地下水补给量和排泄量的确定
水文地质学基础--8.补给与排泄
侵蚀泉：
地形切割到潜水面
接触泉：
地形切割至隔水底板
溢流泉：
水流在前方受阻，水 位抬升，而溢流成泉
下降泉——
由潜水或上层滞水 补给
上升泉（承压含水层补给）
侵蚀泉
地形切割到隔水顶板
断层泉
通过导水断层出露成泉
接触带泉
通过接触带出露
思考题：试分析下列各泉的名称?
活塞式入渗(均质砂土)
是指入渗水的湿锋面整体向下推进，就象活塞的运移一样；
➢ 补充包气带水
分亏缺;
t1
➢ 年龄新的水推 动年龄老的水
下移，“老”
水在前，“新”
t2
水在后。
捷径式入渗 (粘性土介质)
是指入渗水由于存在水分运移的大空隙通道（根孔、虫孔、 裂缝等），入渗水流沿着该通道下渗，优先达到地下水面的 过程。
入渗
地表径流Rs 地表水
包气带Δ S
补给R
含水层
R=P-ET-Rs-ΔS
大气降水入渗补给量的确定
包气带
地中渗透仪 零通量面法
达西法 人工示踪剂 历史示踪剂 环境示踪剂 热示踪剂
水均衡法 物理方法
示踪方法 模拟模型
饱和带
水位动态法 达西法
地下水测年 环境示踪剂
10
大气降水入渗补给量的确定
平原区一般采用入渗系数法（α）;
径流排泄与蒸发排泄的区别 径流排泄—水分（盐分）呈液态排出,盐随水去； 蒸发排泄—水分呈气态排出，盐分积累下来，水去盐留，
水质变化。
泉（Spring）
泉是地下水的天然露头，多为“点”状，属径流排泄； 泉的出露是地形、地质与水文地质条件有机结合的结果。
地下水的补给与排泄
第七章地下水的补给与排泄第一节地下水的补给含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给。
补给研究包括补给来源、补给条件与补给量。
地下水补给来源有天然与人工补给。
天然补给包括大气降水、地表水、凝结水和来自其他含水层或含水系统的水；与人类活动有关的地下水补给有灌溉回归水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给（利用钻孔）。
一、大气降水对地下水的补给（1）大气降水入渗机制松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（见图7－1）：活塞式下渗是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移如图7－1（a）。
图7—1活塞式与捷径式下渗（a）活塞式下渗；（b）捷径式与活塞式下渗的结合图7—2 降水入渗过程中包气带水分分布曲线—残留含水量；—饱和含水量活塞式下渗过程：a）雨季之前（）时，包气带水分分布曲线如图7—2（a）所示，近地表面水分出现亏缺。
b）雨季初期~时，入渗的降水首先补充包气带水分分布曲线的亏缺部分，如图7—2（a）和所示。
c）随着降雨的继续，多余的入渗水分开始下渗，近地表面出现高含水量带，水分分布特征如图7—2（b）时的状况；如果连续降雨高含水量带将向下推进，如果此时停止降雨，高含水量带的水分向下缓慢消散（如图7—2（b）所示）。
d）停止降雨后，理想情况下，包气带水分向下运移最终趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，含水层获得补给，地下水水位抬升，此时均质土包气带水分分布如图7－2（c）所示。
活塞式下渗是在理想的均质土中室内试验得出的。
实际上，从微观的角度看，并不存在均质土。
尤其是粘性土，捷径式入渗往往十分普遍。
捷径式入渗：当降雨强度较大，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。
如图7－1（b）所示。
捷径式下渗与活塞式下渗比较，主要有两点不同：（a）活塞式下渗是年龄较新的水推动其下的年龄较老的水，始终是老水先到达含水层；捷径式下渗时新水可以超前于老水先到达含水层；（b）对于捷径式下渗，入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗补给含水层。
8第八章 地下水的补给与排泄
第八章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge8．1概述补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
地下水通过补给与排泄，获得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力。
地下水通过补给和排泄，保持不断流动循环支撑有关水文系统和生态环境系统正常运行。
8．2 地下水的补给补给––––饱水带获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水的过程。
包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。
一次降水过程，除去植被截留以及包气带截留外，大气降水量最终转化为3部分：地表径流量、蒸散量及地下水补给量(图8.1)。
一次降水过程中，包气带水分变化及其对地下水补给的影响(图8.2)。
入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P48,公式6.11；P72，图8.3），累积入渗量。
2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration ），或优势流（preferential flow ）。
降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。
降水转化为3种类型的水：① 地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；② 土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③ 地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。
因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。
入渗补给地下水的水量：q x =p -D -∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；p ––––年降水总量；D ––––地表径流量；∆S –––包气带水分滞留量。
单位：mm 水柱。
大气降水补给地下水的影响因素：降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
水文地质学 第七章__地下水的补给与排泄
第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
径流7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。
2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。
降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。
降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。
渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。
因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。
入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量； D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。
单位：mm 水柱。
降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
Xq x=α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。
定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。
水文地质学-第6章地下水的补给、排泄和径流
二、地表水对地下水的补给
1.具备条件 1.具备条件
地表水位高于地下水位。 地表水位高于地下水位。
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
10
河流上游 和中游
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
11
长江瞿塘峡
chd-qw
第六章 地下水的补给径流与排泄
地下水的补给 排泄和径流
地下水的补给、径流、 地下水的补给、径流、排泄这三个环节 就是地下水的循环――即自然界循环中的水 ， 即自然界循环中的水， 就是地下水的循环 即自然界循环中的水 处于地下隐伏阶段的循环。 处于地下隐伏阶段的循环。 基本概念 地下水的补给――含水层从外界获得水量的过 地下水的补给 程。 地下水的排泄――含水层失去水量的过程。 地下水的排泄 地下水的径流――获得水量到失去水量所经历 地下水的径流 的过程。
3.越流补给
越流补给是通过弱含水层的补给（ 越流补给是通过弱含水层的补给（leakage recharge） ） 要弄清谁补给谁： 在水的密度相同时， 要弄清谁补给谁 ： 在水的密度相同时 ， 高水位补 给低水位， 不一定是高的含水层补给低的含水层。 给低水位 ， 不一定是高的含水层补给低的含水层 。
chd-qw 第六章 地下水的补给径流与排泄 4
①入渗过程
a.渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥，下 渗润阶段：降水初期，如果土壤干燥， 渗润阶段 渗水主要受静电引力作用， 渗水主要受静电引力作用 ， 受土粒吸附 形成结合水， 结合水的饱和， 形成结合水 ， 结合水的饱和 ， 即本阶层 的结束； 的结束； b.渗漏阶段 ： 随着土壤含水量增大 ， 分子 渗漏阶段： 渗漏阶段 随着土壤含水量增大， 作用力（ 静电引力） 作用力 （ 静电引力 ） 由毛管力和重力作 用取代， 逐渐充填岩土孔隙及下渗， 用取代 ， 逐渐充填岩土孔隙及下渗 ， 直 到重力起主导作用。 到重力起主导作用。 c.渗透阶段：孔隙水分近乎饱和，水主要受 渗透阶段： 渗透阶段 孔隙水分近乎饱和， 重力作用稳定向下流动。 重力作用稳定向下流动。
地下水水量评价的依据和原则
地下水水量评价的依据和原则一、各种用水的需水量二、地下水资源分类（一）地下水资源的组成成分1、地下水均均的三项因素在天然状态或开采状态下，地下水的补给、储存及排泄在一定时期和一定地域内，这三种量之间的关系都必须适应于地下水的均衡要求。
为了充分说明以地下水均衡为基础的地下水次源分类，将地下水循环过程中的补给量、排泄量及储存量三种其本均衡因素的内容光焕发及关系阐述如下。
1）补给量：系指进入单元含水层即任一均衡地段中的地下水量。
它以单位时间流经过水断面（水平的或垂直的）的水体积来表示根据补给量形成的阶段，可分为天然补给量和开采补给量两种。
1）天然补给量：指在天然状态下进入单元含水层中的水量，其中包括侧向流入量和垂向渗入量。
前者指地表水或地下水在天然水位差的作用下，经上游边界流入单元含水层中的水量。
后者指大气降水，凝结水及地表水通过表层渗入，以及相邻含水层水在天然状态及水头差的作用下通过弱隔水层的越流及通过隔水层中的通道绕流等的补给量。
2）开采补充量（简称补充量）：系指在开采条件下除了抽了部分天然补给量之外，尚有能夺取过来的额外补给量及人工补给量。
开采时能否夺取这部分补充量，决定于开采地段的水文地质条件及开采强度等因素。
常见的开采补充量由下列来源组成：来自地表水的补充量：当引水工程靠近地表水体时，由于强烈抽水，迫使地下水位大幅度下降，这样就可改变或加强地表水的入渗条件，成为地下水开采的重要补充来源。
来自相邻含水层的补充量：当开采层与相邻含水层存在水力联系时，通过弱隔水层所获得的越流量及通过隔水层的通道（导水断层、隔水层的天窗等）所获得的补充量。
来自灌溉回渗水的补充量：在开采地段内，常分布有灌溉渠系或淹灌土地，由于开采造成灌溉水的入渗。
来自开采地段以外的补充量：开采过程中由于受水范围逐渐扩大以及地下分水岭的包移而增获的渗下量。
除此之外，也可以采取人工方法增加补充量。
2、排泄量：系指从单元含水层流出的地下水量，也以单位时间内排出的水体积表示。
地下水的补给、排泄与径流
– 强径流带的意义
• 三、径流强度、居留时间和水质的关系
地下水的补给、排泄与径流
四、地下水径流量计算
1. 地下水径流模数（Mc）
• 每平方公里含水层面积上地下水的流量。升/秒·平方公里。
Mc
（一株大的植物，犹如一台生物抽水机）
成年树木的耗水 能力
饥饿草原护田对潜水位的影响
地下水的补给、排泄与径流
第三节 地下水的径流
地下水的补给、排泄与径流
一、径流方向、强度的影响因素
• 径流的定义：地下水由补给区向排泄区流动的过程称作径 流。 最简单的情况下，含水层自一个集中补给区流向集 中排泄区，具有单一径流方向。
•2、标准退水曲线法 –具体步骤： •确定标准退水线：图5-30 •确定洪峰段 •确定起涨点A和退水点B •将标准退水线绘于过程线上（图5-29）求出基流
–适用：河流与潜水无直接水力联系、地下水径流不受河水涨落影响。 –优点：一定程度反映了地下水泄流规律
•3、库捷林分割法（图5-31） –适用：河水与潜水有直接水力联系 –原理：枯水期，河流由地下水泄流组成，洪水期，地下水泄 流为零。
地下水的补给、排泄与径流
对于潜水来说， 山区地下水的 循环属于渗 入—径流型
干旱半干旱地区地形低平的细土堆积平原，径流很弱。 属于渗入—蒸发型
地下水的补给、排泄与径流
•径流强度
• 可用单位时间通过单位断面的流量表示，即以渗透流速 衡量。
• 根据达西定律V=KI 故径流强度与 含水层的透水性成正比 补绐区及排泄区之间的水位差成正比 与补给区到排泄区的距离成反比 与含水系统的构造有关 • 构造开启程度，图5-36 • 断层的导水性，图5-37
地下水量计算
地下水量计算原理二 水均衡法的计算原理对于一个均衡区，在任意时段t ∆内的补给量和消耗的水量之差，恒等于这个含水层中水体积的变化量。
th F Q Q ∆∆±=-μ消补 补Q 的项目有：降雨入渗雨渗Q ，河流入渗河渗Q ，地下水侧向河流流入Q ，越流补给越入Q ，灌溉入渗灌入Q 等。
消Q 的项目有：开采量开Q ，蒸发量蒸发Q ，地下水侧向流出流出Q ，越流流出越出Q ，泉水，溢流量等。
河流排泄量排泄Q开采量：是目前实际正在开采的水量或预计开采的水量。
开采量应小于允许开采量。
th FQ Q ∆∆+=μ补允许 这是要消耗一部分储存量，消耗储存量是有要求的，如30年内年下降不得超过10m 。
5.0=∆∆th F Q Q μ21+=补允许 保守的允许开采量： 补允许Q Q =三 均衡区，均衡期和均衡要素的确定划分均衡区：研究区域确定均衡期：一般取一个水文年；确定均衡要素：补Q 的项目有： 雨渗Q ， 侧入Q消Q 的项目有： 开Q ， 蒸发Q ， 河渗Q ， 侧出Q四 确定各项目均衡区要素值1 降雨入渗补给量⎪⎩⎪⎨⎧---⋅⋅=均衡区面积有效入渗系数降雨量雨渗F x F x Q λλ降雨量：由气象部门获得，本次取年平均降雨量600㎜；有效降雨入渗系数（指渗入到地下水面的水量除以降雨量）：与包气带岩性，厚度，含水量，降雨强度和降雨量密切相关；确定的方法：地中渗透仪法、分析潜水位动态法、人工降雨试验。
（本次直接给数据进行计算）由于地表岩性和包气带厚度不同，不同区有效入渗系数不同。
因此，对均衡区计算，本次评价分三区，分别为：河北区：这一区包气带岩性以红色粘土卵砾石为主，渗透性差，1.0=λ； 河谷区：这一区包气带岩性以卵砾石、砂砾石为主，且裸露于地表，渗入条件好，5.0=λ；河南区：这一区包气带岩性多以砂砾石为主，但表层有耕植土，入渗条件中等，20.025.0或=λ。
（1） 面积，从图上量测2 河流排泄量21Q Q Q -=河渗1Q —下游出均衡区断面流量；2Q —上游如均衡区断面流量；由于季节影响，河流流量是变化的，河渗Q 也是变化的。
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地下水补给量和排泄量的确定李恒太河北工程大学水电学院河北邯郸056021摘要：在地下水资源评价过程中，不管采用什么方法，其补给量和排泄量的确定是必需要完成的工作，本文就地下水的补给量和排泄量的确定进行了详尽地阐述。
关键词：地下水；补给量；排泄量；基流；越流地下水是人们赖以生存和使用的主要资源之一，但是存在于地下的水究竟有多少？又有多少能供我们利用？人们为了探究此问题，水行政管理部门专门组织专业技术人员进行定量评价与计算，在评价计算过程中，不管采用什么方法，不管其方法多先进，都得确定地下水补给量和排泄量，可见地下水补给量和排泄量的确定在地下水评价中的重要意义，因此，下面将详述地下水补给量和排泄量的确定。
1 地下水补给量地下水的补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层（或含水系统）的水、侧给补给、人工补给、融雪水和融冻水等。
1.1大气降水入渗补给地下水降水入渗补给量是指降水（包括坡面漫流和填洼水）渗入到土壤中并在重力作用下渗透补给地下水的水量。
降水入渗补给量一般采用下列方法确定。
1.1.1 地中渗透仪法地中渗透仪是测量降水入渗量、潜水蒸发量和凝结水量的一种地下装置，该装置通过导水管与给水设备相连接的承受补给和蒸发的各种土柱圆筒和测量水量的马利奥特瓶组成，也称为地中蒸渗仪、地中渗透计。
该仪器在各地的地下水均衡试验场中被广泛应用。
由于该法测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给条件。
其中，潜水面的埋深对潜水补给量有很大影响，同样，对潜水蒸发量也有一定影响。
潜水面在雨季因降水入渗补给而升高，旱季因蒸发排泄而降低，处于连续不断的变动中，而地中渗透仪的每一圆筒中的潜水面都是固定的，因而其实测结果的可靠性还有待进一步证实，且此法只适用于松散岩层，使其应用受到限制。
其结构装置如图1.1所示，工作原理如下：首先调整水位管14，使其内水面与渗透仪中的设计地下水面（6，相当于潜水埋深）保持在同一高度上。
当渗透仪中的地柱接受降水入渗或凝结水的补给时，其补给量将会通过导水管2流入接渗瓶15内，可直接读出补给水量；当土柱内的水面产生蒸发时，便可由水位调整管14供给水量，再从马利奥特瓶13读出供水水量（即潜水蒸发消耗量）。
1.1.2 有限差分法该方法是利用同一剖面上三个观测孔水位资料，按有限差分方程式计算降水入渗量Q 雨渗。
B图1.2 同一剖面上观测孔的水位变化图如图1.2所示，其有限差分方程为：()()()()⎥⎦⎤⎢⎣⎡-+--++∆-∆=----21111121222l H H h h l H H h h l l t K H Q C B C B B A B A B μ雨渗 （1） 式中：Q 雨渗为降雨入渗量；K 为渗透系数；μ为给水度；Δt 为两次时间间隔；其它意义如图中所示。
1.1.3 泰森多边形法在典型地段布置观测孔组，并有一个水文年以上的水位观测资料时，可用差分方法计算均衡期的降水入渗补给量或潜水蒸发量，只要观测资料可靠，计算结果便有代表性。
如图1.3所示，其计算过程如下：∑=----∆∆=n i O i O i O i O r H H Tb t h F Q 1μ渗 （2） 式中：Q 渗为泰森多边形内的入渗量或蒸发量，m 3/d ；F 为泰森多边形面积，m 2；μ为给水度（无量纲）；Δt 为中央孔在时段的水位变幅，m ；T 为导水系数，m 2/d ；H i 、H o 为i 号孔和中央孔O 的水位，m ；b i-o 、r i-o 为中央孔和周围各孔之间过水断面的宽度和距离，m 。
图1.3 泰森多边形示意图1.1.4 利用降水前后地下水观测资料估算这种方法适用于地下水位埋藏深度较大的平原区。
根据降水前后的地下水水位观测资料，Q 雨渗可近似求得：Q 雨渗=μ（H max -H ±ΔHt ） （3） 式中：Q 雨渗为降水入渗补给量，m ；μ为地下水位变动带内的给水度（无量纲）；H max 为降水后观测孔中的最大水柱高度，m ；H 为降水前观测孔中的水柱高度，m ；ΔH 为临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d ；t 为观测孔水柱高度从H 变到Hmax 的时间，d 。
1.1.5 水量平衡法因大气降水主要补给潜水，根据质量守恒定律，建立研究区的潜水水量平衡方程，可确定降水入渗补给量。
潜水均衡方程为：A-B=μΔH （4） μΔH=（Q 雨渗+Q 河渗+Q 凝结+Q 侧入+Q 越入）-（Q 蒸发+Q 溢出+Q 侧出） （5）式中：A 为潜水的收入项；B 为潜水的支出项；μ为给水度；ΔH 为潜水位变幅；Q 雨渗为降水入渗补给量；Q 河渗为地表水入渗补给量；Q 凝结为凝结水补给量；Q 侧入为上游断面潜水流入量；Q 越入为下覆承压含水层越流补给潜水水量，若潜水向承压水越流排汇，则其前符号相反；Q 蒸发为潜水蒸发量（包括土面蒸发及叶面蒸腾）；Q 溢出为潜水以泉或泄流形式的排泄量；Q 侧出为下游断面潜水流出量。
451.1.6 降水入渗系数法降水入渗系数α是一个地区单位面积上降水入渗补给地下水的量与总降水量的比值则一个无量纲系数。
它不是一个常数，其值在0-1之间，并随空间和时间的变化而变化。
其地下水量可以用下式计算。
F P P r ⋅⋅⋅=-α110 （6） 式中，Pr 为降水入渗补给量（万m 3）；P 为有效降水量（mm ）；α为降水入渗补给系数（无因次）；F 为均衡计算区计算面积（km 2）。
有效降水量是指一次降水能实际形成地下水补给量的降水量。
根据多年降水系列资料，用皮尔逊III 型曲线进行频率分析，得出不同保证率（如P=50%, P=75%和P=95%）条件下的降水量，然后分别计算出不同保证率条件下的入渗补给量。
该方法的优点是应用方便，只要有径流和降水两项资料即能求得，但方法本身也存在着缺点和不足，例如在均衡方程中没有考虑包气带的作用，且当存在其他补排条件时但不能应用，因此只能是近似解。
1.1.7 水文学法在缺乏地下水长期观测资料，但有河流流量资料的地区，可用水文学方法推求流域平均的降水入渗补给量，主要有水文分割法。
降雨按照水流进入河道的路径可分为地表径流(直接径流)、壤中流(快速表层流)和基流(地下径流)三种。
洪水分析中经常需要将流量过程线分割成不同的径流成分，因而需要进行基流分割。
通过分割河流流量过程线把地表径流和地下径流区分开来的方法称为水文分割法。
目前对于基流分割存在许多方法。
总的来说，就我国而言，径流的划分主要有两步：先是从总径流过程中割去所谓的深层地下径流，采用的方法一般是取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯流量用水平线分割：然后再将剩下的径流划分为地面径流(又叫直接径流)和浅层地下径流，采用的方法一般是斜线分割法。
而国外的径流水源划分一般是将总径流直接划分为地面径流和基流两个部分，基流的分割方法有单线性水库法，双线性水库法、滑动最小值法、数字滤波法等。
1.1.7.1直线分割法直线分割法分为水平线分割法和斜线分割法。
要将流量过程线分割成部分流量过程线，首先需要判断地表径流开始点，即流量过程线与前期稳定基流消退曲线的分叉点，即图中a点。
接下来的关键就是要确定地表径流的终止点。
（1）水平线分割法从实测流量过程线的起涨点a作一水平线交过程线的退水段于e点，即把e点作为地表径流的终止点。
水平线ae就是该次洪水的地表地下径流分割线，ac线以下的就是基流。
（2）斜线分割法将同一流域上的多条流量退水曲线组合在一起，画在同一坐标纸上，使其下部重叠，这样得到的组合线的下包线即为标准退水曲线。
将标准退水曲线移绘到透明纸上，再将其覆盖到要分割的流量过程线的退水段上(注意比例尺要一致)，使横轴重合，然后左右平移使两者退水段尾部吻合，则两线开始重叠的时刻，就可以作为地面径流的终止点。
从实测流量过程线的起涨点a到地面径流终止点e连一斜线ae，ae线以下的即为基流。
另外．也可以用半对数退水曲线来确定地表径流终止点。
1.1.7.2参数分割法以地下径流形成的基本规律为基础，建立水库的蓄泄方程和水量平衡方程。
联立求解，推导出地下径流分割的计算公式，再进行参数的优选。
1.1.7.3滑动最小值法滑动最小值法由英国水文研究所提出，它将整个流量序列划分成以5天为一个单元的互不嵌套的块。
然后确定这些块中的最小值，采用一定的规则确定由这些最小值所组成的拐点，将各个拐点连接起来得到基流序列。
1.1.7.4滤波法滤波法为近年来国际上研究最为广泛的基流分割方法。
它试图通过数字滤波器将信号分解为高频和低频信号，相应地将径流过程划分为地表径流和基流两个部分。
1.1.7.5水文模拟法通常采用单一线性水库模型演算地下径流过程，也有用两个线性水库串联去分割河川基流。
1.1.8 水分通量法水分通量是指单位时间内垂直通过单位面积所传递的水量。
水分通量法是计算降水入渗补给量的一种重要物理方法。
该方法无需考虑水分在土壤中的实际运动过程，通过已知断面的水分通推求降水入渗补给量。
水分通量法一般是零通量面（ZFP）法和定位能量面法相结合使用。
1.1.8.1 零通量面（ZFP ）法零通量面是指在包气带中通过土壤水势梯度为零的点的水平断面。
此断面以上的水分全部消耗于蒸发蒸腾(土壤水分向上运动),该断面以下的水分全部消耗于补给潜水(土壤水分向F 运动),通过该断面的土壤水分通量为零。
零通量面随时间而变,并不固定。
由达西定律，土壤水分通量为：Z H h K q ∂∂-=)(，当0=∂∂Z H 时，q=0，即为零通量面，图1.4中的A 、B 两断面均为零通量面。
图1.4 土壤剖面水势分布及零通面应用零通量面法计算土壤水分通量时，在t1至t2计算时段内，根据零通量面的发育状况不同，可分为ZFP 稳定条件下的计算公式和ZFP 移动条件下的计算公式。
（1）ZFP 稳定条件下的的计算公式在t1至t2时段内，零通量面以下某一深度Z 处下渗量计算公式为：⎰⎰-=z z zz dZ t z dZ t Z D 00),(),(21θθ （7） 式中D 为t1至t2时段内在土壤剖面深度Z 处的下渗量。
（2）ZFP 移动条件下的计算公式零通量面随时间的变化实际上是移动的，ZFP 的位置是时间的函数，即Zo (t)。
它的发育受多种因素影响，所以，零通量面的位置是随时间不断地变化，在这种情况下，土壤下渗量的计算公式为：（8）1.1.8.2 定位通量面法 当土壤水分长期处于蒸发或入渗状态时，土壤剖面上并不一定存在零通量面，在这种情况下，若能己知某一断面上的土壤水分通量，则可利用己知断面通量，推求其它断面通量，这种方法称为己知通量法。
常用的己知通量法是定位通量法。
定位通量法与ZFP 法一样，它的理论基础仍然是达西定律和质量守恒原理。