Ⅰ 怎么样计算中国的水资源
我国水资源总量约为2.81万亿立方米，约占全球水资源总量的7%，居世界第六位。但由于我国人口基数大，中国水资源较为匮乏。从人均水资源占有情况来看，按照第六次全国人口普查数据计算，人均水资源量为2,125立方米，不足世界平均水平的三分之一，被列为世界人均水资源贫乏国家之一。从水资源的分布情况看，我国呈现东南多西北少，山区多平原少的状况。全国约81%的水资源集中分布在长江流域及以南地区，广大北方和部分沿海地区水资源严重不足。
韦伯咨询根据相关资料统计，全国663个城市中，有400多个城市常年供水不足，110个城市严重缺水。华北、西北、辽中南、山东及沿海部分城市资源供需矛盾尤为突出。预计到2030年，中国人均拥水量可能还要下降20%，达到国际上公认的“水荒”标准。中国600座城市中有60%的城市正在面临用水短缺。水资源短缺已成为制约中国经济和社会可持续发展的重要因素。二、全国水资源供应情况
供应方面，2006年-2017年，中国供水总量呈现出稳步上升的态势。从来源的角度来看，用水主要来源于地表水和地下水两部分，其中地表水是供水的主要来源，其供给量占供水总量的80%左右。根据中国工程院《中国可持续发展水资源战略研究报告》，随着人口增长，城市化发展和经济发展，中国供水行业的需求与供给将保持稳定增长，到2030年，中国国民经济用水需求量将达到7,000亿至8,000亿立方米。其中，城市供水需求量增长将领先于其他方面用水需求量的增长。
三、全国水资源需求情况
需求方面，2017年，全国经济稳定增长，城市化水平不断提高，水务行业所处的宏观经济形势持续向好，2017年全年总用水量6090亿立方米，比上年增长0.8%，总供水量基本稳定，其中，生活用水增长2.8%，工业用水增长0.2%，农业用水增长0.6%，生态补水增长1.7%。万元国内生产总值用水量78立方米，比上年下降5.6%。万元工业增加值用水量49立方米，下降5.9%。近年自来水用量基本稳定，自来水需求可分为居民生活用水和生产经营用水（包括工业用水、行政事业用水、经营服务用水和特种行业用水），其中工业用水是用水主体。
Ⅱ 水资源总量的计算方法
在一个区域内，如果把地表水、土壤水和地下水作为一个系统，则天然条件下的总补给量为降水量，总排泄量为河川径流量、总蒸散发量和地下潜流量之和。
需要收集降水量、河川径流量、总蒸散发量和地下潜流量等数据。可以看
《水资源总量计算》：
http://jwc.bjfu.e.cn/jpkch/2006/swyszyx/64.html
Ⅲ 浅层地下水资源计算
潜水是指赋存于地面下第一个含水层中的地下水，为浅层潜水和微承压水，埋藏深度一般为40～60m内，局部达80～120m。本次主要计算其天然资源和可开采资源，是对河南省第二轮地下水资源评价（2001年提交，基准年为1999年）的综合整理。
一、计算方法
平原岗地区采取均衡法，山地丘陵区采用径流模数法。
（一）平原岗地区
对于一个地下水系统或块段来说，在补给与消耗的平衡发展过程中，任一时段的补给量与消耗之差，恒等于该时段含水层中水体积的变化量，根据这一原理，依区域地下水的补给、径流、排泄条件，建立如下地下水均衡方程：
河南省地下水资源与环境问题研究
式中：Δt——均衡计算时段；
Δh——相应于△t时段内均衡区含水层水位变幅（m）;
F——均衡计算区面积（m2）；
μ——地下水位变动带岩石重力给水度；
Q总补——地下水总补给量（m3）;
Q总排——地下水总排泄量（m3）;
Q降补——降水入渗补给量（m3）;
Q侧补——山前侧向补给量（m3）;
Q径补——水平径流补给量（m3）;
Q河补——河流侧渗补给量（m3）;
Q库渗——水库入渗补给量（m3）;
Q井归——井灌回归量（m3）;
Q渠渗——渠灌回渗补给量（m3）;
Q开——地下水开采量（m3）;
Q蒸——地下水蒸发排泄量（m3）;
Q河排——河流排泄地下水量（m3）;
Q侧排——地下水侧向径流排泄量（m3）。
（二）山地丘陵区
山地丘陵区，地下水的补给主要为大气降水入渗，因降水入渗系数资料缺少，且取得难度大，不宜采用入渗系数法，故本次评价采用地下水径流模数法。此法是排泄量法的一种，其理论基础是山地丘陵地区地下水总的运动方向是向当地或区域地下水侵蚀基准面排泄，即向当地河谷排泄，在无开采或开采量不大的地区，枯水期或无降水期的地表水流量可视为地下水的排泄量。取得典型地段的地下水的排泄量后，将其换算为地下径流模数。地下水径流模数的含义，是单位面积、单位时间排泄地下水的量，单位一般取m3/(a·km2）。取得不同水文地质单元地区的地下水径流模数后，依此推算同类型地区的地下水资源，求得区域的地下水资源量。其计算公式如下：
Q=M·F
式中：Q——地下水天然资源量（m3/a）;
M——地下水径流模数[m3/(a·km2)];
F——计算区面积（km2）。
二、水文地质参数的确定
根据计算方法，需确定的水文地质参数主要有：重力给水度（μ）、大气降水入渗补给系数（α）、农田灌溉入渗补给系数（β）、渗透系数（K）和导水系数（T）、黄河侧渗系数、蒸发强度（ε）、水库渗漏补给系数、径流模数（M）和大气降水量（P）等。水文地质参数主要依据近期的新资料分析研究，结合老的资料，或利用动态资料重新计算而综合确定。
1.重力给水度（μ）
利用长观井地下水动态资料，选择近于单纯由蒸发消耗引起地下水位下降的时段，此时段蒸发量约等于地下水的疏干量。利用浅层水与水面蒸发强度及地下水位埋深的关系，计算水位变动带给水度，并参考《黄淮海平原地下水资源评价（河南部分）报告》及鹤壁、开封、许昌、洛阳、汝南、信阳、商丘、南阳等幅1:20万区域水文地质普查的试验和计算的数值，确定本次计算选取的给水度μ值，见表2-2。
表2-2 平原及岗区重力给水度（μ）取值表
2.大气降水入渗补给系数（α）
降水入渗系数α值的大小取决于包气带岩性、地下水位埋深、降水强度、降水量大小、前期降水量及地形地貌条件和植被覆盖情况等因素。根据区域监测多年动态资料，采用某一时段水量均衡法及降水量－水位上升相关法计算年均降水入渗系数，参考经验数值及《黄淮海平原地下水资源评价（河南部分）报告》、《河南省浅层地下水资源评价报告》、《河南省商丘地区浅层地下水资源攻关研究报告》、1:20万多幅普查报告、《郑州北郊水源地勘探报告》、《郑州“九五”滩地勘探报告》、《三门峡西火电厂扩建供水勘探报告》等一系列水源地勘探成果和“九五”期间所开展的郑州、新密、通许、尉氏、西平等30多个县（市）水文地质区划最新的成果资料、试验和计算的数值，并结合郑州、商丘两均衡试验场资料而确定，各系统不同包气带岩性、不同水位埋深条件下α值见表2-3。
表2-3 平原及岗区大气降水入渗补给系数（α）值系列表
3.农田灌溉入渗补给系数（β）
农业灌溉入渗补给系数大小与灌溉定额、灌水次数、包气带岩性结构和厚度有关。按供水水源的不同可分为井灌和渠灌两种，井、渠灌的入渗补给系数略有差异。根据商丘地区试验并参考有关1:20万普查、水源地勘探及1:10万区划报告和《黄淮海平原地下水资源评价报告》，本次井灌入渗补给系数岗区为0.05，平原区为0.1；地表水渠灌入渗补给系数岗区除信阳一带为0.05外，其余岗区为0.1，平原区为0.15。
4.渗透系数（K）和导水系数（T）
根据《黄淮海平原地下水资源评价（河南部分）报告》、多幅1:20万普查报告、水源地勘探报告及1:10万县（市）区域水文地质调查报告，有关的水文地质研究报告中抽水试验计算结果，结合近年地下水位变化情况最终经修正而确定，见表2-4。
表2-4 平原及岗区渗透系数及导水系数表
5.黄河侧渗系数
黄河侧渗对地下水的补给主要在郑州黄河桥以下，其中南岸长147km，北岸长345km，不同地段因岩性、结构差异，入渗量不一，南北两岸亦有所不同。根据《黄河水侧渗补给地下水研究报告》及《多泥沙河流影响带地下水资源评价及可持续开发利用综合研究》研究成果，本次黄河侧渗系数取值为46.76m3/(d·km·m）。
6.蒸发强度（ε）
地下水蒸发强度的大小与气象、岩性、水位埋深、植被覆盖程度等因素有关。水位埋深大于4m 时，蒸发很微弱，视为不蒸发。全省水位埋深小于2m 地区面积很小，蒸发区大部分水位埋深为2～4m，不分档次，均按小于4m 计算。根据郑州、商丘两试验场的潜水蒸发资料，并参考新中国成立50年来所取得的主要水文地质成果资料，选取确定不同岩性地区蒸发强度：粉细砂蒸发强度为0.012m/a，亚砂土蒸发强度为0.14～0.13m/a，亚砂、亚粘互层蒸发强度为0.09m/a，亚粘土蒸发强度为0.08m/a。其中，信阳地区因降水较多，气候湿润，蒸发强度选取亚砂土为0.12m/a，亚粘土为0.07m/a。
7.水库渗漏补给系数
根据“九五”期间开展的30多个县（市）区域水文地质调查及《河南省地下水资源开发利用规划报告》，水库渗漏补给系数确定为0.1。
8.径流模数（M）
径流模数，主要依据本省20世纪70年代以来进行的1:20万区域水文地质普查、1:10万县（市）区域水文地质调查、豫西地区和焦作地区的岩溶地下水资源及大水矿区岩溶水的预测利用与管理研究，并参考近40年来的气象资料作适当修正。碳酸盐岩径流模数[104m3/(km2·a)]：豫西一般为9.45～22.05，豫北一般为10.45～27.46；基岩径流模数[104m3/(km2·a)]：豫北一般为4.51～5.05，豫西及豫南为2.21～4.67。
9.大气降水量（P）
大气降水量，分地区选用。根据1956～1999年44年的降水量资料，统计计算的平水年（50%）、枯水年（75%）及多年平均降水量见表2-5。
表2-5 河南省各地市降水量统计表单位：mm
三、地下水资源量计算
（一）地下水均衡计算
地下水均衡计算限于平原岗地区，从供水意义考虑，仅对多年平均及枯水年进行计算，计算结果见表2-6及表2-7。根据计算，多年平均仅Ⅲ1、Ⅱ4-2区为正均衡，全省均衡量为﹣157085.02×104m3/a；枯水年各区均为负均衡，均衡量为－533688.68×104m3/a，说明地下水超采严重。
表2-6 河南省平原（含岗区）浅层地下水多年平均均衡计算表单位：104m3/a
表2-7 河南省平原（含岗区）浅层地下水枯水年均衡计算表单位：104m3/a
（二）浅层地下水天然补给资源量
地下水天然补给资源是指地下水系统中参与现代循环和水交替，可以恢复更新的重力地下水。一般属于潜水或微承压水，以现状均衡状况下的补给总量（或排泄总量）表示。
平原岗地区地下水天然资源量（Q平原）根据下式计算：
Q平原＝Q总补－Q井归
式中符号意义同前。
山地丘陵区地下水天然资源量利用径流模数法计算。
根据计算方式及前述水文地质参数、平原区地下水均衡，天然资源计算结果见表2-8。
表2-8 河南省浅层地下水天然资源量表
由表2-8可知，全省地下水的天然补给资源量中，平原区孔隙水天然补给资源量为131.77×108m3/a，山区天然补给资源量为38.87×108m3/a（其中岩溶水为20.06×108m3/a，裂隙水为18.81×108m3/a），扣除山地与平原岗地的重复量6.06×108m3/a，全省实际地下水天然补给资源总量为164.58×108m3/a。
（三）浅层地下水可开采资源量
地下水可开采资源，是指在一定经济、技术条件的约束下，可以持续开采利用的地下水量，并在开采过程中不发生严重的环境地质问题的地下水量。可开采资源与一定的开采方案有关，而且随经济、技术的发展而变化。平原和山区采取的计算方法有所差异。
1.平原岗地区浅层地下水可采资源计算
平原区浅层地下水可开采量采用合理水位埋深（4m）条件下，地下水得到的补给量扣除不可夺取的排泄量，作为地下水开采资源量。即水位埋深小于4m 地段，按水位埋深4m 计算补给量；水位埋深大于4m 地段，按现水位埋深计算补给量，再扣除不可采取的排泄量。平原地区一般地下水位埋深4m 时的补给量，略小于水位埋深小于4m 时的补给量。沿黄河地带，根据郑州“九五”滩地及北郊水源地的勘探成果，提供的允许开采量作为地下水的可采资源量，并以开采条件下单位长度河段黄河水对地下水的补给量作为参考值，推算沿黄河地带的地下水可开采资源量。岗地区的地下水可开采量，采用可采系数法评价，根据水文地质条件的差异，可采系数取0.9～0.3。开采条件下平原岗地的各项补给量及各区开采资源量见表2-9。
2.山区地下水可采资源计算
山区地下水可开采资源量，亦按可采系数评价。岩溶水地区，部分矿区地下水勘探程度较高，并开展了地下水动态的长期监测工作，为评价提供了可靠的依据。根据河南省焦作地区和豫西地区的岩溶地下水资源及大水矿区岩溶水的预测利用与研究报告，岩溶水的可采系数取0.95。一般基岩裂隙水地区，本省未进行过这方面评价工作，资料缺乏，暂取其地下水天然资源量的50%作为可开采资源量。
山区及全省各计算区、亚区浅层地下水可开采资源量见表2-10。
据表2-10，全省浅层地下水可采资源量为163.01×108m3/a，其中平原区孔隙水为134.54×108m3/a，山区为28.47×108m3/a（岩溶水为19.06×108m3/a，裂隙水为9.41×108m3/a）。需要指出的是：平原区地下水可采资源略大于其天然补给资源，主要原因是开采条件下激发河水（特别是激发黄河水）补给及将井灌回归量作为可开采量的一部分所致。开采条件下激发河水补给量为10.21×108m3/a，井灌回归量为6.78×108m3/a。
表2-9 开采条件下平原区浅层地下水多年平均补给量及可开采量表单位：104m3/a
表2-10 河南省浅层地下水可开采资源量表
Ⅳ 地下水资源的储量
20世纪50～70年代，中国许多水文地质工作者把地下水看作一种矿产资源，广泛地采用地下水储量这一概念来表示某一个地区的地下水量的丰富程度。按照这一概念，地下水储量分为静储量、调节储量、动储量和开采储量。静储量指储存于地下水最低水位以下的含水层中重力水的体积，即该含水层全部疏干后所能获得的地下水的数量。它不随水文、气象因素的变化而变化，只随地质年代发生变化，也称永久储量。静储量的数值等于多年最低的地下水位以下的含水层体积和给水度(见水文地质参数)的乘积。调节储量指储存于潜水水位变动带（年变动带或多年变动带）中重力水的体积，亦即全部疏干该带后所能获得的地下水的数量。它与水文、气象因素密切相关，其数值等于潜水位变动带的含水层体积乘以给水度。动储量也称地下水的天然流量，是单位时间内通过垂直于流向的含水层断面的地下水体积。通过测定含水层的平均渗透系数、地下水流的水力坡度和过水断面面积，用达西公式（见达西定律）进行计算。静储量、调节储量和动储量合称地下水的天然储量，它反映天然条件下地下水的水量状况。开采储量是指考虑到合理的技术经济条件，并且在集水建筑物远转的预定期限内不产生开采条件和水质恶化的情况下，从含水层中可能取得的水量。地下水的开采储量，一方面取决于水文地质条件特别是地下水的补给条件，另一方面取决于集水建筑物的类型、结构和布置方式。其含义是和允许开采量相当的。70年代以后，在中国对地下水储量一词较少使用。
Ⅳ 如何计算水资源总量
水资源总量理论上不是很难的！！ 收集地表水、地下水的虚燃资料，睁誉亏，
区域水资源总量＝地表水资源量 + 地下水悉神资源量 - 重复计算部分
Ⅵ 地下水资源量的估算包括哪几个方面
地下水资源量的估算包括方面：
（1）动储量：是指单位时间流径含水层（带）横断面的地下水体积，也即地下水天然流量，这代表侧向补给量，单位为m3/d等。动储量具有季节性变化。
（2）静储量：是指地下水位年变动带以下含水层中储存的重力水体积，或充满承压水含水层空隙中的重力水体积（单位：m3）。
（3）调节储量：是指地下水年变幅带内重力水体积（单位：m3）。
1、多年平均地下水资源量的组成及其时空分布特征。
2、多年平均地下水可开采量及其空间分布特征。
(1)垂直方向循环。垂直方向循环即大气降水、地表水渗入地下，形成地下水，地下水又通过包气带蒸发向大气排泄，如潜水的补给与排泄。
(2)水平方向循环。水平方向循环是指含水层上游得到补给形成地下水，在含水层中长时间长距离地径流．而在下游的排泄区排出地表，如承压水的补给与排泄。
地下水形成：
地下水资源主要是由于大气降水的直接入渗和地表水渗透到地下形成的。因此，一个地区的地下水资源丰富与否，首先和地下水所能获得的补给量与可开采的储存量的多少有关。在雨量充沛的地方。
在适宜的地质条件下，地下水能获得大量的入渗补给，则地下水资源丰富。在干旱地区，雨量稀少，地下水资源相对贫乏些。中国西北干旱区的地下水有许多是高山融雪水在山前地带入渗形成的。
地下水资源由大气降水和地表水转化而来，在地下运移，往往再排出地表成为地表水体的源泉。有时在一个地区发生多次的地表水和地下水的相互转化。故进行区域水资源评价时，应防止重复计算。
Ⅶ 地球上淡水储量占全球总水量的多少
地球上淡水储量占全球总水量的2.53%。
地球上的淡水资源占总水量蠢誉近3%。海洋约占地球总水量的96.53%，陆地淡水只占总水量的2.53%（其中冰川占陆地淡水的68.69%），湖泊咸水和地下咸水占0.94%。
我国淡水资源总量约为2.8万亿立方米，居世界第六位。按照我国人口十三亿计算，人均约2153.846立方米，只相当世界人均占有量的4分之1，居世带余段界第109位。
我国是严重的缺水大国，在40多个严重缺水国家中位居前列。
淡水储量占全球总水量的计算方毁高法：
淡水资源就是我们通常所说的水资源，指陆地上的淡水资源。是由江河及湖泊中的水、高山积雪、冰川以及地下水等组成的。
P年降水量，R年河川径流量，Rs年地表径流量， Rg年河川基流量， E年总蒸发量，Es年地表蒸发量，Eg年潜水蒸发量，Ug年地下潜流量（包括周边流出量），△V地表、土壤、地下水的年蓄水量，△SR地表年蓄水量，△Ss包气带年蓄水量，△Sg地下水年蓄水量，Pr年降水入渗补给量。
Ⅷ 地下水资源计算
9.3.3.1 地下水天然资源量计算
研究区天然条件下地下水主要接受大气降水渗入补给、灌溉水回渗补给和侧向径流补给。其中，研究区天然条件下地下水资源总补给量扣除降水与灌水重复量为地下水天然资源量。即
Q天然=Q降+Q灌+Q侧-Q重 (9.21)
式中:Q降为降水入渗补给量;Q灌为灌溉水回渗补给量;Q侧为地下水侧向径流补给量;Q重为降水与灌水重复计算量。
(1)大气降水入渗补给量
Q渗=λXF/10 (9.22)
式中:Q渗为大气降水入渗量，万m3/a;λ为大气降水入渗系数;X为大气降水量，mm/a;F为计算区面积，km2。
计算结果见表9.12及图9.25。
表9.12 大气降水入渗补给量计算表
续表
图9.25 大气降水入渗补给量统计图(2002～2006年)
(2)灌溉水回渗补给量
Q水田=βBF/100+βXF/10 (9.23)
Q菜田=βBF/100 (9.24)
式中:Q水田为水田回渗量，万m3/a;Q菜田为菜田回渗量，万m3/a;β为灌溉水回渗系数;B为灌溉定额，m3/hm2;F为灌溉面积，km2;X为灌溉期大气降水利用量，mm/a，按同期降水量的70%计算。
计算结果见表9.13及图9.26。
表9.13 灌溉水回渗量计算表
续表
图9.26 灌溉回渗量统计图(2002～2006年)
(3)地下水侧向径流补给量
利用达西断面法计算，
Q侧入=365BKIH/104 (9.25)
式中:Q侧入为侧向径流补给量，万m3·a-1;B为计算断面宽度，m;K为含水层渗透系数，m/d;I为垂直计算断面水力坡度(无因次);H为含水层厚度，m。
计算结果见表9.14及图9.27。
表9.14 地下水侧向径流补给量计算表
续表
图9.27 地下水侧向径流补给量统计图
1—牤牛河北岸;2—牤牛河南岸;3—江北;4—龙潭山区;5—江南;6—白山;7—温德河区;8—老市区;9—哈达湾;10—七家子
(4)降水与灌水重复计算量
由于研究区只在牤牛河北岸、温德河区和白山区存在水田灌溉区，故本次大气降水入渗与灌溉水入渗重复计算量只计算了3个区，并且白山区在2006年没有种植水田，所以2006年白山区没有降水与灌水重复计算量。
计算公式如下
Q重=λXF/10 (9.26)
式中:Q重为大气降水入渗与灌溉水入渗重复计算量，万m3/a;λ为大气降水入渗系数;X为灌溉期大气降水量，mm/a，按年降水量65%计算;F为水田灌溉面积，km2。
计算结果见表9.15及图9.28。
研究区地下水天然资源量为3009.1514万m3/a，其中大气降水入渗量(扣除重复量)为2122.2668万m3/a，占71.7%，灌溉水回渗量为107.3700万m3/a，占3.6%，地下水侧向径流量为776.5489万m3/a，占24.7%;中等枯水年地下水天然资源量为2667.2992万m3/a;枯水年地下水天然资源量为2434.9040万m3/a(表9.16)。研究区地下水平均补给资源模数为21.52万m3/(a·km2)，其中牤牛河沿岸资源最为丰富，模数值大于30万m3/(a·km2)，哈达湾、白山及温德河沿岸补给资源模数20万～30万m3/(a·km2)，其他地段补给资源模数为10万～20万m3/(a·km2)(图9.29、图9.30)。
表9.15 降水与灌水重复计算量表
图9.28 降水与灌水重复计算量统计图(2002～2006年)
图9.29 地下水天然资源量统计图(2002～2006年)
图9.30 地下水天然资源分布图
表9.16 地下水天然资源计算表单位:万m3·a-1
续表
研究区地下水资源量按行政与流域分区统计结果见表9.17、图9.31及图9.32。其中，牤牛河流域地下水资源量为551.3809万m3/a，松花江流域资源量为2195.7167万m3/a，温德河流域资源量为259.0881万m3/a，龙潭区资源量为1237.9215万m3/a，昌邑区资源量为634.6360万m3/a，船营区资源量为391.6595万m3/a，丰满区资源量为741.9687万m3/a。
表9.17 地下水天然资源汇总表(按行政与流域分区)
图9.31 地下水天然资源统计图(按流域分区)
1—牤牛河;2—松花江;3—温德河
图9.32 地下水天然资源统计图(按行政分区)
1—龙潭区;2—昌邑区;3—船营区;4—丰满区
9.3.3.2 地下水储存量计算
研究区地下水储存资源丰富，可以充分发挥储存资源的调节作用，使大部分地区可按以丰补歉疏干补偿的原则开发利用地下水。储存量计算公式如下:
Q储=100μFH (9.27)
式中:Q储为地下水储存资源量，万m3;μ为含水层给水度;F为计算区面积，km2;H为含水层平均厚度，m。
计算结果见表9.18及图9.33。
表9.18 地下水储存量计算表
续表
图9.33 地下水储量统计图
1—牤牛河北岸;2—牤牛河南岸;3—江北;4—龙潭山区;5—七家子;6—哈达湾;7—老市区;8—温德河区;9—白山;10—江南
Ⅸ 地下水天然资源量计算
以多年平均天然补给量作为地下水的天然资源量，天然资源量补给项包括：大气降水入渗补给量、侧向径流补给量、河流渗漏补给量、地表水灌溉补给量。地下水灌溉回渗补给量为地下水重复计算量，不包括在天然资源中。其计算方法是利用长系列（1956～2000年）的水文、气象资料，取其多年平均值进行计算，计算单元与计算方法与均衡计算相同。全区共划分为16个气象分区，计算单元的降水量、蒸发量采用控制气象站的多年算术平均值，并按统计经验频率分别计算丰水年（降水频率为25%）、平水年（降水频率为50%）、枯水年（降水频率为75%）的降水量，计算不同降水水平年的地下水补给资源量。
一、天然资源计算
（一）降水渗入补给量
大气降水入渗补给是本区地下水的主要补给源，其入渗量与降水量、潜水水位埋深及包气带岩性等条件有关。根据包气带岩性和潜水位埋深将全区划分为76个降水入渗系数分区，131个计算段，计算公式为
Q降水＝10-1·α.X.F
其中：Q降水为降水对地下水补给量，104m3·a-1；α为渗入补给系数；X 为计算时段有效降水量（mm/a），按全年降水的90%计算；F为计算单元内陆地面积F（km2），扣除了计算单元内的水体面积。
（二）地下径流侧向补给量
盆地周围均是基岩山地丘陵区，其侧向补给地下水的量很有限，地下水侧向径流补给主要来自于山区河流的地下水径流，全区共有补给断面25条，根据达西定律，各个断面的侧向径流量按如下公式计算：
Q侧补＝10-4·K·M·B·J·丁
式中：Q侧补为地下水侧向流出量，104m3·a-1;K为补给断面平均参透系数，m/d;M 为补给断面含水层平均厚度，m;I为补给断面的地下水力坡度；B 为补给断面宽度，m;T 为补给时段长（365 d）。计算结果见表6—11。
（三）河道渗漏补给量
从地下水等水位线与河流关系分析，盆地内对地下水有补给的河流分布在西部山前倾斜平原与嫩江的齐齐哈尔江段。其中，霍林河近几年干枯，洮儿河2004年也已干枯，因此这两条河流2004年没有计算入渗量。河流渗漏补给量按以下公式计算：
Q河渗＝10-4·B·L·K·（H河—H）/M·丁
式中：Q河渗为河道渗漏补给量，104m3·a-1;H河为河流水位，m;H 为地下水位，m;B为河床宽度，m;L为计算段河流长度，m;K为河床底积层渗透系数，m/d;M 为河床底积层厚度，m；丁为补给时段长（d），这里取155～185 d。
洮儿河入渗补给量采用上、下游流量差计算河水入渗量，将上游水文站镇西站和务本站的河道来水量减去下流水文站洮南站的河道来水量和区间引出水量作为扇形地河道渗漏补给量。用公式表示为：
Q河补＝Q镇西＋Q务本—Q洮南—Q引水
式中：Q河补为河道渗漏补给量，104m3·a-1;Q镇西、Q务本、Q洮南为镇西、务本、洮南水文站河流多年平均径流量，104m3·a-1;Q引水为上、下游站之间的引用河水量，104m3·a-1，为Q引水＝900× 104m3·a-1。
根据1956～2004年的水文资料统计，Q镇西＝155 199×104m3·a-1,Q务本＝246 211.17×104m3·a-1,Q洮南＝143 818×104m3·a-1，计算得Q河补＝24 692.17×104m3·a-1。河流渗漏补给量计算结果见表6—12。
（四）灌溉水回渗补给量
灌溉回渗水量主要是水田灌溉回渗，回渗水量计算公式：
Q回＝10-4β回·Q灌·F
式中：Q回为农田灌溉水回渗补给量，104m3·a-1;Q灌为灌溉定额，m3·hm-2;F为水田面积， hm2；β回为灌溉回渗补给系数。
二、天然资源量计算结果
计算结果见表6—19，全区地下水多年平均补给资源量为131.8082×108m3，其中，降水入渗补给量为111.5804×108m3，占补给量的84.6%，侧向补给量为2.7721×108m3，占2.1%，河流渗漏补给量为9.0442×108m3，占6.9%，地表水灌溉回渗量为8.4115×108m3，占6.4%。枯水年（降水频率为75%）补给量为109.6291×108m3，比多年平均少22.1782×108m3。
表6—19 天然资源计算成果表
续表
三、地下水可开采量确定
本次地下水开采资源计算采用水均衡法、平均布井法及开采系数法。
（一）水均衡法
水均衡法计算地下水开采资源量是通过总补给量减去不可夺取的地下水排泄量得到的。不可夺取的排泄量包括不可夺取的蒸发排泄量、不可夺取的河流排泄量、不可夺取的侧向排泄量及不能夺取的湖泡排泄量。
松嫩平原地下水资源及其环境问题调查评价
1.不可夺取的蒸发排泄量
地下水位即使是降到蒸发极限深度以下，仍存在一部分蒸发量，根据低平原地下水位下降不超过10 m，高平原不超过15 m，河谷平原不超过5 m 这样一个开采方案，通过潜水蒸发率随地下水位下降变化曲线图查得蒸发系数，计算地下水的不可夺取的蒸发量。
2.不可夺取的河流排泄量
在开采状态下，由于地下水位降低，河流排泄将会减少，但在东部高平原地下水位是无法降至河水位以下的，仍将会有一部分地下水排向河流。从维持河道生态环境角度考虑，河流必须保持一定的最低水量，按照水利部门确定的河道最低需水量为多年平均河道水量的25%，来确定全区地下水最低河流排泄量为多年平均的25%。
3.不可夺取的侧向流出量
侧向流出只有松花江河谷一个出口，在未来开采条件下减少不大，因此，仍按现状条件下的径流排泄量计算。
4.不可夺取的湖泡排泄量
松嫩低平原湖泡星罗棋布，与地下水联系密切，有的常年接受地下水补给。虽然湖泡排泄地下水量是完全能够夺取的，但必将导致湖泡消失，生态环境严重恶化。松嫩平原湖泡数量和水域面积已经到了再也不能减少的程度，要保持目前的湖泡数量和水域面积，就必须有一部分地下水补给湖泡，这是不能夺取的地下水排泄量，地下水湖泡排泄量按现状条件计算。均衡法计算开采资源结果见表6—20。
表6—20 水均衡法计算开采资源表（单位：108m3·a-1）
（二）开采系数法
开采系数法计算地下水可采资源量是一种简单有效方法，它直接以补给资源量为依据，乘以开采系数获得开采资源量，开采系数最大值分布在西部扇形地，为0.87；最小值分布在东部高平原为0.65。经计算，全区开采资源量为102.3603×108m3（见表6—21）。
表6—21 开采系数法计算地下水开采资源量结果表
（三）平均布井法
平均布井法是以水文地质参数为依据计算地下水开采资源的一种方法。松嫩平原水文地质勘察资料比较丰富，不同地段、不同深度含水层的水文地质条件比较清楚，可以获得比较准确的单井涌水量。本次是采用稳定流平均布法计算地下水开采资源，布井面积为陆地面积（不包括玄武岩区），采用方形网格布井，井距、单井涌水量根据前人资料和现状开采经验值确定，地下水位降深潜水设计为5 m，承压水为15 m。在高平原缺水区评价了白垩系地下水开采资源，评价深度为200 m。
计算公式为： Q开＝102·Q单·n
n=F/L2
式中：Q开为开采资源量，104m3·a-1;Q单为单井涌水量，m3·a-1;F为布井面积km2;L为布井间距（m），单井引用影响半径的2倍。
经计算，全区开采资源为101.5230×108m3，计算结果见表6—22。
（四）开采资源量的确定
通过三种方法计算的全区地下水开采资源量：均衡法计算结果为105.7016×108m3、开采系数法计算结果为102.3603×108m3、平均布井法计算结果为101.5230×108m3。均衡法从水量均衡角度控制全区及各系统的开采资源，开采系数法则是依据补给资源量确定开采资源量，全区开采系数为0.78，平均布井法则是从具体的水文地质条件出发计算地下水开采资源量。三者相互验证，结果比较接近，增加了开采资源量计算的可靠性，以平均布井法计算的开采资源量作为全区的开采资源量，即101.5230×108m3。
表6—22 平均布井法计算开采资源成果表
四、多年平均补给量与排泄量分析
全区地下水总补给量为134.1475×108m3，按目前开采量计算的总排泄量为137.7287×108m3，二者相差—3.5812×108m3，总排泄量略大于补给量，各亚区也都呈现排泄量略大于补给量的现象，全区呈负均衡。这与全区地下水水位下降的实际情况一致。近20年来，气候总体偏旱，降水量偏少，地下水开采量增加较快，地下水位出现不同程度的下降，山前倾斜平原下降幅度最大，达2～7 m，主要原因是降水和大兴安岭河流来水减少；中部低平原平均下降1～2 m，主要原因是开采量增加较大而引起；东部高平原地下水位下降程度差异较大，松花江干流亚系统水位下降幅度较大，第二松花江亚系统水位下降幅度较小，河谷平原变化幅度最小。
（一）地下水总补给量及其近20年的变化
全区地下水总补给量为134.15×108m3，天然资源量为131.81×108m3。补给量中降水入渗补给为111.58×108m3，占总补给量的83%，占天然资源的85%。区外地下水流入2.77×108m3，河流转化补给9.04×108m3，地表水转化为灌溉渗入补给8.41×108m3，地下水灌溉回渗2.34×108m3。近20年地下水补给量呈现减少的趋势，总补给量比1984年减少了14.06×108m3，比1994年减少8.81 ×108m3。其主要原因，第一是自1998年洪水以来该地区降水量一直偏小，1999年以来的大气降水平均为395.84 mm，比多年平均值475 mm减少了79.16 mm。在几个主要气象观测站当中，长春站减少了114.1 mm，白城站减少130.5 mm，哈尔滨站减少42.4 mm，齐齐哈尔站减少46.5 mm；第二是由于降水量减少，导致河流径流量减少，从而导致河流渗漏补给量减少；第三是大量开发地下水使水位下降，补给途径增长，降水补给入渗率降低。
（二）地下水排泄量及其近20年的变化
全区地下水总排泄量为137.73×108m3，其中蒸发55.65×108m3，河流排泄18.13×108m3，湖泡排泄5.36×108m3，侧向流出0.27×108m3，开采58.16×108m3，人工开采已成为地下水的主要排泄方式。与1984年相比，天然排泄总量比1984年减少35.76×108m3。其中蒸发量比1984年增加了6.69×108m3；径流排泄量（包括向河流排泄、湖泡排泄量、泉的排泄量）减少了42.45×108m3；人工开采量增加了29.48×108m3，人工开采量夺取的主要是地下水河流排泄量。
（三）近20年来开采资源量的变化
近20年来，由于地下水补给资源量的减少，导致可开采资源量的减少。可开采量比1984年减少了18.99×108m3，比1994年减少了7.5×108m3（图6—2）。与此同时，地下水开采量由1984年的28.68×108m3，增加到58.16×108m3，增加了29.48×108m3。可开采资源量减少的主要原因是地下水补给量减少，在实际开采过程中出现资源枯竭，水位持续下降。
图6—2 近20年来补给资源量与开采资源量的变化