2.渗入-径流型 此类型的补给也主要来自大气降水和地表水的入渗，但其排泄以水平径流为主，蒸发消耗量相对较少。由于地下径流同时排泄水中盐分，所以从长期来说水质矿化度愈来愈小。这类地下水多分布于山麓冲积扇及山前地带地下水力坡度较大的地区。在开发利用上，宜采用截流建筑物，截取地下径流供使用。
3.过渡型 主要分布于气候比较湿润的平原地区，由于当地降水丰沛，在满足了蒸发之后，仍有盈余以地下径流形式侧向排泄，故兼有径流和蒸发两种排泄形式。在长期内水质亦日趋淡化。
三、地下水平衡
地下水平衡是根据质量守恒原理对地下水循环系统中各个环节的数量变化进行研究，在此基础上阐明某个地区在某一时段内地下水贮量、补给和消耗三者之间动态平衡关系。当专门进行水质研究时，则可建立地下水盐平衡。
进行平衡计算研究的地区称为“平衡区”，它最好是一个完整的地下水流域。进行平衡计算的起迄时间，称为“平衡期”，平衡期可以是1个月、1年，亦可按特定的要求而定。在平衡计算期间，如地下水量收入大于支出，必然表现为地下水贮存量增加，称为“正平衡”；反之则称为“负平衡”。如果收支相等，即认为地下水处于动态平衡的状态。
地下水水量平衡的一般表达式如下：
(Pg R1 E1 Q1)-(R2 E2 Q2)=ΔW (5-47)
式中，左括号为收入项：Pg为大气降水入渗量；R1为地表水入渗量；E1为水汽凝结量；Q1为自外区流入的地下水水量。右边括号为支出项：R2为补给地表水的量；E2为地下水蒸发量；Q2为流入外区的地下水水量。ΔW为地下水水流系统中的贮水变量，它由平衡期间包气带中水的变量（ΔC）、潜水变量（μΔH）及承压水变量（μoΔHp）所组成。如收入大于支出为正，反之为负。于是上式可改写为：
Pg (R1-R2) (E1-E2) (Q1- Q2)=ΔC μΔH ScΔHp (5-48)
式中，μ为潜水含水层的给水度；Sc为承压水的贮水系数（或称释水系数）；ΔH为潜水位变幅；ΔHp为承压水测压水位变幅。
为便于计算各参数单位均以水柱高毫米计。以上是地下水平衡的基本模式，在具体计算时还需进一步区分为潜水平衡与承压水平衡模式，下面分别进行阐述。
（一）潜水水量平衡方程
在建立潜水水量平衡方程时，如果潜水含水层与下伏的承压含水层之间存在水力联系，就需要在上述基本模式的基础上考虑越流补给量的问题，其平衡方程可写为：
(Pg R1 E1 Q1 Qn)-(R2 E2 Q2)=μΔH (5－49)
式中，Qn为承压水越流补给量；其余符号同前。
如若该地下水域不存在越流补给现象，潜水隔水底板平坦、水力坡度小，渗透系数k亦比较小，Q1、Q2极小，基本上无地下水向地表排泄，R2可不计时，上式可改写为：
Pg R1-E2=μΔH (5－50)
在多年平均状况下，μΔH→0
于是：
这是大多数干旱、半干旱地区渗入-蒸发型的水平衡方程式。
（二）承压水水量平衡方程
承压水一般埋藏较深，有隔水顶板的阻隔，短期的降水、蒸发变化对承压水的影响极小。其动态变化只与补给区的气候、水文要素的多年变化有关。因此对承压水的平衡研究，宜采用多年水平衡方程。在这种情况下许多水平衡参数，如包气带中水量变化，地表水量变化等，多年平均值均趋近于零，所以可略去不计。如果所研究的对象为封闭的承压盆地，与邻近地区不发生水分交替，则在这种典型条件下，该承压盆地的水平衡方程式为：
式中，P为降水多年平均值；R为地表径流多年平均值；E为多年平均蒸发量；Qa为补给区潜水排泄多年平均值；Q0为补给区渗入深层水的多年平均水量，或承压盆地排泄区内多年平均排泄量。