答：您好，流域产流计算方法主要有蓄满产流和超渗产流两种。
蓄满产流
蓄满产流降水补足土壤包气带缺水后所形成的径流。在南方湿润地区或北方多雨季节，流域蓄水量较大，地下水位较高，一次降雨后，流域蓄水很容易达到饱和，它不仅产生地表径流，而且下渗水量中不全是损失，其中一部分成为地下径流，所以产流包括地面径流和地下径流两部分。
超渗产流
超渗产流当降雨强度或融雪强度超过地面的土壤下渗能力后所形成是径流。在北方干旱地区或南方少雨季节，流域蓄水较少，地下水埋藏较深，一次降雨后流域蓄水达不到饱和，下渗水量全部属于损失，不形成地下径流，只有当降雨强度大于下渗强度时才产生超渗雨，形成地面径流。
一、区别
（1）超渗产流，发生在包气带上界面（地面）的产流机制。地面径流的形成过程是在降雨、植物截留、填洼、雨期蒸发及下渗等几个过程组合下的发展过程。超渗产流是指地面径流产生的原因是同期的降水量大于同期植物截留量、填洼量、雨期蒸发量及下渗量等的总和，多余出来的水量产生了地面径流。一般困世答来说，植物截留量、雨期蒸发量、填洼量一般较小；而下渗量一般较大、且变化幅度也很大，它从初渗到稳渗、在时程上具有急变特性，空间上也具有多变的特性。下渗量的时空变化一般表现为：同一种土壤情况下，土壤干燥时，下渗能力强；土壤湿润时，下渗能力小。由此可见，下渗对地面径流的产生影响很大。地面径流产生的前提条件是：产流界面是地面（包气带的上界面）；必要条件是要有供水源（降水）；充分条件是降雨强度要大于下渗返滑能力。
（2）蓄满产流又称超蓄产流。因降水使土壤包气带和饱水带基本饱和而产生径流的方式，是降雨径流的产流方式之一。在降雨量较充沛的湿润、半湿润地区，地下潜水位较高，土壤前期含水量大，由于一次降雨量大，历时长，降汪慧水满足植物截留、入渗、填洼损失后，损失不再随降雨延续而显着增加，土壤基本饱和，从而广泛产生地表径流。此时的地表径流不仅包括地面径流，也包括壤中流和其它形式的浅层地下水产流。蓄满产流方式往往不能在山区流域上普遍实现，在平原区则容易发生。在土层较薄的坡脚，由于饱和坡面流的存在，也具有蓄满产流意义。蓄满产流这一术语是中国水文学家基于中国江淮流域，尤其是江南河网化地区具体情况提出的，它对产流理论和降雨径流形成规律的探索，雨洪预报方法的研究有一定的实际意义。
② 喀斯特流域产流特征
喀斯特流域与非喀斯特流域（主要指我国南方地区）在流域产流特征上存在着一定的差异，其本质在于喀斯特流域有其自身特殊的地貌形态结构和含水介质结构。在非喀斯特流域中，地貌形态结构相对比较单一，大多以流水侵蚀地貌为主，不管地表起伏大小如何，地表都常常有一土层覆盖，壤中流是其流域必有的一种径流成分；另外，地表以下的水常常都是在均一孔隙介质中贮存或运动，基岩裂隙的蓄水作用相对可以忽略不计，而喀斯特流域由于水的溶蚀和侵蚀特征，地貌形态结构相对多样化，再加上碳酸盐岩成土速度极慢，导致地貌形态结构决定了土壤层在流域空间上的分布，如地表坡度比较大的锥峰、塔峰、缓丘等常常是基岩裸露，仅在洼地盆地、平原地带才有一定厚度的土壤覆盖层，这就使其降雨进入地表后的第二次分配具有一定的特殊性；其次，由于碳酸盐岩的可溶性，使其基岩次生溶隙特别发育，蓄水和滞水作用为主要功能的微小溶隙与水作用为主要功能的大溶隙管共存，使其基岩裂隙层中的皮下水流成为喀斯特流域造峰流量特有的径流成分。因此，可把喀斯特流域地貌产流特征归纳如下：
1.产流模式与地貌类型的一致性
喀斯特流域产流特征之一是产流模式与流域地貌形态结构密切相关，由于地貌类型的差异可导致产流机制的改变，例如，从峰丛洼地到峰林盆地，以皮下径流和裂隙层超蓄地面径流机制为主的产流模式会改变为以壤中径流和孔隙包气带层蓄满的饱和地面径流为主的产流模式。另外，流域地貌水文参数也会因地貌类型的改变而改变，以贵州普定喀斯特地区为例，从上游母猪洞喀斯特峰丛洼地到下游后寨喀斯特峰林盆地，流域最大平均蓄容量Wm从10mm增加至30mm（据章海生等，1987）；地表形态径流强度系数也从1.31减少到1.07；另外，反映流域蓄水容量均匀程度的b值在峰丛洼地流域也小于峰林盆地流域。
2.主导产流机制的单一性
尽管产流模式与地貌类型密切相关，并涉及到产流机制成分及其组合，但从产流过程的本质来讲，基本产流机制仍可视为蓄满产流。在喀斯特峰丛洼地流域，具有蓄水作用功能的含水层仅分布在表层裂隙带，下渗强度大，但又由于表层蓄水容量较小，场降雨可得到满足，必然产生侧向运动的皮下径流和超蓄地面径流，因而产流量仅与降雨量有关，另外，尽管在表层裂隙带以下发育有地下管道，还有水流通过，但从本质来讲，这些地下管道系统的巨大空间其功能上不具有蓄水作用，而主要表现为导水作用。还有一些地表洼地因消水洞排水不畅而产生积水，但这些水体最终还是要渗漏产生侧向运动，积水洼地的功能主要是滞水作用，使洪水过程线底宽增大。
又譬如，在喀斯特峰林溶原或峰林盆地流域，尽管局部地段土壤层较厚，降雨强度较大时会形成超渗地面径流，但从整个流域来看，不管是裸露区还是覆盖区，地表下渗强度都较大，降雨通过下渗首先补给地下缺水容量，当包气带较薄时，下渗水量满足缺水容量后同时产生地下径流（包括土壤层和底部基岩裂隙层）和饱和地面径流；当包气带较厚时，先产生的是地下径流，并随着入渗过程的进行再产生饱和地面径流，侧向径流的形成是从下至上这样一种过程，有些喀斯特流域因地表河切割较深或地下水网特别发育，尽管不产生饱和地面径流，但降雨通过地表的下渗已使流域缺水容量达到饱和，这时所产生的地下侧向径流机制也属于蓄满产流方式。我国许多学者在贵州、广西、四川等几十个大、中、小喀斯特流域采用蓄满产流模型进行产流分析计算都得到满意的结果（章海生等，1987；黄庄宏等，1987；张建云等，1988；庄一鸰等，1989；程根伟，1991；梁虹等，1992），因而也从另一个侧面说明了喀斯特流域的主导产流机制仍是蓄满产流。这里的蓄满与非喀斯特流域有一定的区别，蓄满仅仅指流域蓄水容量达到饱和，但在饱和层内仍然可能存在较大的导水空间，从而形成的是气相、液相和固相的三相结构体。
3.产流成分的多样性
由于喀斯特流域含水结构除了土壤孔隙结构外，还具有碳酸盐岩的溶蚀微小裂隙结构和较大裂隙管道结构，因而除了非喀斯特流域所具有的壤中流、超渗地面径流、饱和地面流、坡面流和地下径流外，还具有喀斯特流域特有的基岩裂隙层中的皮下径流和裂隙管道流等侧向运动水体，表现了喀斯特流域中的多种界面产流特征。另外，在垂向自由运动的水体有形成于土壤孔隙层和基岩微小裂隙层中的渗透流、形成于较大竖向裂隙中的渗漏流以及进入落水洞、漏斗中的竖井流。因此，喀斯特流域表现了多种径流成分。
③ 地下水量均衡计算
一、均衡方程的建立
根据水均衡原理，结合松嫩平原地下水的补给、径流、排泄条件，建立地下水量总均衡方程：
松嫩平原地下水资源及其环境问题调查评价
其中：∑Q补＝Q降水＋Q侧补＋Q河渗＋Q回渗
∑ Q排＝Q蒸发＋Q侧排＋Q河排＋Q湖排＋Q泉排＋Q开采
式中：Q补为地下水总补给量，104m3·a-1;Q排为地下水总排泄量，104m3·a-1；μ为水位变动带给水度；F为均衡区面积，km2； H 为水位变幅，m； t为均衡时间段长，a;Q降水为降水入渗补给量，104m3·a-1;Q侧补为侧向径流补给量，104m3·a-1;Q河渗为河流渗漏补给量，104m3·a-1;Q回渗为渠道渗漏及灌溉回渗补给量，104m3·a-1;Q蒸发为潜水蒸发排泄量，104m3·a-1;Q侧排为侧向径流排泄量，104m3·a-1;Q河排为河流排泄量，104m3·a-1;Q湖排为湖泡排泄量，104m3·a-1;Q泉排为泉水排泄量，104m3·a-1;Q开采为人工开采量，104m3·a-1。
均衡期为2004年5月初至2005年4月末一个水文年。
二、补给项计算
松嫩平原地下水补给主要来源于大气降水入渗补给、地表水和农田灌溉水的入渗补给以及山丘区地下水侧向径流补给。
（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， 104m3·a-1。按全年降水的90%计算，在计算时每个单元取区内几个气象站的算术平均值；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，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.T
式中：Q侧补为地下水侧向流出量，104m3·a-1;K 为补给断面平均渗透系数，m·d-1;M 为补给断面含水层平均厚度，m;J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—9。
（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·T
表6—9 地下水侧向径流补给量一览表
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-1;M为河床底积层厚度，m;T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,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—10。
表6—10 河道渗漏补给量（单位：104m3·a-1）
（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。各补给项计算成果见表6—11。
表6—11 2004年地下水均衡补给项计算成果表（单位：104m3·a-1）
续表
续表
三、排泄项计算
（一）潜水蒸发量
潜水蒸发强度主要与潜水水位埋深、包气带岩性、地表植被和气候因素有关，是地下水主要排泄途径之一，特别是低平原由于潜水水位埋深较浅，潜水蒸发强烈。对于潜水水位埋深小于蒸发极限深度的地区蒸发量由下式计算：
Q蒸发＝102·ε·F
ε＝ε0·（1—h/L）n或 ￡＝ε0·β·F
式中：Q蒸发为潜水蒸发量，104m3·a-1;h为水位埋深小于蒸发极限埋深区的平均地下水位埋深，m;L为地下水蒸发极限埋深，m;F为埋深小蒸发极限埋深区的面积，km2；ε。为E601蒸发器测定的水面蒸发强度，mm·a-1；β为潜水蒸发率。
由参数分析知道，地下潜水蒸发量在给水度较大的岩层中最终接近一个常数，目前松嫩平原地下水位一般在3.5～8 m，地下水在蒸发极限深度以下是存在蒸发量的。因此，对潜水位在蒸发极限深度以下的地区采用蒸发系数计算潜水蒸发量，结果见表6—12。
表6—12 蒸发量计算成果表
（二）河流排泄量
1.基流分割法计算高平原河流排泄量
从地下水等水位线分析，盆地内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，汛期地下水回补现象明显。选择这些河流上的控制性水文站的多年测流资料，进行河水基流分割计算地下水排泄量。将河流径流量分割为地表水径流量和地下水径流量，通过地下水径流模数求得区内控制面积的地下水排泄量。
2.水均衡法
对于嫩江下游与松花江段排泄地下水量，通过沿江各段上下游水文站测流之差计算地下水排泄量。计算公式为：
Q河排＝Q下—Q上—Q汇＋Q调出
式中：Q下为下游观测站的流量，104m3·a-1;Q上为上游观测站的流量，104m3·a-1;Q汇为区间支流汇入量，104m3·a-1;Q调出为区间地表水调出量，104m3·a-1。
河流排泄量计算结果见表6—13、表6—14。
表6—13 高平原河流排泄地下水计算成果
表6—14 嫩江－松花江干流排泄地下水量（单位：108m3·a-1）
（三）湖泡排泄量
在松嫩低平原分布着几百个大小湖泡，位于盆地中心的湖泡，一部分湖水位低于地下水位，湖泡排泄地下水，例如大布苏泡湖面水位为122 m，而其周围的地下水位则为140 m，是典型的常年排泄地下水的湖泡。潜水等水位140 m 线以下地区，湖水和地下水处于相互补给和排泄的动态平衡状态，区域上的地下水向湖泡排泄量采用水均衡法通过下式计算：
Q湖排＝Q蒸发—Q产流—Q河注—Q降水—Q调入＋Q调出
式中：Q蒸发为湖泡水面蒸发量，104m3·a-1;Q产流为湖泡控制流域面积上的地表水产流量， 104m3·a-1;Q河注为河流注入水量，104m3·a-1;Q降水为湖泡水面降水量，104m3·a-1;Q调入为从区外调入的水量，104m3·a-1;Q调出为调出的湖泡水量，104m3·a-1。
湖泡排泄量计算成果表6—15。
表6—15 湖泡排泄量计算成果表
（四）泉水排泄量
区内泉水排泄地下水量只计算两处，前郭县的龙坑泉和五大连池泉群，根据观测资料统计多年平均泉水排泄量：龙坑泉为1591.4×104m3·a-1，五大连池泉群为75.75×104m3·a-1。
（五）侧向流出量
从整个盆地角度看，地下水侧向流出量只有松花江河谷一处，根据达西定律只计算松花江河谷一处侧向排泄量，计算方法同侧向补给量计算。
Q侧补＝10-4·K·M·B·J· T
式中符号意义同前。经计算松花江河谷侧向流出量为：2601.72×104m·3a-1。
（六）地下水现状开采量
地下水开采量是通过实际调查获取的，调查采取重点地段调查和控制区域类比的方法，结合收集的地下水现状开采资料综合得出。地下水开采量包括农业开采量、工业开采量、城镇生活开采量、农村生活开采量及其他开采量。调查统计全区平水年地下水开采量为581 593.51×104m3·a-1（表6—16）。其中农业用水量为44 250.01×104m3·a-1，工业用水量为73 316.98×104m3·a-1，生活用水量为84 026.40×104m3·a-1。
表6—16 地下水现状开采量计算统计表
四、地下水调节变化量
调节变化量包括潜水的容积储存量和承压水的弹性储存量，本次计算弹性储存量只考虑了第四系承压水弹性储存量的变化，未考虑古近－新近系承压水弹性储存量的变化。
潜水调节量的变化量公式：
Q储变＝102·μ· h·F
有越流系统的地下水调节量的变化量公式：
Q储变＝102·（μ＋μ＊）· h·F
式中：Q储变为地下水调节量的变化量，104m3·a-1；μ为水位变动带岩层给水度；μ＊为承压水弹性释水系数； h为地下水位年变幅，m·a-1;F为计算单元面积，km2。
调节变化量计算结果见表6—17。
表6—17 2004年地下水调节变化量计算结果表
五、均衡计算结果分析
2004年地下水均衡计算结果见表6—18。2004年各均衡区均为负均衡，这与当年的实际情况一致。从实际情况看，2004年大部分地区是一个降水频率为85%～95%的枯水年，洮儿河，霍林河全年断流。全区地下水降水入渗补给量与多年平均值相比减少了27.74×108m3，总补给资源量减少了33.23×108m3。各区地下水开采量都有不同程度增加，全区地下水开采量比平水年增加了8.18× 108m3。根据2004年5月和2005年4月的地下水位统测数据统计，全区地下水位平均下降0.31 m。
表6—18 2004年地下水均衡计算结果
嫩江流域地下水系统水位下降幅度最大，平均为0.48 m。其中Ⅰ1区下降0.29 m, Ⅰ2区达0.72 m,Ⅰ3区下降0.55 m,Ⅰ4区下降0.34 m。其原因是这一地区处于半干旱气候区，2004年该区西部山前倾斜平原降水仅为平水年的一半，导致该地区地下水降水入渗补给量减少了21.51×108m3，另一方面，该区农灌井密度大，农业用水占总用水量的70%以上，枯水年农业开采地下水量大幅度增加。2004年，Ⅰ1区和Ⅰ4区农业用水开采量增加了30%, Ⅰ2区增加了50%,Ⅰ3区增加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。地下水降水入渗补给量减少了2.99×108m3，开采量增加了约10%。
松花江干流地下水系统水位下降幅度小，平均为0.05 m，地下水降水入渗补给量减少了2.86× 108m3，开采量基本与往年持平。该区处于半湿润气候区，2004年哈尔滨站降水与平水年基本接近。该区工业用水所占比重较大，农业基本靠自然降水，农灌井密度小，枯水年农业用水增加不大。
水均衡计算精度分析：全区总均衡绝对误差为4.2577×108m3，相对误差为10.9%，小于20%。二、三级均衡区的相对误差也都小于20%，均衡结果满足精度要求，说明地下水资源计算水文地质条件概化合理，所选计算参数正确，可以作为计算地下水资源的基础。
④ 黑河流域现状水资源
黑河流域水资源主要形成于山区，耗散于平原，水资源以降水、冰川融水、地表水径流、地下水等多种形式存在，地表水与地下水呈现出大数量的相互转化。
2.1.1冰川资源及对山区河流的补给作用
祁连山区是现代冰川集中发育地区之一。冰川犹如一座巨大的“高山固体水库”，具有多年调节河川径流量的作用，是黑河流域水资源的重要组成部分和存在形式。据中国科学院寒区旱区环境与工程研究所多年研究成果，上游源头分布有大小冰川1078条，覆盖面积410.55km2，冰川储量接近河川径流量的10倍，年补给河流的冰川融水量约2.979×108m3，约占河径流量的9.3%，具有“高山多年调节水库”的作用(表2.1)。
据中国科学院冰川地质研究所资料，流域内最大的冰川属“七一”冰川，面积达到3.04km2，1956～1974年定位观测，19年间冰舌末端退缩40m，平均每年2.1m，总面积减少0.024km2。1975年以后退缩速度有所减缓，1975～1984年10年退缩了10m，平均每年1.1m，面积减少0.0047km2。
表2.1 黑河流域祁连山冰川及其冰川融水径流量
2.1.2黑河流域地表水资源
黑河流域的山区有代表性的主要河流为黑河、梨园河、北大河、洪水河、洪水坝河、大堵麻河、山丹马营河等35条常年性河流。由于河川径流由降水、地下水和冰雪融水混合组成，河川径流年际变化相对比较稳定，没有明显减少和增加趋势。但各大、小河流皆存在年际间丰、枯变化和年内分配不均的特征。地表径流的年内分配受降水、产流条件的影响，时空差异较大，一般从上年的10月开始呈退水趋势，翌年2月为径流的枯水期，10～2月径流量占年径流的15.9%，从3月份开始，随着气温的升高，冰川融化和河川积雪融化，径流逐渐增加，至5月出现春汛为径流的平水期，3～5月径流量占年径流量的14.5%，6～9月是降水最为集中的季节，而且冰川融水也多，是径流的丰水期，6～9月径流量占年径流量的69.6%，最大两个月出现在7～8月份。最枯四个月径流一般出现在12～3月份，最丰四个月径流是最枯四个月径流的2～10倍以上，而且流域的控制面积越小，径流的集中程度也越高。
黑河是黑河流域最大的河流，流域面积10009km2，在莺落峡流出山口，多年平均径流量15.89×108m3，占黑河流域多年平均流量的42.8%;据黑河莺落峡站1945～1998年水文系列资料分析，最大年径流量23.1×108m3，出现在1989年;最小流量为11.06×108m3，出现在1973年，丰水年和枯水年河源来水量相差2倍。山口以下进入张掖盆地，自产径流也很少，大部分水量被引用，流经正义峡后，经鼎新灌区进入内蒙古，称为额济纳河，在下游狼心山处分为东西两支，最后汇入居延海。
北大河(其上游也称讨赖河)是黑河流域第二条大河，流域面积为6883km2，在冰沟流出山口，多年平均年径流量6.23×108m3，占黑河流域多年平均年径流量的16.7%;山口以下进入酒泉盆地，自产径流很少，经北大河灌区引用后，汇入鸳鸯池和解放村水库，再经金塔灌区引用，现已无水进入黑河干流。
梨园河是黑河流域第三大河流，流域面积2240km2，在梨园堡流出山口，多年平均年径流量2.502×108m3，占黑河流域多年平均年径流量的6.7%;出山口以后进入张掖盆地，经临泽灌区引用后，余水在临泽县鸭暖乡汇入黑河。
通过上述分析，黑河流域地表径流汇水总面积27500km2，在不同保证率的条件下分析计算出年径流量分别是:当P=25%时径流量为41.8514×108m3/a，P=50%时径流量为36.7254×108m3/a，P=75%时径流量为30.9199×108m3/a，P=95%时径流量为27.3795×108m3/a，多年平均径流量为37.687×108m3/a(表2.2)。
2.1.3黑河流域地下水资源
2.1.3.1山区地下水资源
(1)祁连山区地下水资源
基岩山地:祁连山区主要以变质岩系为主，碳酸岩和碎屑岩分布范围相对很小，所以均按基岩裂隙水对待;按传统计算方法，将海拔大于3650m划为冻结区。海拔小于3650m地带，地下水年径流时间取365天;海拔3650～4500m地带，年径流时间取165天;大于4500m地带年径流时间取150天。计算结果，祁连山山地多年平均地下水天然资源量为64398.37×104m3/a(表2.3)。
山间盆地:根据1999年甘肃省河西走廊地下水勘查报告资料，黑河流域上游祁连山区共有10个山间盆地(表2.4)，地下水补给量为8.126×108m3/a，扣除重复量后，山间盆地天然资源量为6.136×108m3/a。
由以上计算，黑河流域祁连山区多年平均天然资源量为12.576×108m3/a。
(2)走廊山脉及北山山区地下水资源
黑河流域北部山区有金塔以北的马鬃山及中部的大黄山、龙首山、合黎山等。除大黄山外降水较少，山地地下水资源贫乏。根据甘肃省河西走廊地下水勘查报告资料，计算黑河流域走廊北山多年平均地下水天然资源量为10902.34×104m3/a。
综上所述，黑河流域山区地下水天然资源量为13.666×108m3/a;在径流出山口之前，绝大多数转化为地表水流，只有1.6137×108m3/a通过侧向径流补给中游盆地第四系孔隙含水层。
表2.2 黑河流域出山河流特征统计表
表2.3 祁连山基岩山区地下水资源计算表
2.1.3.2黑河流域平原区地下水资源
黑河流域中下游平原区由一系列大小不等的水文地质盆地组成。中游盆地包括山丹大马营盆地、张掖盆地、盐池盆地、酒泉东盆地和酒泉西盆地，下游盆地包括金塔盆地、鼎新河谷盆地和额济纳盆地。
表2.4 祁连山山间盆地地下水资源
(1)计算方法的确定
黑河流域平原区河水、灌溉水的入渗是地下水补给的主体，蒸发和泉水是消耗的主要形式，中游盆地表现为“径流—排泄”相平衡，下游盆地为“径流—蒸发”相平衡，本次地下水资源评价以水文地质盆地为基本单元，同时考虑到主要补给要素统计的方便和将来调控的便利，将盆地内的灌区作为均衡亚区，均衡期选定为1999年1月1日～1999年12月31日。均衡方程式为
(Q河+Q雨洪+Q潜+Q渠+Q田+Q降凝+Q侧入)－(Q蒸+Q泉+Q开+Q侧出)=ΔQ
式中
Q河———洪积扇带河道渗入量(108m3/a);
Q雨洪———雨洪水渗入量(108m3/a);
Q潜———沟谷潜流量(108m3/a);
Q渠———渠系水渗入量(108m3/a);
Q田———田间水渗入量(108m3/a);
Q降凝———降水及凝结水渗入量(108m3/a);
Q侧入———断面侧向流入量(108m3/a);
Q泉———泉水溢出量(108m3/a);
Q开———人工开采量(108m3/a);
Q侧出———断面侧向流出量(108m3/a);
Q蒸———潜水蒸发及植物蒸腾量(108m3/a);
ΔQ———储存量的变化量(108m3/a)。
1)降水及凝结水入渗:降水入渗发生在水位埋深小于5m地带，降水渗入量计算采用公式
Q降=F·λ
式中
Q降———降水渗入量(108m3/a);
F———接受降水渗入的面积(km2);
λ———有效降水渗入强度(表2.5)。
2)田间水入渗:田间水入渗仅发生于水位埋深小于10m地段，计算公式:
Q田=Q0Fα
式中
Q田———田间水渗入补给量(108m3/a);
Q0———田间净灌溉定额(m3/亩);
F———灌溉面积(亩);
α———田间灌溉渗入系数(表2.5)。
3)渠系水入渗:计算公式
Q渠=Q引(1－α)(1－β)
式中
Q渠———渠系水渗入补给量(108m3/a);
α———渠系利用率，采用1999年水利年报数据;
Q引———渠首引水量(108m3/a)，采用1999年水利年报数据;
β———包气带消耗系数(在细土平原取0.1，在山前戈壁平原取0.2～0.3)。
4)河水入渗:河水入渗量利用甘肃省地矿局水文二队《黑河干流中游地区地下水资源及其合理开发利用勘察研究》报告中的计算成果。
5)沟谷潜流量:沟谷潜流量利用了甘肃省地矿局第二水文地质工程地质队1983～1986年完成的1∶20万山丹幅、张掖幅、平川幅、高台幅、酒泉幅“区域水文地质普查”报告中的计算成果。
6)雨洪渗入量:计算公式
Q雨洪=F·X·N·λ
式中
Q雨洪———雨洪水渗入量(108m3/a);
F———汇水面积(km2);
X———有效降水量(mm);
N———洪流率;
λ———洪流入渗率。
其中N、λ选自甘肃省第二水文地质工程地质队1983～1986年完成的1∶20万山丹幅、张掖幅、平川幅、高台幅、酒泉幅“区域水文地质普查”报告中的计算成果。祁连山区:X=41.12mm，N=1.0，λ=0.6;北山区:X=26.18mm，N=0.7，λ=0.15。
7)断面侧向流入(出)量:计算公式
Q侧=B·T·I·sinα·365
式中
Q侧———断面流量(108m3/a);
B———断面长度(m);
T———导水系数(m2/d);
I———水力坡度(‰);
α———地下水流向与断面间的夹角。
8)潜水蒸发及植物蒸腾量:潜水蒸发仅发生于水位埋深小于10m地段，计算公式
Q蒸=F·C·d式中
Q蒸———潜水蒸发蒸腾量(108m3/a);
F———不同水位埋深区面积(km2);
C———潜水蒸发强度(mm/a);
d———植物蒸腾折算系数。
中游和金塔盆地植物蒸腾折算系数见表2.5;额济纳盆地蒸腾量计算采用中国科学院沙漠研究所1998年现场观测数据，按遥感解译及实地调查植物分布密度测算(表2.6)。
表2.5 黑河中游流域平原区水文地质参数选用值
表2.6 额济纳盆地主要植被蒸腾强度观测值和蒸腾量计算结果
9)泉水溢出量:采用甘肃省地矿局水文二队1999年瞬时实测流量，按泉水动态观测及正义峡水文站枯季流量推算全年溢出量及区域分布。
10)机井开采量:采用1999年甘肃省地矿局水文二队实际调查数据。
(2)黑河流域平原区地下水均衡
均衡计算中还参考了1999年甘肃省水文地质二队完成的《甘肃省河西走廊地下水勘查报告》和中国地质环境监测院《黑河额济纳盆地地下水利用与生态环境保护勘查》报告。
经计算流域平原区地下水总补给量为32.64×108m3/a，其中东部水系地下水补给量为24.40×108m3/a，中部水系地下水补给量1.31×108m3/a，西部水系地下水补给量7.04×108m3/a。东部水系张掖盆地地下水补给量为13.53×108m3/a，鼎新河谷盆地地下水补给量为1.96×108m3/a，额济纳旗平原地下水补给量7.94×108m3/a。西部水系酒泉西盆地地下水补给量为1.61×108m3/a，酒泉东盆地地下水补给量为5.54×108m3/a，金塔盆地地下水补给量1.54×108m3/a。平原区总排泄量为37.50×108m3/a，均衡差为－4.86×108m3/a，负均衡结果与流域平原区地下水位持续下降的实际情况相符合(表2.7、表2.8、表2.9)。
(3)地下水资源评价
依据黑河莺落峡1944～2002年多年径流量资料分析，1999年黑河径流量为15.91×108m3/a，相当于P=46.67%时的来水量，较59年多年平均值15.89×108m3/a多0.02×108m3/a，可以认为1999年计算的流域地下水补给量可代表现状水利化水平时的地下水资源量。由此得出流域平原区地下水资源量为32.64×108m3/a，其中东部水系地下水资源量为24.40×108m3/a，中部水系地下水资源量1.31×108m3/a，西部水系地下水资源量7.04×108m3/a。
2.1.4黑河流域水资源总量
根据上述计算，黑河流域地表水资源量取出山河川径流量的多年平均值，即37.687×108m3/a(表2.2);地下水资源量取平原区地下水总补给量，为32.6372×108m3/a(表2.7～表2.9)。流域内的河水入渗量、地下水溢出量、渠田水入渗量等均为地表水和地下水的重复量，为26.9051×108m3/a。流域总水资源量应为出山河川径流量与侧向地下水径流量及平原区降水和凝结水入渗补给量之和值，为43.4191×108m3/a，其中中游平原区为40.2649×108m3/a，占总资源量的93%，下游平原区为3.1536×108m3/a，占总资源量的7%(表2.10)。
2.1.5中游盆地不同时期地下水资源对比分析
2.1.5.1典型年地下水资源评价对比
流域水资源在20世纪60～70年代，甘肃地矿局水文地质工程地质队曾经对黑河中游的张掖、酒泉盆地第四系松散含水层的地下水补给资源做过概略的计算。限于当时的技术方法，对其计算精度有一定的限制，结果仅供参考。1977年甘肃省地矿局地质科学研究所在对河西走廊水文地质条件归纳总结的基础上，系统计算与评价了走廊平原张掖和酒泉盆地地下水资源的均衡变化，计算精度较高，结果较为可靠。近20多年来，黑河流域水利化程度日臻完善，渠系辐射面不断扩大，渠系利用率大幅提高，再加上地下水开采规模逐年不断扩大，对地下水研究程度亦有所提高。伴随着水资源利用分布格局的改变，黑河流域平原区地下水资源不断变化并趋于减少。从1967年、1977年和1999年三个不同时期地下水资源量进行对比分析看出如下特点:
(1)地下水天然补给量呈减少趋势
20世纪六七十年代和现状年整个张掖盆地(包括大马营和山丹)地下水天然资源量分别为16.617×108m3/a、16.283×108m3/a和10.931×108m3/a，现状年比20世纪六七十年代分别减少了约34%和33%(表2.11)，补给项减少的主要项目是河道水入渗和渠系水入渗两个量，其他补给项相对稳定。
表2.7 黑河流域平原区地下水均衡计算成果表
续表
注:1.侧向流入中含祁连山沟谷潜流。2.合计中已扣除盆地之间重复的侧向流入(出)。3.括号内数值为泉水入渗及引泉灌溉的重复入渗量。
表2.8 1999年黑河流域平原区地下水均衡统计表
表2.9 1999年黑河流域平原区主要盆地地下水均衡统计表
表2.10 黑河流域水资源总量
(2)泉水溢出量逐年衰减
20世纪60年代张掖盆地泉水溢出量为13.547×108m3/a，70年代变为12.073×108m3/a，而1999年泉水溢出量减少到8.630×108m3/a，分别减少了36%和29%。衰减的主要原因是补给量的减少和人工开采量的不断增加，而补给量的减少是渠系截流和水库蓄水所致。
(3)地下水开采量增加
20世纪60年代流域地下水处于未开采状态，到70年代地下水开采量为0.388×108m3/a，而1999年盆地地下水开采量增加到1.996×108m3/a，是70年代的5倍。
从黑河流域中游盆地不同时期地下水均衡成果看出，地下水天然资源量和泉水溢出量减少的主要原因是河水入渗量、渠系田间入渗量减少引起的。张掖盆地河水入渗量60年代为6.452×108m3/a，70年代为7.417×108m3/a，这两个时代变化基本不大，而1999年减少到4.168×108m3/a，于70年代相比较减少了44%，渠系田间入渗量70年代是7.442×108m3/a，1999年为5.103×108m3/a，相比较减少了近32%。
2.1.5.2不同时期主要补给项对比
为了更进一步说明黑河流域中游地区地下水补给量的减少的主要原因是河水入渗补给和渠系入渗补给减少引起的，对比20世纪50年代到1999年的河水入渗补给量、渠系入渗补给量随时间的变化(表2.12、图2.1)。其中50～70年代的数据主要依据《河西走廊地下水资源分布规律及合理开发利用报告》，80年代数据来源于《黑河干流中游地区地下水资源及其合理开发利用勘察研究》，90年代主要依据县市水文地质调查资料。从表2.12可以看出，由50年代到1999年减少了近59%，变化可大致分为四个阶段:五六十年代基本接近，为第一阶段，七八十年代为第二阶段，90年代为第三阶段，1999年为第四阶段;变化较大的是20世纪80年代至现在。
20世纪60年代渠道有干砌卵石渠、浆砌卵石渠、混凝土渠和未衬砌的天然卵石渠、土渠数种，南部山前平原以干砌卵石渠为主，北部平原以土渠为主。70年代到80年代中期是流域灌溉面积发展最快的时期，水资源利用程度进一步提高，干渠和支渠采用浆砌卵石渠，部分支渠和斗渠采用混凝土渠和浆砌卵石渠。90年代以后到目前输水渠道有了很大的发展，输水渠道以防渗的浆砌卵石渠和现浇混凝土渠为主，同时逐渐向下游输水，渠系水利用率提高，输水过程中渗漏损失消耗减少幅度更加明显。
表2.11 黑河流域中游盆地不同时期地下水均衡对比表
注:1.侧向流入中含祁连山沟谷潜流。2.合计中已扣除盆地之间重复的侧向流入(出)。3.括号内数值为泉水入渗及引泉灌溉的重复入渗量。4.1999年河水入渗量包括雨洪入渗，侧向流入量包括沟谷潜流量。
表2.12 黑河中游盆地不同时期河水和渠系水入渗补给量对比表
图2.1 黑河中游盆地不同时期河渠水入渗量曲线