Ⅰ 怎麼樣計算中國的水資源
我國水資源總量約為2.81萬億立方米，約佔全球水資源總量的7%，居世界第六位。但由於我國人口基數大，中國水資源較為匱乏。從人均水資源佔有情況來看，按照第六次全國人口普查數據計算，人均水資源量為2,125立方米，不足世界平均水平的三分之一，被列為世界人均水資源貧乏國家之一。從水資源的分布情況看，我國呈現東南多西北少，山區多平原少的狀況。全國約81%的水資源集中分布在長江流域及以南地區，廣大北方和部分沿海地區水資源嚴重不足。
韋伯咨詢根據相關資料統計，全國663個城市中，有400多個城市常年供水不足，110個城市嚴重缺水。華北、西北、遼中南、山東及沿海部分城市資源供需矛盾尤為突出。預計到2030年，中國人均擁水量可能還要下降20%，達到國際上公認的「水荒」標准。中國600座城市中有60%的城市正在面臨用水短缺。水資源短缺已成為制約中國經濟和社會可持續發展的重要因素。二、全國水資源供應情況
供應方面，2006年-2017年，中國供水總量呈現出穩步上升的態勢。從來源的角度來看，用水主要來源於地表水和地下水兩部分，其中地表水是供水的主要來源，其供給量占供水總量的80%左右。根據中國工程院《中國可持續發展水資源戰略研究報告》，隨著人口增長，城市化發展和經濟發展，中國供水行業的需求與供給將保持穩定增長，到2030年，中國國民經濟用水需求量將達到7,000億至8,000億立方米。其中，城市供水需求量增長將領先於其他方面用水需求量的增長。
三、全國水資源需求情況
需求方面，2017年，全國經濟穩定增長，城市化水平不斷提高，水務行業所處的宏觀經濟形勢持續向好，2017年全年總用水量6090億立方米，比上年增長0.8%，總供水量基本穩定，其中，生活用水增長2.8%，工業用水增長0.2%，農業用水增長0.6%，生態補水增長1.7%。萬元國內生產總值用水量78立方米，比上年下降5.6%。萬元工業增加值用水量49立方米，下降5.9%。近年自來水用量基本穩定，自來水需求可分為居民生活用水和生產經營用水（包括工業用水、行政事業用水、經營服務用水和特種行業用水），其中工業用水是用水主體。
Ⅱ 水資源總量的計算方法
在一個區域內，如果把地表水、土壤水和地下水作為一個系統，則天然條件下的總補給量為降水量，總排泄量為河川徑流量、總蒸散發量和地下潛流量之和。
需要收集降水量、河川徑流量、總蒸散發量和地下潛流量等數據。可以看
《水資源總量計算》：
http://jwc.bjfu.e.cn/jpkch/2006/swyszyx/64.html
Ⅲ 淺層地下水資源計算
潛水是指賦存於地面下第一個含水層中的地下水，為淺層潛水和微承壓水，埋藏深度一般為40～60m內，局部達80～120m。本次主要計算其天然資源和可開采資源，是對河南省第二輪地下水資源評價（2001年提交，基準年為1999年）的綜合整理。
一、計算方法
平原崗地區採取均衡法，山地丘陵區採用徑流模數法。
（一）平原崗地區
對於一個地下水系統或塊段來說，在補給與消耗的平衡發展過程中，任一時段的補給量與消耗之差，恆等於該時段含水層中水體積的變化量，根據這一原理，依區域地下水的補給、徑流、排泄條件，建立如下地下水均衡方程：
河南省地下水資源與環境問題研究
式中：Δt——均衡計算時段；
Δh——相應於△t時段內均衡區含水層水位變幅（m）;
F——均衡計算區面積（m2）；
μ——地下水位變動帶岩石重力給水度；
Q總補——地下水總補給量（m3）;
Q總排——地下水總排泄量（m3）;
Q降補——降水入滲補給量（m3）;
Q側補——山前側向補給量（m3）;
Q徑補——水平徑流補給量（m3）;
Q河補——河流側滲補給量（m3）;
Q庫滲——水庫入滲補給量（m3）;
Q井歸——井灌回歸量（m3）;
Q渠滲——渠灌回滲補給量（m3）;
Q開——地下水開采量（m3）;
Q蒸——地下水蒸發排泄量（m3）;
Q河排——河流排泄地下水量（m3）;
Q側排——地下水側向徑流排泄量（m3）。
（二）山地丘陵區
山地丘陵區，地下水的補給主要為大氣降水入滲，因降水入滲系數資料缺少，且取得難度大，不宜採用入滲系數法，故本次評價採用地下水徑流模數法。此法是排泄量法的一種，其理論基礎是山地丘陵地區地下水總的運動方向是向當地或區域地下水侵蝕基準面排泄，即向當地河谷排泄，在無開采或開采量不大的地區，枯水期或無降水期的地表水流量可視為地下水的排泄量。取得典型地段的地下水的排泄量後，將其換算為地下徑流模數。地下水徑流模數的含義，是單位面積、單位時間排泄地下水的量，單位一般取m3/(a·km2）。取得不同水文地質單元地區的地下水徑流模數後，依此推算同類型地區的地下水資源，求得區域的地下水資源量。其計算公式如下：
Q=M·F
式中：Q——地下水天然資源量（m3/a）;
M——地下水徑流模數[m3/(a·km2)];
F——計算區面積（km2）。
二、水文地質參數的確定
根據計算方法，需確定的水文地質參數主要有：重力給水度（μ）、大氣降水入滲補給系數（α）、農田灌溉入滲補給系數（β）、滲透系數（K）和導水系數（T）、黃河側滲系數、蒸發強度（ε）、水庫滲漏補給系數、徑流模數（M）和大氣降水量（P）等。水文地質參數主要依據近期的新資料分析研究，結合老的資料，或利用動態資料重新計算而綜合確定。
1.重力給水度（μ）
利用長觀井地下水動態資料，選擇近於單純由蒸發消耗引起地下水位下降的時段，此時段蒸發量約等於地下水的疏乾量。利用淺層水與水面蒸發強度及地下水位埋深的關系，計算水位變動帶給水度，並參考《黃淮海平原地下水資源評價（河南部分）報告》及鶴壁、開封、許昌、洛陽、汝南、信陽、商丘、南陽等幅1:20萬區域水文地質普查的試驗和計算的數值，確定本次計算選取的給水度μ值，見表2-2。
表2-2 平原及崗區重力給水度（μ）取值表
2.大氣降水入滲補給系數（α）
降水入滲系數α值的大小取決於包氣帶岩性、地下水位埋深、降水強度、降水量大小、前期降水量及地形地貌條件和植被覆蓋情況等因素。根據區域監測多年動態資料，採用某一時段水量均衡法及降水量－水位上升相關法計算年均降水入滲系數，參考經驗數值及《黃淮海平原地下水資源評價（河南部分）報告》、《河南省淺層地下水資源評價報告》、《河南省商丘地區淺層地下水資源攻關研究報告》、1:20萬多幅普查報告、《鄭州北郊水源地勘探報告》、《鄭州「九五」灘地勘探報告》、《三門峽西火電廠擴建供水勘探報告》等一系列水源地勘探成果和「九五」期間所開展的鄭州、新密、通許、尉氏、西平等30多個縣（市）水文地質區劃最新的成果資料、試驗和計算的數值，並結合鄭州、商丘兩均衡試驗場資料而確定，各系統不同包氣帶岩性、不同水位埋深條件下α值見表2-3。
表2-3 平原及崗區大氣降水入滲補給系數（α）值系列表
3.農田灌溉入滲補給系數（β）
農業灌溉入滲補給系數大小與灌溉定額、灌水次數、包氣帶岩性結構和厚度有關。按供水水源的不同可分為井灌和渠灌兩種，井、渠灌的入滲補給系數略有差異。根據商丘地區試驗並參考有關1:20萬普查、水源地勘探及1:10萬區劃報告和《黃淮海平原地下水資源評價報告》，本次井灌入滲補給系數崗區為0.05，平原區為0.1；地表水渠灌入滲補給系數崗區除信陽一帶為0.05外，其餘崗區為0.1，平原區為0.15。
4.滲透系數（K）和導水系數（T）
根據《黃淮海平原地下水資源評價（河南部分）報告》、多幅1:20萬普查報告、水源地勘探報告及1:10萬縣（市）區域水文地質調查報告，有關的水文地質研究報告中抽水試驗計算結果，結合近年地下水位變化情況最終經修正而確定，見表2-4。
表2-4 平原及崗區滲透系數及導水系數表
5.黃河側滲系數
黃河側滲對地下水的補給主要在鄭州黃河橋以下，其中南岸長147km，北岸長345km，不同地段因岩性、結構差異，入滲量不一，南北兩岸亦有所不同。根據《黃河水側滲補給地下水研究報告》及《多泥沙河流影響帶地下水資源評價及可持續開發利用綜合研究》研究成果，本次黃河側滲系數取值為46.76m3/(d·km·m）。
6.蒸發強度（ε）
地下水蒸發強度的大小與氣象、岩性、水位埋深、植被覆蓋程度等因素有關。水位埋深大於4m 時，蒸發很微弱，視為不蒸發。全省水位埋深小於2m 地區面積很小，蒸發區大部分水位埋深為2～4m，不分檔次，均按小於4m 計算。根據鄭州、商丘兩試驗場的潛水蒸發資料，並參考新中國成立50年來所取得的主要水文地質成果資料，選取確定不同岩性地區蒸發強度：粉細砂蒸發強度為0.012m/a，亞砂土蒸發強度為0.14～0.13m/a，亞砂、亞粘互層蒸發強度為0.09m/a，亞粘土蒸發強度為0.08m/a。其中，信陽地區因降水較多，氣候濕潤，蒸發強度選取亞砂土為0.12m/a，亞粘土為0.07m/a。
7.水庫滲漏補給系數
根據「九五」期間開展的30多個縣（市）區域水文地質調查及《河南省地下水資源開發利用規劃報告》，水庫滲漏補給系數確定為0.1。
8.徑流模數（M）
徑流模數，主要依據本省20世紀70年代以來進行的1:20萬區域水文地質普查、1:10萬縣（市）區域水文地質調查、豫西地區和焦作地區的岩溶地下水資源及大水礦區岩溶水的預測利用與管理研究，並參考近40年來的氣象資料作適當修正。碳酸鹽岩徑流模數[104m3/(km2·a)]：豫西一般為9.45～22.05，豫北一般為10.45～27.46；基岩徑流模數[104m3/(km2·a)]：豫北一般為4.51～5.05，豫西及豫南為2.21～4.67。
9.大氣降水量（P）
大氣降水量，分地區選用。根據1956～1999年44年的降水量資料，統計計算的平水年（50%）、枯水年（75%）及多年平均降水量見表2-5。
表2-5 河南省各地市降水量統計表單位：mm
三、地下水資源量計算
（一）地下水均衡計算
地下水均衡計算限於平原崗地區，從供水意義考慮，僅對多年平均及枯水年進行計算，計算結果見表2-6及表2-7。根據計算，多年平均僅Ⅲ1、Ⅱ4-2區為正均衡，全省均衡量為﹣157085.02×104m3/a；枯水年各區均為負均衡，均衡量為－533688.68×104m3/a，說明地下水超采嚴重。
表2-6 河南省平原（含崗區）淺層地下水多年平均均衡計算表單位：104m3/a
表2-7 河南省平原（含崗區）淺層地下水枯水年均衡計算表單位：104m3/a
（二）淺層地下水天然補給資源量
地下水天然補給資源是指地下水系統中參與現代循環和水交替，可以恢復更新的重力地下水。一般屬於潛水或微承壓水，以現狀均衡狀況下的補給總量（或排泄總量）表示。
平原崗地區地下水天然資源量（Q平原）根據下式計算：
Q平原＝Q總補－Q井歸
式中符號意義同前。
山地丘陵區地下水天然資源量利用徑流模數法計算。
根據計算方式及前述水文地質參數、平原區地下水均衡，天然資源計算結果見表2-8。
表2-8 河南省淺層地下水天然資源量表
由表2-8可知，全省地下水的天然補給資源量中，平原區孔隙水天然補給資源量為131.77×108m3/a，山區天然補給資源量為38.87×108m3/a（其中岩溶水為20.06×108m3/a，裂隙水為18.81×108m3/a），扣除山地與平原崗地的重復量6.06×108m3/a，全省實際地下水天然補給資源總量為164.58×108m3/a。
（三）淺層地下水可開采資源量
地下水可開采資源，是指在一定經濟、技術條件的約束下，可以持續開采利用的地下水量，並在開采過程中不發生嚴重的環境地質問題的地下水量。可開采資源與一定的開采方案有關，而且隨經濟、技術的發展而變化。平原和山區採取的計算方法有所差異。
1.平原崗地區淺層地下水可采資源計算
平原區淺層地下水可開采量採用合理水位埋深（4m）條件下，地下水得到的補給量扣除不可奪取的排泄量，作為地下水開采資源量。即水位埋深小於4m 地段，按水位埋深4m 計算補給量；水位埋深大於4m 地段，按現水位埋深計算補給量，再扣除不可採取的排泄量。平原地區一般地下水位埋深4m 時的補給量，略小於水位埋深小於4m 時的補給量。沿黃河地帶，根據鄭州「九五」灘地及北郊水源地的勘探成果，提供的允許開采量作為地下水的可采資源量，並以開采條件下單位長度河段黃河水對地下水的補給量作為參考值，推算沿黃河地帶的地下水可開采資源量。崗地區的地下水可開采量，採用可采系數法評價，根據水文地質條件的差異，可采系數取0.9～0.3。開采條件下平原崗地的各項補給量及各區開采資源量見表2-9。
2.山區地下水可采資源計算
山區地下水可開采資源量，亦按可采系數評價。岩溶水地區，部分礦區地下水勘探程度較高，並開展了地下水動態的長期監測工作，為評價提供了可靠的依據。根據河南省焦作地區和豫西地區的岩溶地下水資源及大水礦區岩溶水的預測利用與研究報告，岩溶水的可采系數取0.95。一般基岩裂隙水地區，本省未進行過這方面評價工作，資料缺乏，暫取其地下水天然資源量的50%作為可開采資源量。
山區及全省各計算區、亞區淺層地下水可開采資源量見表2-10。
據表2-10，全省淺層地下水可采資源量為163.01×108m3/a，其中平原區孔隙水為134.54×108m3/a，山區為28.47×108m3/a（岩溶水為19.06×108m3/a，裂隙水為9.41×108m3/a）。需要指出的是：平原區地下水可采資源略大於其天然補給資源，主要原因是開采條件下激發河水（特別是激發黃河水）補給及將井灌回歸量作為可開采量的一部分所致。開采條件下激發河水補給量為10.21×108m3/a，井灌回歸量為6.78×108m3/a。
表2-9 開采條件下平原區淺層地下水多年平均補給量及可開采量表單位：104m3/a
表2-10 河南省淺層地下水可開采資源量表
Ⅳ 地下水資源的儲量
20世紀50～70年代，中國許多水文地質工作者把地下水看作一種礦產資源，廣泛地採用地下水儲量這一概念來表示某一個地區的地下水量的豐富程度。按照這一概念，地下水儲量分為靜儲量、調節儲量、動儲量和開采儲量。靜儲量指儲存於地下水最低水位以下的含水層中重力水的體積，即該含水層全部疏干後所能獲得的地下水的數量。它不隨水文、氣象因素的變化而變化，只隨地質年代發生變化，也稱永久儲量。靜儲量的數值等於多年最低的地下水位以下的含水層體積和給水度(見水文地質參數)的乘積。調節儲量指儲存於潛水水位變動帶（年變動帶或多年變動帶）中重力水的體積，亦即全部疏干該帶後所能獲得的地下水的數量。它與水文、氣象因素密切相關，其數值等於潛水位變動帶的含水層體積乘以給水度。動儲量也稱地下水的天然流量，是單位時間內通過垂直於流向的含水層斷面的地下水體積。通過測定含水層的平均滲透系數、地下水流的水力坡度和過水斷面面積，用達西公式（見達西定律）進行計算。靜儲量、調節儲量和動儲量合稱地下水的天然儲量，它反映天然條件下地下水的水量狀況。開采儲量是指考慮到合理的技術經濟條件，並且在集水建築物遠轉的預定期限內不產生開采條件和水質惡化的情況下，從含水層中可能取得的水量。地下水的開采儲量，一方面取決於水文地質條件特別是地下水的補給條件，另一方面取決於集水建築物的類型、結構和布置方式。其含義是和允許開采量相當的。70年代以後，在中國對地下水儲量一詞較少使用。
Ⅳ 如何計算水資源總量
水資源總量理論上不是很難的！！ 收集地表水、地下水的虛燃資料，睜譽虧，
區域水資源總量＝地表水資源量 + 地下水悉神資源量 - 重復計算部分
Ⅵ 地下水資源量的估算包括哪幾個方面
地下水資源量的估算包括方面：
（1）動儲量：是指單位時間流徑含水層（帶）橫斷面的地下水體積，也即地下水天然流量，這代表側向補給量，單位為m3/d等。動儲量具有季節性變化。
（2）靜儲量：是指地下水位年變動帶以下含水層中儲存的重力水體積，或充滿承壓水含水層空隙中的重力水體積（單位：m3）。
（3）調節儲量：是指地下水年變幅帶內重力水體積（單位：m3）。
1、多年平均地下水資源量的組成及其時空分布特徵。
2、多年平均地下水可開采量及其空間分布特徵。
(1)垂直方向循環。垂直方向循環即大氣降水、地表水滲入地下，形成地下水，地下水又通過包氣帶蒸發向大氣排泄，如潛水的補給與排泄。
(2)水平方向循環。水平方向循環是指含水層上游得到補給形成地下水，在含水層中長時間長距離地徑流．而在下游的排泄區排出地表，如承壓水的補給與排泄。
地下水形成：
地下水資源主要是由於大氣降水的直接入滲和地表水滲透到地下形成的。因此，一個地區的地下水資源豐富與否，首先和地下水所能獲得的補給量與可開採的儲存量的多少有關。在雨量充沛的地方。
在適宜的地質條件下，地下水能獲得大量的入滲補給，則地下水資源豐富。在乾旱地區，雨量稀少，地下水資源相對貧乏些。中國西北乾旱區的地下水有許多是高山融雪水在山前地帶入滲形成的。
地下水資源由大氣降水和地表水轉化而來，在地下運移，往往再排出地表成為地表水體的源泉。有時在一個地區發生多次的地表水和地下水的相互轉化。故進行區域水資源評價時，應防止重復計算。
Ⅶ 地球上淡水儲量佔全球總水量的多少
地球上淡水儲量佔全球總水量的2.53%。
地球上的淡水資源占總水量蠢譽近3%。海洋約佔地球總水量的96.53%，陸地淡水只佔總水量的2.53%（其中冰川占陸地淡水的68.69%），湖泊鹹水和地下鹹水佔0.94%。
我國淡水資源總量約為2.8萬億立方米，居世界第六位。按照我國人口十三億計算，人均約2153.846立方米，只相當世界人均佔有量的4分之1，居世帶余段界第109位。
我國是嚴重的缺水大國，在40多個嚴重缺水國家中位居前列。
淡水儲量佔全球總水量的計算方毀高法：
淡水資源就是我們通常所說的水資源，指陸地上的淡水資源。是由江河及湖泊中的水、高山積雪、冰川以及地下水等組成的。
P年降水量，R年河川徑流量，Rs年地表徑流量， Rg年河川基流量， E年總蒸發量，Es年地表蒸發量，Eg年潛水蒸發量，Ug年地下潛流量（包括周邊流出量），△V地表、土壤、地下水的年蓄水量，△SR地表年蓄水量，△Ss包氣帶年蓄水量，△Sg地下水年蓄水量，Pr年降水入滲補給量。
Ⅷ 地下水資源計算
9.3.3.1 地下水天然資源量計算
研究區天然條件下地下水主要接受大氣降水滲入補給、灌溉水回滲補給和側向徑流補給。其中，研究區天然條件下地下水資源總補給量扣除降水與灌水重復量為地下水天然資源量。即
Q天然=Q降+Q灌+Q側-Q重 (9.21)
式中:Q降為降水入滲補給量;Q灌為灌溉水回滲補給量;Q側為地下水側向徑流補給量;Q重為降水與灌水重復計算量。
(1)大氣降水入滲補給量
Q滲=λXF/10 (9.22)
式中:Q滲為大氣降水入滲量，萬m3/a;λ為大氣降水入滲系數;X為大氣降水量，mm/a;F為計算區面積，km2。
計算結果見表9.12及圖9.25。
表9.12 大氣降水入滲補給量計算表
續表
圖9.25 大氣降水入滲補給量統計圖(2002～2006年)
(2)灌溉水回滲補給量
Q水田=βBF/100+βXF/10 (9.23)
Q菜田=βBF/100 (9.24)
式中:Q水田為水田回滲量，萬m3/a;Q菜田為菜田回滲量，萬m3/a;β為灌溉水回滲系數;B為灌溉定額，m3/hm2;F為灌溉面積，km2;X為灌溉期大氣降水利用量，mm/a，按同期降水量的70%計算。
計算結果見表9.13及圖9.26。
表9.13 灌溉水回滲量計算表
續表
圖9.26 灌溉回滲量統計圖(2002～2006年)
(3)地下水側向徑流補給量
利用達西斷面法計算，
Q側入=365BKIH/104 (9.25)
式中:Q側入為側向徑流補給量，萬m3·a-1;B為計算斷面寬度，m;K為含水層滲透系數，m/d;I為垂直計算斷面水力坡度(無因次);H為含水層厚度，m。
計算結果見表9.14及圖9.27。
表9.14 地下水側向徑流補給量計算表
續表
圖9.27 地下水側向徑流補給量統計圖
1—牤牛河北岸;2—牤牛河南岸;3—江北;4—龍潭山區;5—江南;6—白山;7—溫德河區;8—老市區;9—哈達灣;10—七家子
(4)降水與灌水重復計算量
由於研究區只在牤牛河北岸、溫德河區和白山區存在水田灌溉區，故本次大氣降水入滲與灌溉水入滲重復計算量只計算了3個區，並且白山區在2006年沒有種植水田，所以2006年白山區沒有降水與灌水重復計算量。
計算公式如下
Q重=λXF/10 (9.26)
式中:Q重為大氣降水入滲與灌溉水入滲重復計算量，萬m3/a;λ為大氣降水入滲系數;X為灌溉期大氣降水量，mm/a，按年降水量65%計算;F為水田灌溉面積，km2。
計算結果見表9.15及圖9.28。
研究區地下水天然資源量為3009.1514萬m3/a，其中大氣降水入滲量(扣除重復量)為2122.2668萬m3/a，佔71.7%，灌溉水回滲量為107.3700萬m3/a，佔3.6%，地下水側向徑流量為776.5489萬m3/a，佔24.7%;中等枯水年地下水天然資源量為2667.2992萬m3/a;枯水年地下水天然資源量為2434.9040萬m3/a(表9.16)。研究區地下水平均補給資源模數為21.52萬m3/(a·km2)，其中牤牛河沿岸資源最為豐富，模數值大於30萬m3/(a·km2)，哈達灣、白山及溫德河沿岸補給資源模數20萬～30萬m3/(a·km2)，其他地段補給資源模數為10萬～20萬m3/(a·km2)(圖9.29、圖9.30)。
表9.15 降水與灌水重復計算量表
圖9.28 降水與灌水重復計算量統計圖(2002～2006年)
圖9.29 地下水天然資源量統計圖(2002～2006年)
圖9.30 地下水天然資源分布圖
表9.16 地下水天然資源計算表單位:萬m3·a-1
續表
研究區地下水資源量按行政與流域分區統計結果見表9.17、圖9.31及圖9.32。其中，牤牛河流域地下水資源量為551.3809萬m3/a，松花江流域資源量為2195.7167萬m3/a，溫德河流域資源量為259.0881萬m3/a，龍潭區資源量為1237.9215萬m3/a，昌邑區資源量為634.6360萬m3/a，船營區資源量為391.6595萬m3/a，豐滿區資源量為741.9687萬m3/a。
表9.17 地下水天然資源匯總表(按行政與流域分區)
圖9.31 地下水天然資源統計圖(按流域分區)
1—牤牛河;2—松花江;3—溫德河
圖9.32 地下水天然資源統計圖(按行政分區)
1—龍潭區;2—昌邑區;3—船營區;4—豐滿區
9.3.3.2 地下水儲存量計算
研究區地下水儲存資源豐富，可以充分發揮儲存資源的調節作用，使大部分地區可按以豐補歉疏干補償的原則開發利用地下水。儲存量計算公式如下:
Q儲=100μFH (9.27)
式中:Q儲為地下水儲存資源量，萬m3;μ為含水層給水度;F為計算區面積，km2;H為含水層平均厚度，m。
計算結果見表9.18及圖9.33。
表9.18 地下水儲存量計算表
續表
圖9.33 地下水儲量統計圖
1—牤牛河北岸;2—牤牛河南岸;3—江北;4—龍潭山區;5—七家子;6—哈達灣;7—老市區;8—溫德河區;9—白山;10—江南
Ⅸ 地下水天然資源量計算
以多年平均天然補給量作為地下水的天然資源量，天然資源量補給項包括：大氣降水入滲補給量、側向徑流補給量、河流滲漏補給量、地表水灌溉補給量。地下水灌溉回滲補給量為地下水重復計算量，不包括在天然資源中。其計算方法是利用長系列（1956～2000年）的水文、氣象資料，取其多年平均值進行計算，計算單元與計算方法與均衡計算相同。全區共劃分為16個氣象分區，計算單元的降水量、蒸發量採用控制氣象站的多年算術平均值，並按統計經驗頻率分別計算豐水年（降水頻率為25%）、平水年（降水頻率為50%）、枯水年（降水頻率為75%）的降水量，計算不同降水水平年的地下水補給資源量。
一、天然資源計算
（一）降水滲入補給量
大氣降水入滲補給是本區地下水的主要補給源，其入滲量與降水量、潛水水位埋深及包氣帶岩性等條件有關。根據包氣帶岩性和潛水位埋深將全區劃分為76個降水入滲系數分區，131個計算段，計算公式為
Q降水＝10-1·α.X.F
其中：Q降水為降水對地下水補給量，104m3·a-1；α為滲入補給系數；X 為計算時段有效降水量（mm/a），按全年降水的90%計算；F為計算單元內陸地面積F（km2），扣除了計算單元內的水體面積。
（二）地下徑流側向補給量
盆地周圍均是基岩山地丘陵區，其側向補給地下水的量很有限，地下水側向徑流補給主要來自於山區河流的地下水徑流，全區共有補給斷面25條，根據達西定律，各個斷面的側向徑流量按如下公式計算：
Q側補＝10-4·K·M·B·J·丁
式中：Q側補為地下水側向流出量，104m3·a-1;K為補給斷面平均參透系數，m/d;M 為補給斷面含水層平均厚度，m;I為補給斷面的地下水力坡度；B 為補給斷面寬度，m;T 為補給時段長（365 d）。計算結果見表6—11。
（三）河道滲漏補給量
從地下水等水位線與河流關系分析，盆地內對地下水有補給的河流分布在西部山前傾斜平原與嫩江的齊齊哈爾江段。其中，霍林河近幾年乾枯，洮兒河2004年也已乾枯，因此這兩條河流2004年沒有計算入滲量。河流滲漏補給量按以下公式計算：
Q河滲＝10-4·B·L·K·（H河—H）/M·丁
式中：Q河滲為河道滲漏補給量，104m3·a-1;H河為河流水位，m;H 為地下水位，m;B為河床寬度，m;L為計算段河流長度，m;K為河床底積層滲透系數，m/d;M 為河床底積層厚度，m；丁為補給時段長（d），這里取155～185 d。
洮兒河入滲補給量採用上、下游流量差計算河水入滲量，將上游水文站鎮西站和務本站的河道來水量減去下流水文站洮南站的河道來水量和區間引出水量作為扇形地河道滲漏補給量。用公式表示為：
Q河補＝Q鎮西＋Q務本—Q洮南—Q引水
式中：Q河補為河道滲漏補給量，104m3·a-1;Q鎮西、Q務本、Q洮南為鎮西、務本、洮南水文站河流多年平均徑流量，104m3·a-1;Q引水為上、下游站之間的引用河水量，104m3·a-1，為Q引水＝900× 104m3·a-1。
根據1956～2004年的水文資料統計，Q鎮西＝155 199×104m3·a-1,Q務本＝246 211.17×104m3·a-1,Q洮南＝143 818×104m3·a-1，計算得Q河補＝24 692.17×104m3·a-1。河流滲漏補給量計算結果見表6—12。
（四）灌溉水回滲補給量
灌溉回滲水量主要是水田灌溉回滲，回滲水量計算公式：
Q回＝10-4β回·Q灌·F
式中：Q回為農田灌溉水回滲補給量，104m3·a-1;Q灌為灌溉定額，m3·hm-2;F為水田面積， hm2；β回為灌溉回滲補給系數。
二、天然資源量計算結果
計算結果見表6—19，全區地下水多年平均補給資源量為131.8082×108m3，其中，降水入滲補給量為111.5804×108m3，占補給量的84.6%，側向補給量為2.7721×108m3，佔2.1%，河流滲漏補給量為9.0442×108m3，佔6.9%，地表水灌溉回滲量為8.4115×108m3，佔6.4%。枯水年（降水頻率為75%）補給量為109.6291×108m3，比多年平均少22.1782×108m3。
表6—19 天然資源計算成果表
續表
三、地下水可開采量確定
本次地下水開采資源計算採用水均衡法、平均布井法及開采系數法。
（一）水均衡法
水均衡法計算地下水開采資源量是通過總補給量減去不可奪取的地下水排泄量得到的。不可奪取的排泄量包括不可奪取的蒸發排泄量、不可奪取的河流排泄量、不可奪取的側向排泄量及不能奪取的湖泡排泄量。
松嫩平原地下水資源及其環境問題調查評價
1.不可奪取的蒸發排泄量
地下水位即使是降到蒸發極限深度以下，仍存在一部分蒸發量，根據低平原地下水位下降不超過10 m，高平原不超過15 m，河谷平原不超過5 m 這樣一個開采方案，通過潛水蒸發率隨地下水位下降變化曲線圖查得蒸發系數，計算地下水的不可奪取的蒸發量。
2.不可奪取的河流排泄量
在開采狀態下，由於地下水位降低，河流排泄將會減少，但在東部高平原地下水位是無法降至河水位以下的，仍將會有一部分地下水排向河流。從維持河道生態環境角度考慮，河流必須保持一定的最低水量，按照水利部門確定的河道最低需水量為多年平均河道水量的25%，來確定全區地下水最低河流排泄量為多年平均的25%。
3.不可奪取的側向流出量
側向流出只有松花江河谷一個出口，在未來開采條件下減少不大，因此，仍按現狀條件下的徑流排泄量計算。
4.不可奪取的湖泡排泄量
松嫩低平原湖泡星羅棋布，與地下水聯系密切，有的常年接受地下水補給。雖然湖泡排泄地下水量是完全能夠奪取的，但必將導致湖泡消失，生態環境嚴重惡化。松嫩平原湖泡數量和水域面積已經到了再也不能減少的程度，要保持目前的湖泡數量和水域面積，就必須有一部分地下水補給湖泡，這是不能奪取的地下水排泄量，地下水湖泡排泄量按現狀條件計算。均衡法計算開采資源結果見表6—20。
表6—20 水均衡法計算開采資源表（單位：108m3·a-1）
（二）開采系數法
開采系數法計算地下水可采資源量是一種簡單有效方法，它直接以補給資源量為依據，乘以開采系數獲得開采資源量，開采系數最大值分布在西部扇形地，為0.87；最小值分布在東部高平原為0.65。經計算，全區開采資源量為102.3603×108m3（見表6—21）。
表6—21 開采系數法計算地下水開采資源量結果表
（三）平均布井法
平均布井法是以水文地質參數為依據計算地下水開采資源的一種方法。松嫩平原水文地質勘察資料比較豐富，不同地段、不同深度含水層的水文地質條件比較清楚，可以獲得比較准確的單井涌水量。本次是採用穩定流平均布法計算地下水開采資源，布井面積為陸地面積（不包括玄武岩區），採用方形網格布井，井距、單井涌水量根據前人資料和現狀開采經驗值確定，地下水位降深潛水設計為5 m，承壓水為15 m。在高平原缺水區評價了白堊系地下水開采資源，評價深度為200 m。
計算公式為： Q開＝102·Q單·n
n=F/L2
式中：Q開為開采資源量，104m3·a-1;Q單為單井涌水量，m3·a-1;F為布井面積km2;L為布井間距（m），單井引用影響半徑的2倍。
經計算，全區開采資源為101.5230×108m3，計算結果見表6—22。
（四）開采資源量的確定
通過三種方法計算的全區地下水開采資源量：均衡法計算結果為105.7016×108m3、開采系數法計算結果為102.3603×108m3、平均布井法計算結果為101.5230×108m3。均衡法從水量均衡角度控制全區及各系統的開采資源，開采系數法則是依據補給資源量確定開采資源量，全區開采系數為0.78，平均布井法則是從具體的水文地質條件出發計算地下水開采資源量。三者相互驗證，結果比較接近，增加了開采資源量計算的可靠性，以平均布井法計算的開采資源量作為全區的開采資源量，即101.5230×108m3。
表6—22 平均布井法計算開采資源成果表
四、多年平均補給量與排泄量分析
全區地下水總補給量為134.1475×108m3，按目前開采量計算的總排泄量為137.7287×108m3，二者相差—3.5812×108m3，總排泄量略大於補給量，各亞區也都呈現排泄量略大於補給量的現象，全區呈負均衡。這與全區地下水水位下降的實際情況一致。近20年來，氣候總體偏旱，降水量偏少，地下水開采量增加較快，地下水位出現不同程度的下降，山前傾斜平原下降幅度最大，達2～7 m，主要原因是降水和大興安嶺河流來水減少；中部低平原平均下降1～2 m，主要原因是開采量增加較大而引起；東部高平原地下水位下降程度差異較大，松花江幹流亞系統水位下降幅度較大，第二松花江亞系統水位下降幅度較小，河谷平原變化幅度最小。
（一）地下水總補給量及其近20年的變化
全區地下水總補給量為134.15×108m3，天然資源量為131.81×108m3。補給量中降水入滲補給為111.58×108m3，占總補給量的83%，占天然資源的85%。區外地下水流入2.77×108m3，河流轉化補給9.04×108m3，地表水轉化為灌溉滲入補給8.41×108m3，地下水灌溉回滲2.34×108m3。近20年地下水補給量呈現減少的趨勢，總補給量比1984年減少了14.06×108m3，比1994年減少8.81 ×108m3。其主要原因，第一是自1998年洪水以來該地區降水量一直偏小，1999年以來的大氣降水平均為395.84 mm，比多年平均值475 mm減少了79.16 mm。在幾個主要氣象觀測站當中，長春站減少了114.1 mm，白城站減少130.5 mm，哈爾濱站減少42.4 mm，齊齊哈爾站減少46.5 mm；第二是由於降水量減少，導致河流徑流量減少，從而導致河流滲漏補給量減少；第三是大量開發地下水使水位下降，補給途徑增長，降水補給入滲率降低。
（二）地下水排泄量及其近20年的變化
全區地下水總排泄量為137.73×108m3，其中蒸發55.65×108m3，河流排泄18.13×108m3，湖泡排泄5.36×108m3，側向流出0.27×108m3，開采58.16×108m3，人工開采已成為地下水的主要排泄方式。與1984年相比，天然排泄總量比1984年減少35.76×108m3。其中蒸發量比1984年增加了6.69×108m3；徑流排泄量（包括向河流排泄、湖泡排泄量、泉的排泄量）減少了42.45×108m3；人工開采量增加了29.48×108m3，人工開采量奪取的主要是地下水河流排泄量。
（三）近20年來開采資源量的變化
近20年來，由於地下水補給資源量的減少，導致可開采資源量的減少。可開采量比1984年減少了18.99×108m3，比1994年減少了7.5×108m3（圖6—2）。與此同時，地下水開采量由1984年的28.68×108m3，增加到58.16×108m3，增加了29.48×108m3。可開采資源量減少的主要原因是地下水補給量減少，在實際開采過程中出現資源枯竭，水位持續下降。
圖6—2 近20年來補給資源量與開采資源量的變化