地下水的补给、排泄和径流条件
区域范围西起玉台—芦店—西刘碑一线，东到京广铁路线，北自嵩山背斜轴线，南至风后岭背斜轴线，面积约2500km2。区内地下水自西向东运移，裴沟矿区位于区域的中部南侧，属区域地下水径流区。
大气降水为区域地下水的主要补给来源，而河流、水库对地下水的补给仅限于某些地段，且补给量很小。
5.2.5.1区域地下水补、径、排条件
松散层在区内比较平坦，西部丘陵、岗地有陡壁、坡坎，面积约2230km2。以黄土状土及亚砂土为主，大气降水渗入系数取0.25。本区年平均降水量为625cm，计算的大气降水年补给量为3.48×108m3/a。
基岩出露区的地下水径流模数采用《河南省嵩箕山区水文地质报告》中数据，各含水岩组大气降水渗入补给量计算公式为:
煤矿水害防治与管理
式中:Q—地下水补给量，m3/a;M—径流模数，L/s·km2;F—计算区面积，km2。
补给量计算结果见表5.1。
本区地势西高东低，新密向斜大体呈近东西向展布，导致地下水由补给区向东运移。
基岩裂隙水区地下水补给量占总量的9.63%，它们一般循环深度浅，仅20～50m。构造碎裂带加深，径流途径短，在适当地方以泉的形式排泄。
碎屑岩区的裂隙水补给量占总量的2.36%，它们循环深浅不一。浅部一般径流途径短，并在适当地形处以泉的形式排泄;深部运移的地下水，径流途径较长，在构造条件适宜情况下上升成泉。1975～1986年泉的排量一般为0.14～3.308L/s，西部生产矿井出水的疏排也是集中排泄的一种方式。
表5.1区域大气降水补给各含水层组的渗入补给量表
碳酸盐岩岩溶裂隙水是本区地下水的一大补给源，补给量52.16×106m3/a。经补给后的地下水大体沿断裂和岩溶裂隙向东运移。
北翼补给面积大，东西向断裂发育，是岩溶地下水的主要径流区。初步估算，径流量约占总量的60%以上，地下水主要在芦沟，裴沟等地富集。
南翼构造复杂，径流量约占40%左右，地下水一部分受构造阻拦，以泉(金花泉群、灰徐沟泉群等)的形式排泄，其余向东运移富集。
裴沟矿区在一定深度发育纵张裂隙，具富水导水性。樊寨、浮山寨两大导水断层，沟通了矿区南北两翼水力联系，因此，尽管含水层在补给区是个“瓶颈”，但矿区深部径流量不可忽视。
近年来，随着工农业生产快速发展，人工排泄地下水已占相当大的比重，据统计，新密市境内人工排泄地下水量平均达到59.79×106m3/a，比年补给量还多0.52×106m3/a。这是区内地下水位急剧下降，各大泉干涸的主要原因。因此，保护和合理开发地下水是需要引起重视的问题。
5.2.5.2矿区地下水补、径、排条件
裴沟矿区为区域地下水的径流区，接受来自西、北部的补给。矿区内一系列近东西向正断层的构造因素，使得中奥陶统灰岩水不仅具有水平运动的良好条件，而且还增加了垂直运动的途径，其断层的存在使矿井充水的几率增大。
(1)矿区构造控水特征
区内东西向、北西向正断层发育，北东向低序次断层与它们呈入字形相交。区内对地下水运移起控制作用的主要断层是油房沟、浮山寨、苏寨及樊寨断层，皆为南升北降的正断层，断层断距大、延伸远，对区内岩溶地下水控制作用显著，其断层导水性均较好。受断层影响，断层北盘的L7－8灰岩与南盘中奥陶统灰岩对接或相距很近，相当多部位两盘中奥陶统灰岩末完全错开，这就使得中奥陶统灰岩与煤系底部含水层合并，形成强大的统一复合含水体，其中赋存丰富的高压岩溶裂隙水，成为矿井充水的主要威胁。其他如王家沟断层、苏寨支断层及韩家门断层等因与上述正断层相沟通，所以它们对煤层开采的影响也不可忽视。
另外，背斜轴部及倾伏端，具富水导水性也是本区一个特点。如补3孔揭露冯沟背斜，3809、3921和4401等钻孔揭露水车园背斜均遇到溶隙漏水，漏水量0.81～40.00m3/h。
图5.6各层灰岩见溶洞裂隙次数百分率
(2)岩溶发育特征及富水规律
a.岩溶发育特征
C3tL7－8、C3tL1－4和O2m三层石灰岩岩溶裂隙发育的数量、规模有所不同。区内遇岩溶裂隙的共14孔15层次，其中L1－4，有8层次，占53.33%(图5.6)。L1－4灰岩岩溶之所以较发育，原因是其地层厚度大，达21.76m，比L7－8厚13.38m，同时，其单层厚度也大，呈中厚层状，为岩溶裂隙发育提供了空间。
奥陶系灰岩的可溶性组分较高，但在该区见溶孔裂隙不多，与岩溶发育不均一有关，例如三岔口附近的雪莲宫溶洞，就是一规模巨大的岩溶景观，洞内有钟乳石石笋等。
构造对岩溶裂隙发育有控制作用。区内揭露的岩溶裂隙钻孔大多数处于断层或背斜的轴部地带，如4701、4901孔揭露断层漏水，补3、3809、3921孔属背斜轴部漏水。
本区岩溶裂隙发育大体有两个水平，一个水平标高在－250～－350m之间，岩溶裂隙以L1－4灰岩较多，奥陶系也有发育，揭露点在樊寨勘探区中部;另一水平在－50～+50m之间，3层灰岩中均有发育，揭露点在矿区浅部。
b.岩溶地下水的富集规律
综合构造控水，岩溶裂隙发育特征及调查资料分析，本区岩溶地下水在以下地带富集。
入字形断层汇合处，由于本区大多是正断层，入字形断层汇合处张裂隙发育，经断层带诱导的地下水易在此处富集，如金花泉附近和油房沟与浮山寨断层汇合处等。这些地段有的在浅部，也有在中深部的。
背斜轴部及倾伏端，背斜轴部及倾伏端纵张裂隙发育，利于地下水的活动。如冯沟背斜轴部富水强度就大些。东部的老坟沟泉(5号泉)及周岗东6号泉推测与水车园背斜倾伏有关，今年5月调查老坟沟泉流量9.89L/s，是目前区内唯一的自然出露点。
浅部构造发育处，一般浅部易得到新鲜地下水的补给，且受地形地貌变化大的影响，地下水交替迅速，岩溶裂隙发育，受构造影响，地下水易富集，如王村电厂、河西电厂等均处在浅部的断层带附近。
(3)岩溶裂隙地下水的矿井排泄
裴沟矿的北、西、南三面生产矿井众多，各矿因位置、开采范围、开采深度的不同，其水文地质条件也不尽相同。大、中型矿井因开采范围大，开采水平较深，因此排水量较大且稳定，一般以底板水为主。如王庄、米村等矿底板水占80%，王沟、芦沟等矿占90%～95%。而地方小矿因开采范围小、深度浅，矿井水以顶板为主，进水方式多是淋、滴等，水量一般小于50m3/h，且受季节变化的影响明显。
二1煤底板直接充水含水层为L7－8灰岩岩溶裂隙含水层。裴沟矿该层水量占矿井总水量的80%左右，单位涌水量大于0.1L/s·m。由于油房沟与浮山寨两断层的影响，底部中奥陶统灰岩高压岩溶裂隙水可通过断层破碎带及裂隙带直接补给L7－8灰岩含水层及L1－4灰岩含水层，补给充足。
矿井排水可以使L7－8灰岩水的水位下降，裴沟矿在浅部生产过程中，通过对L7－8灰岩水的疏放，已使该层水位下降30～40m以上，使得该层水对油房沟断层以北的矿井生产不构成严重的威胁。
从突水情况看，也是底板突水所占比例较大，如郑煤集团曾发生突水淹井、淹采区17次，其中老窑突水3次，底板含水层突水淹矿井淹采区13次。裴沟矿1980～2005年突水累计34次，其中底板17次，占51.5l%，顶板仅有7次。
因此矿井排泄是本区岩溶裂隙地下水主要方式之一。
韩城地区具有独立的水文地质单元,有一套补给、径流和排泄系统(代革联,2010)。水文地质单元有清楚的边界,韩城大断层作为东南边浅部水文地质边界线,为弱透水边界;爱帖沟逆断层作为西南奥灰水的阻水边界;黄河谷地作为东北奥灰水径流的排泄区边界;奥灰水深循环滞留带可以作为西北地下水的自然边界。
(一)补给条件
第四系松散岩类孔隙水由于含水层出露面积广泛,孔隙度大,故以接受大气降水补给为主。其次,在与北部山区接触带接受基岩含水层的侧向补给。只是由于基岩含水性的不均一性,造成其接受的补给量亦存在差异性。中三叠统—上石炭统砂岩裂隙地下水,在北部大面积出露区接受降水渗入补给及区外侧向径流补给,同时也接受上覆松散岩类地下水的渗漏补给。另外,在地表水流经的张性断层带,亦可造成地表水的漏失补给。奥陶系裂隙岩溶水深埋地下,水文地质条件相对复杂。大量翔实资料证明,区内裂隙岩溶水主要在渭北“前山”一带的灰岩裸露及半裸露区,直接接受大气降水补给或经过上覆松散层及断裂带间接补给。另一方面,地表水体流经灰岩裸露区后,流量锐减,成为地下水另一主要补给源。此外尚存在上覆碎屑岩裂隙地下水通过构造破碎带补给下伏岩溶水的可能(熊先钺等,2014b;熊先钺,2014a)。
(二)径流及排泄条件
松散岩类孔隙水由于受到地形地貌的控制,使其径流、排泄条件在平面上存在一定的差异性。西部塬面广大,沟谷较少,地下水沿总体地势方向由北西流向南东,径流途径较远,径流量较大,塬心水位埋深相对较浅;东部塬区河流切割严重,地下水径流方向统一性差,多数由塬心流向两侧河谷,径流条件较好,但受补给量的限制,使径流强度相对较弱。地下水在条件成熟时,以泉的形式排向地表,部分水平径流排至区外,部分下渗排入下伏含水层中。砂岩裂隙含水层间均存在隔水性能良好的厚层泥岩、粉砂岩,在垂向上相互间水力联系较差,地下水以层状径流为主。但由于受到不同规模断裂构造的控制,使其在平面上的径流条件差异性大,流向复杂。在局部地段可形成构造泉点排向地表或漏渗于下伏含水层中,同时在沟坡露头区亦形成大量泉点,但由于补给量有限而使泉水流量较小。此外,矿井生产及人工钻井取水成为另一排泄方式。裂隙岩溶地下水的径流及排泄主要受构造的控制,使其在韩城单元及邻区合(阳)耀(县)单元略有不同。韩城单元,地下水以NNE向边部褶断带为主要径流通道,而单斜内部奥灰水则是通过NEE向次一级断裂、构造洼陷与边部的主径流带相联系。同时,通过这一主径流带,奥灰水与黄河水存在缓慢交替关系。目前,人工排泄是这一单元唯一的排泄形式。在合(阳)耀(县)单元,其径流通道主要是NEE向断裂,奥灰水由北西向南东沿网状裂隙缓慢径流,排向黄河、渭河及洛河河谷,在地势低洼、构造强烈、盖层薄弱区易形成上升泉群排出地表。此外,尚有矿井排水及人工取水成为另一重要的排泄形式(周济,2014)。
地下水的补给、径流和排泄是地下水循环的三个基本环节，也是地下水水量和水质形成最重要的控制因素，也一直是水文地质学家关注的基础理论。
一、地下水的补给和排泄方式与影响因素
（一）地下水补给和排泄的方式
地下水的补给和排泄是指地下水和外界水体发生水量交换作用的正向（收入）和反向（支出）行为。例如，对于大气水，它既可以降水或凝结水形式通过包气带补给地下水；当地下水埋藏深度不大时，它又可以通过蒸发排泄到大气中。对于地表水，在一些地区（如干旱地区的冲、洪积扇的顶部，某些岩溶区）河水常常渗漏补给地下水；而在另一些地区（河流作为当地侵蚀基准面并切割含水层时）地下水又大量向河流排泄。泉水则是地下水集中排泄到地表的一种特殊形式。
对于不同的含水层之间，在水平方向上，下游分布的含水层可以得到上游含水层中的地下水径流的补给，但对上游含水层来说，则为径流排泄。在垂向剖面上不同深度的含水层之间，当各含水层的水头压力不同时，则水头压力较大的含水层中的地下水将通过其间的弱渗透岩层或某种渗流通道补给水头压力较小的含水层，而对水头压力较大的补给含水层来说一般称之为越流排泄，对获得补给的含水层来说称之为越流补给。
人为活动对于地下水既可有补给作用，也有排泄作用。例如，地下水可通过人工修建的水渠、水库、农田灌区以及专门的地下水人工回灌工程而获得补给；另一方面随着人类社会大规模的开发利用地下水，在许多地区，人为的开采已成为区域地下水排泄的主要方式。
就地球大陆上的地下水而言，大气降水的入渗补给最为普遍，对水资源量的形成最为重要；河水的渗漏，只发生在局部的地段，但是它对干旱、半干旱地区地下水资源量的形成有极大的作用；地下水的径流补给和越流补给，实际是含水层之间或含水层内部水量交换一种方式。因为这两种补给并没增加某一地下水流系统总的补给量。但在开采条件下，这两种补给量可能对取水工程的产水量有很大的意义。关于凝结水的补给，只发生在昼夜温差较大的沙漠、高山地区。
地下水的排泄方式，则视含水层的类型和埋藏条件而异。从全球大陆整个地下水圈来看，潜水的蒸发、地下水向河流的宣泄（包括泉排泄）以及数量越来越大的人工开采，无疑是三种最主要的排泄方式。潜水的蒸发主要发生在地下水埋深不大的平原区；河流排泄主要发生在丘陵山区；而人工开采量最大的则是平原区的孔隙地下水和岩溶水。
（二）地下水补给和排泄的影响因素
通过水文地质学家们多年的观察研究，对于控制地下水主要补给和排泄作用的自然及人为因素，已有深刻的认识。
影响大气降水入渗补给地下水的因素比较复杂，其中年降水总量、包气带特征和地形条件影响最大，降水的时空特征、地下水埋深、地面植被状况也有一定影响。而潜水的蒸发消耗则主要与潜水位的埋藏深度和包气带土层渗透性有关。
地表水对地下水的补给作用主要发生在地表水水位高出地下水位的地段，其补给量的大小则与渗漏补给段岩石的渗透性有关，干旱和半干旱地区的山前扇形地的上部和地下水深埋的岩溶山区，是河水补给地下水最有利的地段。在我国西北地区，许多山间盆地和山前平原区，地下水资源的70%～85%几乎都来源于山区河水的渗漏补给。
地下水径流的补给（又称侧向补给量）和排泄作用，主要决定于含水层的渗透性、过水断面面积以及地下水的水力坡度。径流、补给和排泄，一般在径流条件较好的岩溶水区和山前平原区的中—上部位，对地下水资源的形成有较大的意义。
地下水越流补给和排泄作用，主要决定于相邻含水层之间相对隔水层渗透性、厚度以及补、排含水层之间的水头差。在天然条件下，两者之间的水头差一般很小，因此，补、排水量有限，但当其从其中一个含水层大量取水后，由于水头差的加大，则大大增加非开采含水层对开采含水层的越流补给量。当开采平原区深部承压含水层时，上部潜水含水层的越流补给常常要占很大比重。
二、地下水补、排量的研究方法
地下水的补给和排泄量都可用来表征地下水资源的多少。因此水文地质学家们一直都很重视地下水补给量和排泄量的确定方法。研究方法可以归结为两类，即直接的实测法和模型计算法。
直接测定法：应该说这是最为可靠的方法，但是许多地下水补给项和排泄项的水量形成过程十分复杂，影响因素很多，因此很难设计出科学的测验方法，也很难判断测量结果的可靠性和代表性。到目前为止，真正能够直接测量到的补给和排泄量，只有地下水的泉水排泄量和某些河流段地下水对河的排泄量和河流对地下水的补给量。
对地下水补给最重要的降水入渗量和排泄中最重要的潜水蒸发量，水文地质学家力图设计出直接测定它们的仪器装置。图3-7所示的地中渗透仪，便是目前各国普遍使用的一种测量降水入渗补给强度和潜水蒸发强度的装置。整个装置是根据连通管原理设计的，连通管的室外一端装置有数个代表当地包气带岩性的土柱，通过室内的水位调节管可控制土柱内的潜水位；量筒中收集到的水量即为降水对地下水的入渗补给量；给水瓶中消耗的水量即为潜水的蒸发排泄量，尽管这个装置的原理是正确的，但它还是难于反映出客观上复杂多变的包气带土层结构、潜水位的不同埋深与降水入渗与潜水蒸发的种种复杂因素，因而还是不尽如意。根据这个原理设计出的类似装置，也可测量灌溉水的入渗补给量和沙漠地区的凝结水补给量。
图3-7 地中渗透计示意图
模型计算法：把补给或排泄的渗流（饱和或非饱和的）概化成一定的渗流运动模式，再采用相应的数学模型计算出补给量或排泄量。例如，对于含水层之间的越流补给（或排泄量）、地下水径流补给（或排泄量），一般都可采用达西公式进行计算。
目前水文地质界研究最多的是降水入渗补给量的计算模型。在20世纪60年代之前是根据用各种方法确定的大气降水入渗系数去计算降水的入渗补给量。所谓降水入渗系数是指：大气降水入渗补给量与大气降水量（一般以水柱高度为单位）之比值。因此，某一地区的大气降水入渗补给地下水量（Q渗），可用下式计算：
现代水文地质学
式中：F——计算区面积（m2）；
x——年降水量（m）；
a——降水入渗系数（无因次）。
上式中的降水入渗系数，可根据计算区内代表性地段，可近似表征降水入渗补给量且易取值的地下水的补给或消耗项以及补给区面积来计算。例如，对于某些降水是惟一补给来源，泉流量是惟一排泄方式的岩溶泉域，其降水入渗系数（a）则近似等于岩溶大泉流量与泉城（泉水的地下汇水范围）内的大气降水量之比。
自20世纪60年代之后，随着水文地质学家对包气带含水量的分布规律研究工作的深入和土壤水分观测技术的进步，相继提出了一些以包气带土层含水率分布为基础的降水入渗补给量的计算模型。现主要介绍目前已广泛使用的零通量面法。
图3-8 包气带土层含水率剖面
图3-8是采用中子水分仪或负压计所测得的Δt时段内包气带不同深度含水率变化剖面：t1为补给期内某一时刻含水率曲线；t2为非补给期内某一时刻的含水率曲线。Z0为水分零通量面（记作DZEP）位置深度，零通量面是指水分通量为零的面，它是水分蒸发影响的下限深度。该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面以下水分缓慢下移，最终补给潜水，故零通量面可作为测算降水入渗补给量和潜水蒸发量的一个分界面。
按质量守恒原理，当剖面上无其他水量源汇项存在时，潜水所获得的降水入渗补给量，将等于DZEP面以下全年各时段内包气带剖面水分储存量的减少量。设包气带剖面有i个含水率观测点，ΔZi为每个观测点所代表土柱高度（i=1，2，…，m），年内的观测时段数j为1，2…k，故全年的降水入渗补给量可用下式计算：
现代水文地质学
式中：Q（Z，tj）和Q（Z，tj+1）为某一深度土柱相邻时段的含水率。
按同样的原理，用DZEP面以上不同时段的包气带含水率变化曲线也可推出与上式形式类似的陆面蒸发及蒸腾量的计算公式。
三、地下水的径流特征
地下水和地表水一样，除了某些构造上的封闭盆地和古老的封存水外，总是处在不断流动的状态。这种不断流动的地下水体即称为地下水径流（简称地下径流）。
地下径流是连接地下水补给与排泄的中间环节，或者说地下径流是地下水补给量转化为排泄量的中间过程。因此地下径流量的大小可表征地下水补给量的丰、贫程度，或者可说表征出地下水资源的更新能力；同时地下径流在流经途径中与岩石组分的化学作用和与外围环境的物质或能量交换作用也决定了地下水的水质特征。因此，研究地下水的径流特征是研究地下水资源质与量形成的一个重要的基础理论。
（一）地下水的径流要素
地下径流要素包括：径流方向、径流强度及径流量。
地下水的总体流向总是从补给区指向排泄区，但在基岩裂隙山区，地下径流的流向在很大程度上受到阻水地质界面和强透水通道分布方向的制约，可以在小范围内出现较大的变化。
地下水的径流强度：径流强度包括了两方面的科学含意，一是指地下水流动速度的大小，二是指通过某一径流断面的流量大小。但地下水的实际流速和径流量都是不易实际测定的数据，故在水文地质学中，经常用另一个指标——地下径流模数（Mg）表征地下径流的强度。地下水径流模数是指单位时间从每一平方公里含水层分布面积上流出的地下水量。其计算公式为：
现代水文地质学
式中：F——含水层分布面积（km2）；
Q——含水层的地下径流量（m3/d），可根据达西公式计算或实际测定。
地下径流条件的好和差，决定于一系列的地质及自然地理因素，其中最重要的影响因素是含水层的渗透性和地下水的水力坡度。一般说岩层的渗透性愈好，水力坡度越大则径流条件就越好；如果地下水的水力坡度很小（如平原区，盆地中心），即使含水层的透水性再好，径流条件也不会好。同样，如果水力坡度再大，岩石的渗透性很差，也不可能有好的径流条件。
（二）地下径流的表述方法
在20世纪40年代以前，水文地质学家们一般都把地下水径流看作平面的二维运动，因此，采用了平面上的等水位线图（或称地下水位等高线图）来反应地下水的径流特征，垂直等水位线的方向即为地下水的径流方向；等水位线的间距可反映出地下水的水力坡度。
从20世纪40年代起，随着研究工作的深入，水文地质学家们发现，在大多数情况下，地下水的垂向运动是不能忽略的，否则很多有关地下水的理论与实际问题都无法解决。1940年赫伯特（M.K.Hubbertt）首先在其论文中发表了反映地下水水平和垂向运动特征的河间地块地下水的剖面流网（图3-9）。
剖面流网的引入，把传统水文地质学理论带入了新的科学境界，以赫伯特的河间地块地下水流网图为例，深入分析后可以得到以下认识：①由河间地块分水岭到两侧的河谷，地下径流方向经历了由上到下→接近水平→再从下到上的复杂变换过程；②在地下水补给区的分水岭上，随着深度的增加，地下水水头压力逐渐减小，而在地下水排泄区的河谷地带，则随着深度增加，水头值增大；③由分水岭到河谷，流线越来越密集，地下径流加强，径流量增大；④由地表向深部地下径流逐渐减弱；⑤即使整个河间地块为均质含水层，但含水层的不同地段和不同深度上，地下水水头值也是变化的。在河谷地段的深井，无须有隔水层的存在，也可以开凿出自流或承压水井。因此，对传统潜水和承压水的概念应重新进行定义。
图3-9 河间地块流网图
（三）地下水系统
地下水系统是20世纪60年代开始，托特（J.Toth）、弗里泽（R.A.Freeze）、威瑟斯庞（P.A.Witherspoon）以及英格伦（G.B.Engelen）等人用系统理论方法研究地下水区域径流特征后，得出来的一项重要成果，也是水文地质学家为解决人类大规模开采地下水资源时所产生的区域资源平衡和环境负效应问题而不得不去研究的问题。同时也为揭示地下水的区域化学特征和水温变化特征提供了依据。
1963年托特在严格的假定条件下，利用解析解绘制出均质各向同性潜水盆地中理论的地下水流系统图（图3-10），他在分析区域地下水径流特征后得出结论：即使是在均质各向同性的潜水盆地中，在不同水势分布条件下，也可存在三个不同级次（不同深度、不同范围）的地下水流系统，即局部的、中间的和区域的水流系统。随后，弗里泽和威琴斯庞利用数值解得出了层状非均质介质中的地下水流系统图。与此同时，荷兰的英格伦教授，进一步分析了形成地下水流动系统的物理机制，建立了一套着重解决水文地质问题的地下水流系统概念与方法。我国的著名水文地质学家陈梦熊及时将地下水系统理论引入中国，并在某些方面发展了这一理论，应用这一理论解决了中国许多地区的区域地下水资源评价与开发问题（陈梦熊，1998）。
关于“地下水系统”至今尚未形成一个完整的、为绝大多数水文地质学家所赞同的科学定义。
国际上知名的水文地质学家荷兰阿姆斯特丹自由大学的英格伦教授认为“地下水系统”可以看作在时间和空间上具有四维性质、能量不断新陈代谢的有机整体。陈梦熊院士认为：“地下水系统是一个错综复杂，受各种天然因素、人为因素所控制，具有不同等级的互有联系又互相影响，在时空分布上具有四维性质和各自特征，不断运动演化的若干独立单元的统一体”。在这里，本书作者认为把以上定义末尾的“若干独立单元的统一体”一词，改为“若干独立又具统一性的水动力单元”，也许更为合适。
图3-10 均质各向同性潜水盆地中的理论流动系统
关于地下水系统的结构与分级，作为大范围的区域性地下水系统，一般多与地表水的某一级流域或盆地相对应。每一独立地下水系统下，又可根据区域地下水的补排条件、次级水系、含水层结构、水动力或水化学特征，进一步划分为若干亚系统，以及再下一级的子系统。
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