降。