答：您好，流域產流計算方法主要有蓄滿產流和超滲產流兩種。
蓄滿產流
蓄滿產流降水補足土壤包氣帶缺水後所形成的徑流。在南方濕潤地區或北方多雨季節，流域蓄水量較大，地下水位較高，一次降雨後，流域蓄水很容易達到飽和，它不僅產生地表徑流，而且下滲水量中不全是損失，其中一部分成為地下徑流，所以產流包括地面徑流和地下徑流兩部分。
超滲產流
超滲產流當降雨強度或融雪強度超過地面的土壤下滲能力後所形成是徑流。在北方乾旱地區或南方少雨季節，流域蓄水較少，地下水埋藏較深，一次降雨後流域蓄水達不到飽和，下滲水量全部屬於損失，不形成地下徑流，只有當降雨強度大於下滲強度時才產生超滲雨，形成地面徑流。
一、區別
（1）超滲產流，發生在包氣帶上界面（地面）的產流機制。地面徑流的形成過程是在降雨、植物截留、填窪、雨期蒸發及下滲等幾個過程組合下的發展過程。超滲產流是指地面徑流產生的原因是同期的降水量大於同期植物截留量、填窪量、雨期蒸發量及下滲量等的總和，多餘出來的水量產生了地面徑流。一般困世答來說，植物截留量、雨期蒸發量、填窪量一般較小；而下滲量一般較大、且變化幅度也很大，它從初滲到穩滲、在時程上具有急變特性，空間上也具有多變的特性。下滲量的時空變化一般表現為：同一種土壤情況下，土壤乾燥時，下滲能力強；土壤濕潤時，下滲能力小。由此可見，下滲對地面徑流的產生影響很大。地面徑流產生的前提條件是：產流界面是地面（包氣帶的上界面）；必要條件是要有供水源（降水）；充分條件是降雨強度要大於下滲返滑能力。
（2）蓄滿產流又稱超蓄產流。因降水使土壤包氣帶和飽水帶基本飽和而產生徑流的方式，是降雨徑流的產流方式之一。在降雨量較充沛的濕潤、半濕潤地區，地下潛水位較高，土壤前期含水量大，由於一次降雨量大，歷時長，降汪慧水滿足植物截留、入滲、填窪損失後，損失不再隨降雨延續而顯著增加，土壤基本飽和，從而廣泛產生地表徑流。此時的地表徑流不僅包括地面徑流，也包括壤中流和其它形式的淺層地下水產流。蓄滿產流方式往往不能在山區流域上普遍實現，在平原區則容易發生。在土層較薄的坡腳，由於飽和坡面流的存在，也具有蓄滿產流意義。蓄滿產流這一術語是中國水文學家基於中國江淮流域，尤其是江南河網化地區具體情況提出的，它對產流理論和降雨徑流形成規律的探索，雨洪預報方法的研究有一定的實際意義。
② 喀斯特流域產流特徵
喀斯特流域與非喀斯特流域（主要指我國南方地區）在流域產流特徵上存在著一定的差異，其本質在於喀斯特流域有其自身特殊的地貌形態結構和含水介質結構。在非喀斯特流域中，地貌形態結構相對比較單一，大多以流水侵蝕地貌為主，不管地表起伏大小如何，地表都常常有一土層覆蓋，壤中流是其流域必有的一種徑流成分；另外，地表以下的水常常都是在均一孔隙介質中貯存或運動，基岩裂隙的蓄水作用相對可以忽略不計，而喀斯特流域由於水的溶蝕和侵蝕特徵，地貌形態結構相對多樣化，再加上碳酸鹽岩成土速度極慢，導致地貌形態結構決定了土壤層在流域空間上的分布，如地表坡度比較大的錐峰、塔峰、緩丘等常常是基岩裸露，僅在窪地盆地、平原地帶才有一定厚度的土壤覆蓋層，這就使其降雨進入地表後的第二次分配具有一定的特殊性；其次，由於碳酸鹽岩的可溶性，使其基岩次生溶隙特別發育，蓄水和滯水作用為主要功能的微小溶隙與水作用為主要功能的大溶隙管共存，使其基岩裂隙層中的皮下水流成為喀斯特流域造峰流量特有的徑流成分。因此，可把喀斯特流域地貌產流特徵歸納如下：
1.產流模式與地貌類型的一致性
喀斯特流域產流特徵之一是產流模式與流域地貌形態結構密切相關，由於地貌類型的差異可導致產流機制的改變，例如，從峰叢窪地到峰林盆地，以皮下徑流和裂隙層超蓄地面徑流機制為主的產流模式會改變為以壤中徑流和孔隙包氣帶層蓄滿的飽和地面徑流為主的產流模式。另外，流域地貌水文參數也會因地貌類型的改變而改變，以貴州普定喀斯特地區為例，從上游母豬洞喀斯特峰叢窪地到下游後寨喀斯特峰林盆地，流域最大平均蓄容量Wm從10mm增加至30mm（據章海生等，1987）；地表形態徑流強度系數也從1.31減少到1.07；另外，反映流域蓄水容量均勻程度的b值在峰叢窪地流域也小於峰林盆地流域。
2.主導產流機制的單一性
盡管產流模式與地貌類型密切相關，並涉及到產流機製成分及其組合，但從產流過程的本質來講，基本產流機制仍可視為蓄滿產流。在喀斯特峰叢窪地流域，具有蓄水作用功能的含水層僅分布在表層裂隙帶，下滲強度大，但又由於表層蓄水容量較小，場降雨可得到滿足，必然產生側向運動的皮下徑流和超蓄地面徑流，因而產流量僅與降雨量有關，另外，盡管在表層裂隙帶以下發育有地下管道，還有水流通過，但從本質來講，這些地下管道系統的巨大空間其功能上不具有蓄水作用，而主要表現為導水作用。還有一些地表窪地因消水洞排水不暢而產生積水，但這些水體最終還是要滲漏產生側向運動，積水窪地的功能主要是滯水作用，使洪水過程線底寬增大。
又譬如，在喀斯特峰林溶原或峰林盆地流域，盡管局部地段土壤層較厚，降雨強度較大時會形成超滲地面徑流，但從整個流域來看，不管是裸露區還是覆蓋區，地表下滲強度都較大，降雨通過下滲首先補給地下缺水容量，當包氣帶較薄時，下滲水量滿足缺水容量後同時產生地下徑流（包括土壤層和底部基岩裂隙層）和飽和地面徑流；當包氣帶較厚時，先產生的是地下徑流，並隨著入滲過程的進行再產生飽和地面徑流，側向徑流的形成是從下至上這樣一種過程，有些喀斯特流域因地表河切割較深或地下水網特別發育，盡管不產生飽和地面徑流，但降雨通過地表的下滲已使流域缺水容量達到飽和，這時所產生的地下側向徑流機制也屬於蓄滿產流方式。我國許多學者在貴州、廣西、四川等幾十個大、中、小喀斯特流域採用蓄滿產流模型進行產流分析計算都得到滿意的結果（章海生等，1987；黃庄宏等，1987；張建雲等，1988；庄一鴒等，1989；程根偉，1991；梁虹等，1992），因而也從另一個側面說明了喀斯特流域的主導產流機制仍是蓄滿產流。這里的蓄滿與非喀斯特流域有一定的區別，蓄滿僅僅指流域蓄水容量達到飽和，但在飽和層內仍然可能存在較大的導水空間，從而形成的是氣相、液相和固相的三相結構體。
3.產流成分的多樣性
由於喀斯特流域含水結構除了土壤孔隙結構外，還具有碳酸鹽岩的溶蝕微小裂隙結構和較大裂隙管道結構，因而除了非喀斯特流域所具有的壤中流、超滲地面徑流、飽和地面流、坡面流和地下徑流外，還具有喀斯特流域特有的基岩裂隙層中的皮下徑流和裂隙管道流等側向運動水體，表現了喀斯特流域中的多種界面產流特徵。另外，在垂向自由運動的水體有形成於土壤孔隙層和基岩微小裂隙層中的滲透流、形成於較大豎向裂隙中的滲漏流以及進入落水洞、漏斗中的豎井流。因此，喀斯特流域表現了多種徑流成分。
③ 地下水量均衡計算
一、均衡方程的建立
根據水均衡原理，結合松嫩平原地下水的補給、徑流、排泄條件，建立地下水量總均衡方程：
松嫩平原地下水資源及其環境問題調查評價
其中：∑Q補＝Q降水＋Q側補＋Q河滲＋Q回滲
∑ Q排＝Q蒸發＋Q側排＋Q河排＋Q湖排＋Q泉排＋Q開采
式中：Q補為地下水總補給量，104m3·a-1;Q排為地下水總排泄量，104m3·a-1；μ為水位變動帶給水度；F為均衡區面積，km2； H 為水位變幅，m； t為均衡時間段長，a;Q降水為降水入滲補給量，104m3·a-1;Q側補為側向徑流補給量，104m3·a-1;Q河滲為河流滲漏補給量，104m3·a-1;Q回滲為渠道滲漏及灌溉回滲補給量，104m3·a-1;Q蒸發為潛水蒸發排泄量，104m3·a-1;Q側排為側向徑流排泄量，104m3·a-1;Q河排為河流排泄量，104m3·a-1;Q湖排為湖泡排泄量，104m3·a-1;Q泉排為泉水排泄量，104m3·a-1;Q開采為人工開采量，104m3·a-1。
均衡期為2004年5月初至2005年4月末一個水文年。
二、補給項計算
松嫩平原地下水補給主要來源於大氣降水入滲補給、地表水和農田灌溉水的入滲補給以及山丘區地下水側向徑流補給。
（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， 104m3·a-1。按全年降水的90%計算，在計算時每個單元取區內幾個氣象站的算術平均值；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，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.T
式中：Q側補為地下水側向流出量，104m3·a-1;K 為補給斷面平均滲透系數，m·d-1;M 為補給斷面含水層平均厚度，m;J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—9。
（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·T
表6—9 地下水側向徑流補給量一覽表
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-1;M為河床底積層厚度，m;T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,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—10。
表6—10 河道滲漏補給量（單位：104m3·a-1）
（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。各補給項計算成果見表6—11。
表6—11 2004年地下水均衡補給項計算成果表（單位：104m3·a-1）
續表
續表
三、排泄項計算
（一）潛水蒸發量
潛水蒸發強度主要與潛水水位埋深、包氣帶岩性、地表植被和氣候因素有關，是地下水主要排泄途徑之一，特別是低平原由於潛水水位埋深較淺，潛水蒸發強烈。對於潛水水位埋深小於蒸發極限深度的地區蒸發量由下式計算：
Q蒸發＝102·ε·F
ε＝ε0·（1—h/L）n或 ￡＝ε0·β·F
式中：Q蒸發為潛水蒸發量，104m3·a-1;h為水位埋深小於蒸發極限埋深區的平均地下水位埋深，m;L為地下水蒸發極限埋深，m;F為埋深小蒸發極限埋深區的面積，km2；ε。為E601蒸發器測定的水面蒸發強度，mm·a-1；β為潛水蒸發率。
由參數分析知道，地下潛水蒸發量在給水度較大的岩層中最終接近一個常數，目前松嫩平原地下水位一般在3.5～8 m，地下水在蒸發極限深度以下是存在蒸發量的。因此，對潛水位在蒸發極限深度以下的地區採用蒸發系數計算潛水蒸發量，結果見表6—12。
表6—12 蒸發量計算成果表
（二）河流排泄量
1.基流分割法計算高平原河流排泄量
從地下水等水位線分析，盆地內分布在高平原的河流及嫩江的下游江段，基本是常年排泄地下水，汛期地下水回補現象明顯。選擇這些河流上的控制性水文站的多年測流資料，進行河水基流分割計算地下水排泄量。將河流徑流量分割為地表水徑流量和地下水徑流量，通過地下水徑流模數求得區內控制面積的地下水排泄量。
2.水均衡法
對於嫩江下游與松花江段排泄地下水量，通過沿江各段上下游水文站測流之差計算地下水排泄量。計算公式為：
Q河排＝Q下—Q上—Q匯＋Q調出
式中：Q下為下游觀測站的流量，104m3·a-1;Q上為上游觀測站的流量，104m3·a-1;Q匯為區間支流匯入量，104m3·a-1;Q調出為區間地表水調出量，104m3·a-1。
河流排泄量計算結果見表6—13、表6—14。
表6—13 高平原河流排泄地下水計算成果
表6—14 嫩江－松花江幹流排泄地下水量（單位：108m3·a-1）
（三）湖泡排泄量
在松嫩低平原分布著幾百個大小湖泡，位於盆地中心的湖泡，一部分湖水位低於地下水位，湖泡排泄地下水，例如大布蘇泡湖面水位為122 m，而其周圍的地下水位則為140 m，是典型的常年排泄地下水的湖泡。潛水等水位140 m 線以下地區，湖水和地下水處於相互補給和排泄的動態平衡狀態，區域上的地下水向湖泡排泄量採用水均衡法通過下式計算：
Q湖排＝Q蒸發—Q產流—Q河注—Q降水—Q調入＋Q調出
式中：Q蒸發為湖泡水面蒸發量，104m3·a-1;Q產流為湖泡控制流域面積上的地表水產流量， 104m3·a-1;Q河注為河流注入水量，104m3·a-1;Q降水為湖泡水面降水量，104m3·a-1;Q調入為從區外調入的水量，104m3·a-1;Q調出為調出的湖泡水量，104m3·a-1。
湖泡排泄量計算成果表6—15。
表6—15 湖泡排泄量計算成果表
（四）泉水排泄量
區內泉水排泄地下水量只計算兩處，前郭縣的龍坑泉和五大連池泉群，根據觀測資料統計多年平均泉水排泄量：龍坑泉為1591.4×104m3·a-1，五大連池泉群為75.75×104m3·a-1。
（五）側向流出量
從整個盆地角度看，地下水側向流出量只有松花江河谷一處，根據達西定律只計算松花江河谷一處側向排泄量，計算方法同側向補給量計算。
Q側補＝10-4·K·M·B·J· T
式中符號意義同前。經計算松花江河谷側向流出量為：2601.72×104m·3a-1。
（六）地下水現狀開采量
地下水開采量是通過實際調查獲取的，調查採取重點地段調查和控制區域類比的方法，結合收集的地下水現狀開采資料綜合得出。地下水開采量包括農業開采量、工業開采量、城鎮生活開采量、農村生活開采量及其他開采量。調查統計全區平水年地下水開采量為581 593.51×104m3·a-1（表6—16）。其中農業用水量為44 250.01×104m3·a-1，工業用水量為73 316.98×104m3·a-1，生活用水量為84 026.40×104m3·a-1。
表6—16 地下水現狀開采量計算統計表
四、地下水調節變化量
調節變化量包括潛水的容積儲存量和承壓水的彈性儲存量，本次計算彈性儲存量只考慮了第四系承壓水彈性儲存量的變化，未考慮古近－新近系承壓水彈性儲存量的變化。
潛水調節量的變化量公式：
Q儲變＝102·μ· h·F
有越流系統的地下水調節量的變化量公式：
Q儲變＝102·（μ＋μ＊）· h·F
式中：Q儲變為地下水調節量的變化量，104m3·a-1；μ為水位變動帶岩層給水度；μ＊為承壓水彈性釋水系數； h為地下水位年變幅，m·a-1;F為計算單元面積，km2。
調節變化量計算結果見表6—17。
表6—17 2004年地下水調節變化量計算結果表
五、均衡計算結果分析
2004年地下水均衡計算結果見表6—18。2004年各均衡區均為負均衡，這與當年的實際情況一致。從實際情況看，2004年大部分地區是一個降水頻率為85%～95%的枯水年，洮兒河，霍林河全年斷流。全區地下水降水入滲補給量與多年平均值相比減少了27.74×108m3，總補給資源量減少了33.23×108m3。各區地下水開采量都有不同程度增加，全區地下水開采量比平水年增加了8.18× 108m3。根據2004年5月和2005年4月的地下水位統測數據統計，全區地下水位平均下降0.31 m。
表6—18 2004年地下水均衡計算結果
嫩江流域地下水系統水位下降幅度最大，平均為0.48 m。其中Ⅰ1區下降0.29 m, Ⅰ2區達0.72 m,Ⅰ3區下降0.55 m,Ⅰ4區下降0.34 m。其原因是這一地區處於半乾旱氣候區，2004年該區西部山前傾斜平原降水僅為平水年的一半，導致該地區地下水降水入滲補給量減少了21.51×108m3，另一方面，該區農灌井密度大，農業用水占總用水量的70%以上，枯水年農業開采地下水量大幅度增加。2004年，Ⅰ1區和Ⅰ4區農業用水開采量增加了30%, Ⅰ2區增加了50%,Ⅰ3區增加20%。
第二松花江流域地下水位平均下降0.16 m，部分地段略有上升。地下水降水入滲補給量減少了2.99×108m3，開采量增加了約10%。
松花江幹流地下水系統水位下降幅度小，平均為0.05 m，地下水降水入滲補給量減少了2.86× 108m3，開采量基本與往年持平。該區處於半濕潤氣候區，2004年哈爾濱站降水與平水年基本接近。該區工業用水所佔比重較大，農業基本靠自然降水，農灌井密度小，枯水年農業用水增加不大。
水均衡計算精度分析：全區總均衡絕對誤差為4.2577×108m3，相對誤差為10.9%，小於20%。二、三級均衡區的相對誤差也都小於20%，均衡結果滿足精度要求，說明地下水資源計算水文地質條件概化合理，所選計算參數正確，可以作為計算地下水資源的基礎。
④ 黑河流域現狀水資源
黑河流域水資源主要形成於山區，耗散於平原，水資源以降水、冰川融水、地表水徑流、地下水等多種形式存在，地表水與地下水呈現出大數量的相互轉化。
2.1.1冰川資源及對山區河流的補給作用
祁連山區是現代冰川集中發育地區之一。冰川猶如一座巨大的「高山固體水庫」，具有多年調節河川徑流量的作用，是黑河流域水資源的重要組成部分和存在形式。據中國科學院寒區旱區環境與工程研究所多年研究成果，上游源頭分布有大小冰川1078條，覆蓋面積410.55km2，冰川儲量接近河川徑流量的10倍，年補給河流的冰川融水量約2.979×108m3，約占河徑流量的9.3%，具有「高山多年調節水庫」的作用(表2.1)。
據中國科學院冰川地質研究所資料，流域內最大的冰川屬「七一」冰川，面積達到3.04km2，1956～1974年定位觀測，19年間冰舌末端退縮40m，平均每年2.1m，總面積減少0.024km2。1975年以後退縮速度有所減緩，1975～1984年10年退縮了10m，平均每年1.1m，面積減少0.0047km2。
表2.1 黑河流域祁連山冰川及其冰川融水徑流量
2.1.2黑河流域地表水資源
黑河流域的山區有代表性的主要河流為黑河、梨園河、北大河、洪水河、洪水壩河、大堵麻河、山丹馬營河等35條常年性河流。由於河川徑流由降水、地下水和冰雪融水混合組成，河川徑流年際變化相對比較穩定，沒有明顯減少和增加趨勢。但各大、小河流皆存在年際間豐、枯變化和年內分配不均的特徵。地表徑流的年內分配受降水、產流條件的影響，時空差異較大，一般從上年的10月開始呈退水趨勢，翌年2月為徑流的枯水期，10～2月徑流量占年徑流的15.9%，從3月份開始，隨著氣溫的升高，冰川融化和河川積雪融化，徑流逐漸增加，至5月出現春汛為徑流的平水期，3～5月徑流量占年徑流量的14.5%，6～9月是降水最為集中的季節，而且冰川融水也多，是徑流的豐水期，6～9月徑流量占年徑流量的69.6%，最大兩個月出現在7～8月份。最枯四個月徑流一般出現在12～3月份，最豐四個月徑流是最枯四個月徑流的2～10倍以上，而且流域的控制面積越小，徑流的集中程度也越高。
黑河是黑河流域最大的河流，流域面積10009km2，在鶯落峽流出山口，多年平均徑流量15.89×108m3，占黑河流域多年平均流量的42.8%;據黑河鶯落峽站1945～1998年水文系列資料分析，最大年徑流量23.1×108m3，出現在1989年;最小流量為11.06×108m3，出現在1973年，豐水年和枯水年河源來水量相差2倍。山口以下進入張掖盆地，自產徑流也很少，大部分水量被引用，流經正義峽後，經鼎新灌區進入內蒙古，稱為額濟納河，在下游狼心山處分為東西兩支，最後匯入居延海。
北大河(其上游也稱討賴河)是黑河流域第二條大河，流域面積為6883km2，在冰溝流出山口，多年平均年徑流量6.23×108m3，占黑河流域多年平均年徑流量的16.7%;山口以下進入酒泉盆地，自產徑流很少，經北大河灌區引用後，匯入鴛鴦池和解放村水庫，再經金塔灌區引用，現已無水進入黑河幹流。
梨園河是黑河流域第三大河流，流域面積2240km2，在梨園堡流出山口，多年平均年徑流量2.502×108m3，占黑河流域多年平均年徑流量的6.7%;出山口以後進入張掖盆地，經臨澤灌區引用後，余水在臨澤縣鴨暖鄉匯入黑河。
通過上述分析，黑河流域地表徑流匯水總面積27500km2，在不同保證率的條件下分析計算出年徑流量分別是:當P=25%時徑流量為41.8514×108m3/a，P=50%時徑流量為36.7254×108m3/a，P=75%時徑流量為30.9199×108m3/a，P=95%時徑流量為27.3795×108m3/a，多年平均徑流量為37.687×108m3/a(表2.2)。
2.1.3黑河流域地下水資源
2.1.3.1山區地下水資源
(1)祁連山區地下水資源
基岩山地:祁連山區主要以變質岩系為主，碳酸岩和碎屑岩分布范圍相對很小，所以均按基岩裂隙水對待;按傳統計算方法，將海拔大於3650m劃為凍結區。海拔小於3650m地帶，地下水年徑流時間取365天;海拔3650～4500m地帶，年徑流時間取165天;大於4500m地帶年徑流時間取150天。計算結果，祁連山山地多年平均地下水天然資源量為64398.37×104m3/a(表2.3)。
山間盆地:根據1999年甘肅省河西走廊地下水勘查報告資料，黑河流域上游祁連山區共有10個山間盆地(表2.4)，地下水補給量為8.126×108m3/a，扣除重復量後，山間盆地天然資源量為6.136×108m3/a。
由以上計算，黑河流域祁連山區多年平均天然資源量為12.576×108m3/a。
(2)走廊山脈及北山山區地下水資源
黑河流域北部山區有金塔以北的馬鬃山及中部的大黃山、龍首山、合黎山等。除大黃山外降水較少，山地地下水資源貧乏。根據甘肅省河西走廊地下水勘查報告資料，計算黑河流域走廊北山多年平均地下水天然資源量為10902.34×104m3/a。
綜上所述，黑河流域山區地下水天然資源量為13.666×108m3/a;在徑流出山口之前，絕大多數轉化為地表水流，只有1.6137×108m3/a通過側向徑流補給中游盆地第四系孔隙含水層。
表2.2 黑河流域出山河流特徵統計表
表2.3 祁連山基岩山區地下水資源計算表
2.1.3.2黑河流域平原區地下水資源
黑河流域中下游平原區由一系列大小不等的水文地質盆地組成。中游盆地包括山丹大馬營盆地、張掖盆地、鹽池盆地、酒泉東盆地和酒泉西盆地，下游盆地包括金塔盆地、鼎新河谷盆地和額濟納盆地。
表2.4 祁連山山間盆地地下水資源
(1)計算方法的確定
黑河流域平原區河水、灌溉水的入滲是地下水補給的主體，蒸發和泉水是消耗的主要形式，中游盆地表現為「徑流—排泄」相平衡，下游盆地為「徑流—蒸發」相平衡，本次地下水資源評價以水文地質盆地為基本單元，同時考慮到主要補給要素統計的方便和將來調控的便利，將盆地內的灌區作為均衡亞區，均衡期選定為1999年1月1日～1999年12月31日。均衡方程式為
(Q河+Q雨洪+Q潛+Q渠+Q田+Q降凝+Q側入)－(Q蒸+Q泉+Q開+Q側出)=ΔQ
式中
Q河———洪積扇帶河道滲入量(108m3/a);
Q雨洪———雨洪水滲入量(108m3/a);
Q潛———溝谷潛流量(108m3/a);
Q渠———渠系水滲入量(108m3/a);
Q田———田間水滲入量(108m3/a);
Q降凝———降水及凝結水滲入量(108m3/a);
Q側入———斷面側向流入量(108m3/a);
Q泉———泉水溢出量(108m3/a);
Q開———人工開采量(108m3/a);
Q側出———斷面側向流出量(108m3/a);
Q蒸———潛水蒸發及植物蒸騰量(108m3/a);
ΔQ———儲存量的變化量(108m3/a)。
1)降水及凝結水入滲:降水入滲發生在水位埋深小於5m地帶，降水滲入量計算採用公式
Q降=F·λ
式中
Q降———降水滲入量(108m3/a);
F———接受降水滲入的面積(km2);
λ———有效降水滲入強度(表2.5)。
2)田間水入滲:田間水入滲僅發生於水位埋深小於10m地段，計算公式:
Q田=Q0Fα
式中
Q田———田間水滲入補給量(108m3/a);
Q0———田間凈灌溉定額(m3/畝);
F———灌溉面積(畝);
α———田間灌溉滲入系數(表2.5)。
3)渠系水入滲:計算公式
Q渠=Q引(1－α)(1－β)
式中
Q渠———渠系水滲入補給量(108m3/a);
α———渠系利用率，採用1999年水利年報數據;
Q引———渠首引水量(108m3/a)，採用1999年水利年報數據;
β———包氣帶消耗系數(在細土平原取0.1，在山前戈壁平原取0.2～0.3)。
4)河水入滲:河水入滲量利用甘肅省地礦局水文二隊《黑河幹流中游地區地下水資源及其合理開發利用勘察研究》報告中的計算成果。
5)溝谷潛流量:溝谷潛流量利用了甘肅省地礦局第二水文地質工程地質隊1983～1986年完成的1∶20萬山丹幅、張掖幅、平川幅、高台幅、酒泉幅「區域水文地質普查」報告中的計算成果。
6)雨洪滲入量:計算公式
Q雨洪=F·X·N·λ
式中
Q雨洪———雨洪水滲入量(108m3/a);
F———匯水面積(km2);
X———有效降水量(mm);
N———洪流率;
λ———洪流入滲率。
其中N、λ選自甘肅省第二水文地質工程地質隊1983～1986年完成的1∶20萬山丹幅、張掖幅、平川幅、高台幅、酒泉幅「區域水文地質普查」報告中的計算成果。祁連山區:X=41.12mm，N=1.0，λ=0.6;北山區:X=26.18mm，N=0.7，λ=0.15。
7)斷面側向流入(出)量:計算公式
Q側=B·T·I·sinα·365
式中
Q側———斷面流量(108m3/a);
B———斷面長度(m);
T———導水系數(m2/d);
I———水力坡度(‰);
α———地下水流向與斷面間的夾角。
8)潛水蒸發及植物蒸騰量:潛水蒸發僅發生於水位埋深小於10m地段，計算公式
Q蒸=F·C·d式中
Q蒸———潛水蒸發蒸騰量(108m3/a);
F———不同水位埋深區面積(km2);
C———潛水蒸發強度(mm/a);
d———植物蒸騰折算系數。
中游和金塔盆地植物蒸騰折算系數見表2.5;額濟納盆地蒸騰量計算採用中國科學院沙漠研究所1998年現場觀測數據，按遙感解譯及實地調查植物分布密度測算(表2.6)。
表2.5 黑河中游流域平原區水文地質參數選用值
表2.6 額濟納盆地主要植被蒸騰強度觀測值和蒸騰量計算結果
9)泉水溢出量:採用甘肅省地礦局水文二隊1999年瞬時實測流量，按泉水動態觀測及正義峽水文站枯季流量推算全年溢出量及區域分布。
10)機井開采量:採用1999年甘肅省地礦局水文二隊實際調查數據。
(2)黑河流域平原區地下水均衡
均衡計算中還參考了1999年甘肅省水文地質二隊完成的《甘肅省河西走廊地下水勘查報告》和中國地質環境監測院《黑河額濟納盆地地下水利用與生態環境保護勘查》報告。
經計算流域平原區地下水總補給量為32.64×108m3/a，其中東部水系地下水補給量為24.40×108m3/a，中部水系地下水補給量1.31×108m3/a，西部水系地下水補給量7.04×108m3/a。東部水系張掖盆地地下水補給量為13.53×108m3/a，鼎新河谷盆地地下水補給量為1.96×108m3/a，額濟納旗平原地下水補給量7.94×108m3/a。西部水系酒泉西盆地地下水補給量為1.61×108m3/a，酒泉東盆地地下水補給量為5.54×108m3/a，金塔盆地地下水補給量1.54×108m3/a。平原區總排泄量為37.50×108m3/a，均衡差為－4.86×108m3/a，負均衡結果與流域平原區地下水位持續下降的實際情況相符合(表2.7、表2.8、表2.9)。
(3)地下水資源評價
依據黑河鶯落峽1944～2002年多年徑流量資料分析，1999年黑河徑流量為15.91×108m3/a，相當於P=46.67%時的來水量，較59年多年平均值15.89×108m3/a多0.02×108m3/a，可以認為1999年計算的流域地下水補給量可代表現狀水利化水平時的地下水資源量。由此得出流域平原區地下水資源量為32.64×108m3/a，其中東部水系地下水資源量為24.40×108m3/a，中部水系地下水資源量1.31×108m3/a，西部水系地下水資源量7.04×108m3/a。
2.1.4黑河流域水資源總量
根據上述計算，黑河流域地表水資源量取出山河川徑流量的多年平均值，即37.687×108m3/a(表2.2);地下水資源量取平原區地下水總補給量，為32.6372×108m3/a(表2.7～表2.9)。流域內的河水入滲量、地下水溢出量、渠田水入滲量等均為地表水和地下水的重復量，為26.9051×108m3/a。流域總水資源量應為出山河川徑流量與側向地下水徑流量及平原區降水和凝結水入滲補給量之和值，為43.4191×108m3/a，其中中游平原區為40.2649×108m3/a，占總資源量的93%，下游平原區為3.1536×108m3/a，占總資源量的7%(表2.10)。
2.1.5中游盆地不同時期地下水資源對比分析
2.1.5.1典型年地下水資源評價對比
流域水資源在20世紀60～70年代，甘肅地礦局水文地質工程地質隊曾經對黑河中游的張掖、酒泉盆地第四系鬆散含水層的地下水補給資源做過概略的計算。限於當時的技術方法，對其計算精度有一定的限制，結果僅供參考。1977年甘肅省地礦局地質科學研究所在對河西走廊水文地質條件歸納總結的基礎上，系統計算與評價了走廊平原張掖和酒泉盆地地下水資源的均衡變化，計算精度較高，結果較為可靠。近20多年來，黑河流域水利化程度日臻完善，渠系輻射面不斷擴大，渠系利用率大幅提高，再加上地下水開采規模逐年不斷擴大，對地下水研究程度亦有所提高。伴隨著水資源利用分布格局的改變，黑河流域平原區地下水資源不斷變化並趨於減少。從1967年、1977年和1999年三個不同時期地下水資源量進行對比分析看出如下特點:
(1)地下水天然補給量呈減少趨勢
20世紀六七十年代和現狀年整個張掖盆地(包括大馬營和山丹)地下水天然資源量分別為16.617×108m3/a、16.283×108m3/a和10.931×108m3/a，現狀年比20世紀六七十年代分別減少了約34%和33%(表2.11)，補給項減少的主要項目是河道水入滲和渠系水入滲兩個量，其他補給項相對穩定。
表2.7 黑河流域平原區地下水均衡計算成果表
續表
注:1.側向流入中含祁連山溝谷潛流。2.合計中已扣除盆地之間重復的側向流入(出)。3.括弧內數值為泉水入滲及引泉灌溉的重復入滲量。
表2.8 1999年黑河流域平原區地下水均衡統計表
表2.9 1999年黑河流域平原區主要盆地地下水均衡統計表
表2.10 黑河流域水資源總量
(2)泉水溢出量逐年衰減
20世紀60年代張掖盆地泉水溢出量為13.547×108m3/a，70年代變為12.073×108m3/a，而1999年泉水溢出量減少到8.630×108m3/a，分別減少了36%和29%。衰減的主要原因是補給量的減少和人工開采量的不斷增加，而補給量的減少是渠系截流和水庫蓄水所致。
(3)地下水開采量增加
20世紀60年代流域地下水處於未開采狀態，到70年代地下水開采量為0.388×108m3/a，而1999年盆地地下水開采量增加到1.996×108m3/a，是70年代的5倍。
從黑河流域中游盆地不同時期地下水均衡成果看出，地下水天然資源量和泉水溢出量減少的主要原因是河水入滲量、渠系田間入滲量減少引起的。張掖盆地河水入滲量60年代為6.452×108m3/a，70年代為7.417×108m3/a，這兩個時代變化基本不大，而1999年減少到4.168×108m3/a，於70年代相比較減少了44%，渠系田間入滲量70年代是7.442×108m3/a，1999年為5.103×108m3/a，相比較減少了近32%。
2.1.5.2不同時期主要補給項對比
為了更進一步說明黑河流域中游地區地下水補給量的減少的主要原因是河水入滲補給和渠系入滲補給減少引起的，對比20世紀50年代到1999年的河水入滲補給量、渠系入滲補給量隨時間的變化(表2.12、圖2.1)。其中50～70年代的數據主要依據《河西走廊地下水資源分布規律及合理開發利用報告》，80年代數據來源於《黑河幹流中游地區地下水資源及其合理開發利用勘察研究》，90年代主要依據縣市水文地質調查資料。從表2.12可以看出，由50年代到1999年減少了近59%，變化可大致分為四個階段:五六十年代基本接近，為第一階段，七八十年代為第二階段，90年代為第三階段，1999年為第四階段;變化較大的是20世紀80年代至現在。
20世紀60年代渠道有干砌卵石渠、漿砌卵石渠、混凝土渠和未襯砌的天然卵石渠、土渠數種，南部山前平原以干砌卵石渠為主，北部平原以土渠為主。70年代到80年代中期是流域灌溉面積發展最快的時期，水資源利用程度進一步提高，乾渠和支渠採用漿砌卵石渠，部分支渠和斗渠採用混凝土渠和漿砌卵石渠。90年代以後到目前輸水渠道有了很大的發展，輸水渠道以防滲的漿砌卵石渠和現澆混凝土渠為主，同時逐漸向下游輸水，渠系水利用率提高，輸水過程中滲漏損失消耗減少幅度更加明顯。
表2.11 黑河流域中游盆地不同時期地下水均衡對比表
注:1.側向流入中含祁連山溝谷潛流。2.合計中已扣除盆地之間重復的側向流入(出)。3.括弧內數值為泉水入滲及引泉灌溉的重復入滲量。4.1999年河水入滲量包括雨洪入滲，側向流入量包括溝谷潛流量。
表2.12 黑河中游盆地不同時期河水和渠系水入滲補給量對比表
圖2.1 黑河中游盆地不同時期河渠水入滲量曲線