外界物质、能量及信息对地下水系统的输入是导致地下水系统状态发生变化的原因。地下水系统内部的空间范围、储水和导水能力等是增强或减缓地下水动态变化程度的影响因素。
5.2.2.1 大气降水入渗补给
大气降水入渗补给地下水，使地下水水量增加，体现为水位上升，以泉为排泄方式的地下水系统还会引起泉流量增大，而水质也会有所变化。一次降水可以持续数十分钟或数小时以致数天时间，降水入渗到达地下水位以后才能引起地下水位上升。由于大气降水入渗需要通过非饱和带，地下水位上升到达高峰的时间出现在降水开始以后甚至停止之后，即存在一定的滞后时间。因此，一次降水相当于给地下水系统施加一个降水脉冲，作为对此脉冲的响应，地下水位先抬升后下降表现为一个波形。当相邻两次或多次降水发生时，各次降水入渗补给引起地下水位变化的波形便相互叠加，形成一个更大更高的波峰，或者更复杂的波形。由于地下水位上升和下降的叠加，实际形成的波形比较平缓。如果各次降水相隔时间长，则可以出现每一次降水形成一个地下水位波形。由于降水时间相对较短、补给集中而地下水径流较缓慢，故水位波形不对称，上升段较陡、下降段或衰减段较缓。
降水入渗补给对泉流量的影响也出现与地下水位类似的情况，泉流量先增大后衰减（图5.8，图5.9），但由于泉排泄的是更大范围含水层内的地下水，排泄点与补给区（或补给区的边界）距离较远，其变化也比降水的变化更为稳定，并存在一定时间的滞后。
图5.8 降水单脉冲入渗（a）与泉流量波动（b）
图5.9 降水多脉冲入渗（a）与泉流量波动（b）
地下水系统的储水、导水及调节功能，使不连续的大气降水入渗补给，转化为比较连续的地下水位变化及泉流量变化，可以看成是地下水系统对输入信号的分散、聚集、延迟和叠加的结果。其作用相当于高频信号通过滤波器变换为低频信号输出的物理过程。因此，即使在大气降水入渗停止期间或者枯水季节，地下水系统内仍然储存有一定数量的地下水，作为排泄地下水的天然泉水大多数也不会断流。
显然，降水入渗补给量越大，地下水位或泉流量峰值越大，而含水层的规模越大，地下水动态越稳定。对于同一次降水入渗来说，介质的给水度越大，地下水位抬升越小。透水性越好的介质越有利于地下水径流，地下水位抬升越小。地形平坦地区大气降水入渗补给引起的地下水位升高值要大于地形起伏较大的地区。另外，在分水岭地带地下水位抬升要高于排泄带。在岩溶化强烈的峰丛山区，垂向发育的溶蚀裂隙和落水洞极有利于降水入渗，导致地下水位迅速抬高或泉流量迅速增大，降水补给结束后，地下水位又迅速下降或泉流量迅速减小，滞后时间很短。
5.2.2.2 地表水的渗漏补给和雪融水补给
当地表水位抬升发生地表水对地下水的渗漏补给时，会引起岸边地下水位抬升，地表水位下降后，岸边地下水位也随之下降。以河流为例，河水水位升降对地下水位动态的影响一般为离河岸数百米至数千米，持续时间为少于一天至几个星期（Back等，1988）。地下水位变幅小于河水水位变幅，而且随着远离河流，地下水位变幅逐渐减小，出现水位高峰的时间滞后于河水位高峰的时间越长（图5.10）。当河水水位波动引起潜水位也发生波动时，含水层的透水性愈好，厚度愈大，含水层的给水度愈小，则波及的范围愈远。当河水水位呈锯齿状不均匀脉动变化时，岸边地下水位也呈基本相同的变化。但地下水位动态曲线相对平缓，地下水位变化不如河水水位变化明显。对于常年补给地下水的河流，其情况与上述基本相同，只是岸边地下水位始终低于河水水位。
图5.10 河水水位波动引起的岸边潜水位变化
（据章至洁等，1995）
在高寒地区及冬季地表冻结地区，到春天雪融季节，冰川融化加剧和地表冻层解冻，前者部分汇集到河流中，在有利地段补给地下水，部分直接下渗补给地下水，后者也形成对地下水的补给。当雪融水发生对地下水补给时，也能引起地下水位抬升，雪融季节结束后，地下水位下降。这种地下水位的升降变化仅出现在雪融季节，在时间上明显不同于大气降水入渗补给引起的水位升降。图5.11是我国西北地区某内流河流域中游一个观测井的潜水位变化，该井地下水位埋深最小时接近1m，最大时接近3m，年变幅达2m左右，每年在4月和11月潜水位达到高峰，在3月和9月水位达到低谷，即水位动态曲线在每一年中出现两个峰和两个谷。季节性冻士消融水下渗补给可以导致4月份的水位高峰，而11月份的水位高峰则由于河水入渗补给和灌溉回归水的补给引起。
图5.11 一年内具有双峰双谷的潜水位动态
（据周训等，2006）
5.2.2.3 入工补给或抽排地下水
利用坑、塘、渠或井孔对地下水进行人工补给，都能引起地下水位抬升，而人工抽排地下水，则引起地下水位下降。人工补给引起地下水位变化的幅度和速度取决于补给量的大小、补给时间长短和介质透水性。受人工补给影响的地下水位变化范围一般在补给坑、塘、渠或井孔附近。不恰当的人工补给有时会使地下水位抬升接近地面。人工抽、排地下水，当抽水量较大、时间很长时，会引起地下水位大幅度下降和水位降落漏斗面积扩大。过量开采或排除地下水会引起地下水位持续下降，致使泉流量减小甚至出现断流现象。
人工补给或抽排地下水引起的水位变化通常与天然补给引起的地下水位变化叠加在一起，使地下水动态趋于复杂。
5.2.2.4 气压效应
大气压力的变化可以引起井水位的升降变化，当大气压力升高时井水位降低，大气压力降低时井水位升高。大气压力作用于含水层上覆地层和井水面上，当大气压力增大时，作用于井水面的压力大于作用于含水层的压力，二者之间存在压力差，致使一部分井水被压入含水层，引起井水位下降，直至达到平衡为止。当大气压力下降时，则情况正好相反。对于承压含水层来说，通过隔水顶板与大气圈的隔离程度越好，井水位的气压效应越明显。气压效应对潜水水位的影响也是存在的，只是没有承压水那样明显。气压效应一般具有周期性。气压一般在1月份最高，随着气温的升高气压逐渐降低，在7月份前后气压达到一年内的最低值，然后随着气温下降气压上升。受气压效应影响的某深井水位在1月份达到低谷、7月份达到高峰（图5.12）。气压及水位也有以6～7 天为周期以及一天两峰两谷的变化，但变化幅度很小（图5.13）。
图5.12 气压变化（a）、井水位变化（b）和消除气压效应后的井水位变化（c）
（据车用太等，2004）
图5.13 气压效应
（据Domenico等，1990）
（1m水柱≈104Pa）
5.2.2.5 海洋潮汐效应
海平面在月亮和太阳的引力作用下出现潮起潮落的波动，引起与海水有联系的滨海含水层距海岸数千米范围内地下水位也出现相应的波动。潮汐效应不仅发生在与海水有直接水力联系的潜水含水层和承压含水层，也可以发生在与海水有间接水力联系的承压含水层。潮汐效应地下水位变化受控于海潮，也受含水层的储水和导水能力的影响。一般来说，受海潮影响的海岸带地下水位的波动与海平面的波动相似，但波动幅度小，且有滞后现象，随着远离海岸，地下水位的波动幅度迅速减小，滞后时间逐渐延长。在潮汐效应影响下，地下水位具有大潮和小潮的交替变化，具有周期约15天的变化和约1天的变化，有些地方还有周期约12小时的变化。广西北海市滨海含水层潮汐效应观测结果（图5.14）表明，每月朔（农历初一）和望（农历十五）过后一两天，潮差最大，为大潮。在农历初八、廿三左右，潮差最小，为小潮。受海潮影响的海岸带观测孔地下水位也有相似的变化（Zhou et al.，2006）。
图5.14 海潮及海岸带观测孔地下水位波动
（已将ZK17孔的水位标高加上1m）
5.2.2.6 固体潮
月亮和太阳的引力还会引起陆地岩层出现周期性的轻微起伏。对于承压含水层来说，固体潮会使其上覆岩层施加于承压含水层的载荷减少而发生轻度膨胀，测压水位下降，以及载荷增加而发生轻度压缩致使测压水头上升。由固体潮引起的承压含水层的测压水位变幅可达数厘米，存在周期约为15天、1天和12小时的变化，大潮和小潮每隔约半个月交替出现，每天两涨两落（图5.15，图5.16）。
图5.15 受固体潮影响的地下水位变化
（据Domenico等，1990）
图5.16 受固体潮影响的深井水位变化
（据车用太等，2004）
5.2.2.7 载荷与卸荷
在承压含水层上覆隔水顶板之上存在载荷与卸荷时，承压含水层承受的压力发生变化，也会导致测压水头出现升降变化。例如，当地表出现较大的降水积聚水体，或者地表蓄水，或者渠道过水等时，承压含水层上覆载荷增加，致使测压水头升高；当地表水体退去后，上覆载荷减小，地下水位下降。有时火车的通过引起地面的载荷和卸荷也会导致下伏承压含水层测压水位的升降变化（图5.17）。
图5.17 火车经过引起的地下水位变化
（据Domenico等，1990）
5.2.2.8 地震
钻井水位特别是深井水位可以记录到从远处发生的地震传递来的地震波的影响。例如，1989年10月19日在山西省大同市发生里氏6.1级地震，地震前在河北省万全县一个井的井水位于9月18日开始下降，至27日水位转平缓，下降幅度约60mm，在10月19日地震时水位突然上升，随后下降（图5.18）（车用太等，2004）。在地震孕育特别是发震过程中发生地应力的变化引起岩层弹性变形、塑性变形甚至破裂作用，导致井水位发生显著变化。有些地震还会引起地下水水温、流量、Rn含量等的变化。通过监测地下水位、流量、水温及Rn的异常变化，有助于研究地震的预报问题。
图5.18 地震前后地下水位变化
（据车用太等，2004）