第二章 水资源评价11
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一般多贮存在第四系松散沉积物中，也可形成于 裂隙性或可溶性基岩中。
基本特征是与大气圈和地表水联系密切，积极参 与水循环。
潜水的特征
潜水具有自由水面； 潜水的分布区和补给区基本上是一致的； 潜水的动态（如水位、水量、水温、水质等随时
间的变化）随季节不同而有明显变化； 在潜水含水层之上因无连续隔水层覆盖，因此容
2.承压水的特征：
具有承压性能，其顶面为非自由水面； 承压水分布区与补给区不一致 承压水动态受气象、水文因素的季节性变化影响
不显著； 承压水的厚度稳定不变，不受季节变化的影响； 承压水的水质不易受到污染。
3. 承压水的埋藏类型
承 压 盆 地
承 压 斜 地
第三节 地下水补给径流排泄
二、地下水的补给、径流、排泄 （一）地下水的补给 地下水含水层自外界获得水量的过程称为地
下水的补给； 主要包括大气降水、地表水入渗，大气中水
汽和土壤中水汽凝结、含水层之间的补给、 人工补给。
平原区地下水补给结构
（二）地下水的径流 地下水径流的产生： 大气降水或地表水通过包气带向下渗漏，补给含
水层成为地下水； 地下水在重力作用下由水位高处向水位低处流动，
在地形低洼处排出地表；
地下水径流影响因素： 含水层的空隙性； 地下水的埋藏条件； 补给量； 地形； 地下水化学成分； 人为因素。
含水层分类 孔隙含水层；裂隙含水层；岩溶含水层：
地下水分类：
根据其埋藏条件把地下水分为： 包气带水、潜水、承压水。
地下水的埋葬条件是指含水层的空间分布状态及其环境的总称。 包括含水层的岩性、产状、厚度、分布以及与上下覆岩层的关 系等。
包气带水
地表以下未饱和带（包气带）中液态地下水称包气带水。 主要可分两类，即土壤水和上层滞水。 1、土壤水
地表和包气带
部分量不易获得
W=R+Pr-Rg
W=R+G-D
地表水资源量+地下水资源量-重复计算量
2.2 地表水资源量计算
地表水资源量是指河流、湖泊、冰川等地表水体中由当地降水形成的，可 以逐年更新的动态水量，用天然河川径流量表示。
（1）河川径流量
上下游降水 量相差不大 上下游降水 量相差较大
缺乏实测径流资料，或有短期资料但无法展延： 采用蒸发扣减法、水文比拟法、参数等值法推求河川径流
是已知的，其数学形式为
H (x,y,z,t) 1 H1(x,y,z,t) (x,y,z) 1
如：河流作为含水层的边界，其水位已知，就可作 为一类边界处理。
②第二类边界（已知流量边界,Neumann条件）
边界上单位宽度的流量是已知的即为二类边界
2 ，其数学表达式为：
T H n
2 q(x, y, z)
(x, y, z) 2
q-单位宽度流量； n-边界 2的内法线方向（指向渗流场）
当边界为隔水边界时，则
H n
2 0
当内边界为抽水井壁时，抽水流量已知：
lim 2Tr H Q
r0
r
微分方程与定解条件结合在一起称为数学模型或 定解问题。数学模型的求解方法有：
1、解析解：用数学方法直接求出数学模型的解， 这种解称解析解，也是数学模型的精确解。
埋葬于包气带土壤层中水，称为土壤水。主要以结合水 和毛细水的形式存在。靠大气降水的入渗，水蒸气的凝结及 潜水由下而上毛细作用的补给。土壤水主要消耗于蒸发，水 份变化相当剧烈，受大气条件控制。
2、上层滞水 上层滞水是存在于包气带中，局部隔水层之上的重力水。
潜水
概念、特征
潜水是埋藏于饱水带中地表以下第一个具有自由 水面的含水层中的重力水。
第二章 水资源评价
2.1 水资源量的概念 2.2 地表水资源量评价 2.3 地下水资源量评价 2.4 水资源量评价 2.5 水资源可用量 2.6 水资源质量评价 2.7 水资源综合评价
2.1 水资源量的概念
陆地蒸发E 大气降水P
潜水蒸发Eg
地表蒸发Es
地表
地表径流Rs
输水水量Win
土壤（气带）
下渗补给地下水Pr
2、数值解：把数学模型中的连续变量离散成离散 变量，再进行求解，这种方法称数值解，求得的 解为近似解。
注：还原计算成果需要检查（单项指标核查、上下游干支流及区间水 量平衡检查、用径流深和降水径流关系检查、各种影响因素序列对照 及统计参数检验、框算检查）
地表水资源量分析计算
代表站法
逐年及多年平均年径流量计算 频率分析
一个代表站
多个代表站
评价区与代表流域自然地理条件差别过大
当评价区实测降水、年径流资料缺乏时
注：对于稳定流来说，定解条件中没有初始条 件，因为地下水作稳定流时其运动要素是不随 时间而变化的。
边界条件 是指在各个计算时刻，边界上某些函数的变化 规律是已知的。边界条件主要有两种：
①第一类边界条件（已知水头边界，Dirichlet条件）
是指待求的水头函数H(x,y,z)在边界 1上的变化规律
量
蒸发扣减法： 在南方平原区，不考虑区域蓄水量变化以及Win R=P-E R=(P-Ew)Fw+(P-Er)Fr+(P-El)Fl+acPFc 关键：估算不同土地利用方式下蒸发量
水文比拟法、参数等值法参见《水文分析计算》
（2）径流量系列的一致性改正
实测的径流量受水库、取用水及汇流区下垫面改变的影响！
三维流：也称空间运动，地下水的渗透流速沿空间三个 坐标轴的分量均不等于零的渗流；水头、流速等渗流要 素随空间三个坐标而变化的水流。
（四）定解条件和数学模型
初始条件 开始时刻水头函数在渗流场的分布规律，如果开 始时刻渗流场内任意一点的水头已知为H0，则初 始条件的数学表达式为：
H (x,y,z,t )t0 H0 (x,y,z )
释水机理：潜水释水过程完全是重力释水； 而承压水是由于含水层骨架压缩和 地下水体膨状共同作用的释水。
渗流分类
（1）稳定流与非稳定流 稳定流（steady flow）：渗流运动要素不随时间变 化；在一定的观测时间内水头、渗流速度等渗透要 素不随时间变化的地下水运动。 非稳定流（unsteady flow）：渗流运动要素随时间 变化；水头、渗透速度等任一渗透要素随时间变化 的地下水运动。
易受到污染。 几个概念：潜水面，潜水位，潜水埋藏深度，含
水层厚度
承压水
1. 概念：
位于两不透水层之间且不存在自由水面的地下含 水层称为承压水。
承压含水层类似于一压力通道，已开采的承压含 水层，在开采井的周围形成压力水头下降漏斗。
当承压含水层水量的开采超过补给时，有可能使 压力水头下降到上部隔水层以下，此时这部分承 压含水层变为无压含水层。
资料三性审查
（3）地表水资源量
资料可靠性：资料来源、测验方法、整编精度、水量平衡等方 法进行； 资料一致性：产生资料的条件要一致。河道径流条件、产流条 件（双累积曲线法、M-K检验法、滑动平均。。。） 资料代表性：滑动平均、累积平均、差积曲线等
资料的插补展延
年径流量插补展延：降雨与径流关系、上下游测站径流关系、相 邻流域年径流量相关法、汛期径流量与年径流量相关法 月径流量插补展延： 汛期：水位-流量关系、上下游/相领测站径流关系、考虑降水产 生径流的滞后效应 非汛期： 径流量不大时，可用同月径流量多年均值代替。 封冻期径流量较大时，可由领近年份K值线或气温与流量关系
达西定律，又称线性渗透定律
达西定律的实质是水流在流动过程中消耗的 能量与流速和渗流长度成正比，与含水层的 渗透系数成反比。
H
H1
H2
vL K
（三）渗流中的几个概念（水文地质参数）
渗透系数K 水力坡度为1时的渗透流速。
导水系数T
当水力坡度为1时，通过整个含水层上 的单位宽度流量。即： T=K·M
假想水流在体积内所受的阻力和真实水流所 受的阻力相同。
渗透水流，简称渗流
（二）达西定律
1856年法国水力学家达西(Dacy)开展了大量实验
实验结果： 渗流量或渗流速度与水力坡降成正比
Q K F H1 H2 K F H
L
L
K I F 或v K J
等值线法
年降雨径流相关法
地表水资源可利用量计算
问题：水资源量与可用 水资源量有何区别？
地下水文学基础
一、地下水相关基本概念
含水层与隔水层的概念
含水层： 指能够透过并给出相当数量的水的岩层。 隔水层： 指不能透过，不能给出或给出水量微不足道岩层。
含水层的形成条件 岩层具有容纳重力水的空隙。 地下水汇集贮存的地质构造，解决能否存得住水问题。 具有充足的补给来源。
第二章 水资源评价
霍再林
中国农业大学水利与土木工程学院
水资源评价
水资源评价是指对某区域（流域）水资源数量、质量、是空分 布特征、开发利用条件、开发利用现状和供需发展趋势作出的 分析评估。 水资源数量评价：涉及水循环、地下水资源、地下水资源及总 量，可利用量等。 水资源质量评价：根据用水要求和水体理化生性质对水体质量 的评价，以判别水资源的适用性。 水资源开发利用评价及综合评价：关注评价区域内供水状况、 用水效率、水资源开发利用对环境的影响。
三、地下水运动
（一）渗透水流
Байду номын сангаас
实际水流
渗透水流
（一）渗透水流
两个假设:
（1）不考虑渗流途径的迂回曲折，只考虑地下 水流的主要流向。
（2）不考虑岩土的颗粒存在，假想渗透水流充 满全部空间（包括骨架）。
假设水流必须符合下列条件：
对于同一过水断面，假想水流的流量等于通 过该断面的真实水流流量；
作用于任一面积上的假想水流的压力等于真 实水流的压力；
得到 当枯水期降水量较小，河川径流退水较稳定，可由前后月径流
变化插值
还原/现计算 凡测站以上受水利工程及其他人类活动影响，消耗/
减少/增加的水量均要还原。
分项调查法： 降水径流模型法：无法调查清楚各项，需建立径流模型（多元回归法、 产流模型法） 流域蒸发差值法：下垫面改变，蒸发改变和径流改变量相等（假设年 尺度流域蓄水量不变）
河川径流R
地下含水层
问题：我们可利用的水 地下潜流Qg 资源量如何计算？
河川基流Rg
2.1 水资源量的概念
对于任何时段：
△S=Win -Wout+P-E △S=P+Win-Rs-Rg-Qg-Es-Eg 多年平均：△S=0
闭合流域：Win=0
闭合流域水资源可利用量
地表蒸发Es一般无法利用
W=P-Es=R+Eg+Qg
潜水给水度μ
Q /(H A)
意义：潜水位上升(下降)一个单位时,从单位面积 含水层增加(减少)的水量。
弹性释水系数μ*
* Q /(H A)
意义：水平面为一个单位面积，高为含水层 全厚度M 的含水层柱体中，当水头降 低一个单位时弹性释放出来的水量。
潜水给水度与弹性释水系数的区别
（2）一、二、三维流
一维流：也称单向运动，指渗流场中水头、流速等渗流要素 仅随一个坐标变化的水流，其速度向量仅有一个分量、流线 呈平行的水流。
二维流：也称平面运动，地下水的渗透流速沿空间二个坐 标轴方向都有分速度、仅仅一个坐标轴方向的分速度为零 的渗流；水头、流速等渗流要素随两个坐标变化的水流， 其速度向量可分为两个分量，流线与某一固定平面呈平行 的水流。
还原计算 （基于河道内径流考虑）
还现计算 （基于产流考虑）
将径流资料还原到天然径流条件 将径流资料还原现状下垫面条件
一致性改正的方法： 降雨径流模式法：多元回归分析法和产流模式法 分项还原法：逐项考虑人们取水、耗水对河川径流的影响
（3）地表水资源量
基本步骤：
（1）基本资料收集：区域社会经济资料、评价分区的自然地理特征 资料、水文气象资料、水资源开发利用资料、以往水文水资源分析 计算和研究成果 （2）资料的三性审查（可靠性、一致性、代表性） （3）资料的插补展延（降雨与径流关系、上下游测站径流关系、相 邻流域年径流量相关法、汛期径流量与年径流量相关法） （4）还原计算（分项调查法、降水径流模型法、流域蒸发差值法） （5）地表水资源量分析计算
（三）地下水的排泄 含水层失去水量的过程称为地下水的排泄。
在排泄过程中，地下水的水量、水质、水位 都会发生变化。 途径： 泉水排泄 向地表水排泄 蒸发排泄 不同类型含水层之间的排泄
（四）地下水补给、径流、排泄条件的转化 1 自然条件改变引起的转化 河水位的变化 地下水分水岭的改变 2 人类活动引起的转化 修建水库 人工开采和矿区排水 农田灌溉与人工回灌
基本特征是与大气圈和地表水联系密切，积极参 与水循环。
潜水的特征
潜水具有自由水面； 潜水的分布区和补给区基本上是一致的； 潜水的动态（如水位、水量、水温、水质等随时
间的变化）随季节不同而有明显变化； 在潜水含水层之上因无连续隔水层覆盖，因此容
2.承压水的特征：
具有承压性能，其顶面为非自由水面； 承压水分布区与补给区不一致 承压水动态受气象、水文因素的季节性变化影响
不显著； 承压水的厚度稳定不变，不受季节变化的影响； 承压水的水质不易受到污染。
3. 承压水的埋藏类型
承 压 盆 地
承 压 斜 地
第三节 地下水补给径流排泄
二、地下水的补给、径流、排泄 （一）地下水的补给 地下水含水层自外界获得水量的过程称为地
下水的补给； 主要包括大气降水、地表水入渗，大气中水
汽和土壤中水汽凝结、含水层之间的补给、 人工补给。
平原区地下水补给结构
（二）地下水的径流 地下水径流的产生： 大气降水或地表水通过包气带向下渗漏，补给含
水层成为地下水； 地下水在重力作用下由水位高处向水位低处流动，
在地形低洼处排出地表；
地下水径流影响因素： 含水层的空隙性； 地下水的埋藏条件； 补给量； 地形； 地下水化学成分； 人为因素。
含水层分类 孔隙含水层；裂隙含水层；岩溶含水层：
地下水分类：
根据其埋藏条件把地下水分为： 包气带水、潜水、承压水。
地下水的埋葬条件是指含水层的空间分布状态及其环境的总称。 包括含水层的岩性、产状、厚度、分布以及与上下覆岩层的关 系等。
包气带水
地表以下未饱和带（包气带）中液态地下水称包气带水。 主要可分两类，即土壤水和上层滞水。 1、土壤水
地表和包气带
部分量不易获得
W=R+Pr-Rg
W=R+G-D
地表水资源量+地下水资源量-重复计算量
2.2 地表水资源量计算
地表水资源量是指河流、湖泊、冰川等地表水体中由当地降水形成的，可 以逐年更新的动态水量，用天然河川径流量表示。
（1）河川径流量
上下游降水 量相差不大 上下游降水 量相差较大
缺乏实测径流资料，或有短期资料但无法展延： 采用蒸发扣减法、水文比拟法、参数等值法推求河川径流
是已知的，其数学形式为
H (x,y,z,t) 1 H1(x,y,z,t) (x,y,z) 1
如：河流作为含水层的边界，其水位已知，就可作 为一类边界处理。
②第二类边界（已知流量边界,Neumann条件）
边界上单位宽度的流量是已知的即为二类边界
2 ，其数学表达式为：
T H n
2 q(x, y, z)
(x, y, z) 2
q-单位宽度流量； n-边界 2的内法线方向（指向渗流场）
当边界为隔水边界时，则
H n
2 0
当内边界为抽水井壁时，抽水流量已知：
lim 2Tr H Q
r0
r
微分方程与定解条件结合在一起称为数学模型或 定解问题。数学模型的求解方法有：
1、解析解：用数学方法直接求出数学模型的解， 这种解称解析解，也是数学模型的精确解。
埋葬于包气带土壤层中水，称为土壤水。主要以结合水 和毛细水的形式存在。靠大气降水的入渗，水蒸气的凝结及 潜水由下而上毛细作用的补给。土壤水主要消耗于蒸发，水 份变化相当剧烈，受大气条件控制。
2、上层滞水 上层滞水是存在于包气带中，局部隔水层之上的重力水。
潜水
概念、特征
潜水是埋藏于饱水带中地表以下第一个具有自由 水面的含水层中的重力水。
第二章 水资源评价
2.1 水资源量的概念 2.2 地表水资源量评价 2.3 地下水资源量评价 2.4 水资源量评价 2.5 水资源可用量 2.6 水资源质量评价 2.7 水资源综合评价
2.1 水资源量的概念
陆地蒸发E 大气降水P
潜水蒸发Eg
地表蒸发Es
地表
地表径流Rs
输水水量Win
土壤（气带）
下渗补给地下水Pr
2、数值解：把数学模型中的连续变量离散成离散 变量，再进行求解，这种方法称数值解，求得的 解为近似解。
注：还原计算成果需要检查（单项指标核查、上下游干支流及区间水 量平衡检查、用径流深和降水径流关系检查、各种影响因素序列对照 及统计参数检验、框算检查）
地表水资源量分析计算
代表站法
逐年及多年平均年径流量计算 频率分析
一个代表站
多个代表站
评价区与代表流域自然地理条件差别过大
当评价区实测降水、年径流资料缺乏时
注：对于稳定流来说，定解条件中没有初始条 件，因为地下水作稳定流时其运动要素是不随 时间而变化的。
边界条件 是指在各个计算时刻，边界上某些函数的变化 规律是已知的。边界条件主要有两种：
①第一类边界条件（已知水头边界，Dirichlet条件）
是指待求的水头函数H(x,y,z)在边界 1上的变化规律
量
蒸发扣减法： 在南方平原区，不考虑区域蓄水量变化以及Win R=P-E R=(P-Ew)Fw+(P-Er)Fr+(P-El)Fl+acPFc 关键：估算不同土地利用方式下蒸发量
水文比拟法、参数等值法参见《水文分析计算》
（2）径流量系列的一致性改正
实测的径流量受水库、取用水及汇流区下垫面改变的影响！
三维流：也称空间运动，地下水的渗透流速沿空间三个 坐标轴的分量均不等于零的渗流；水头、流速等渗流要 素随空间三个坐标而变化的水流。
（四）定解条件和数学模型
初始条件 开始时刻水头函数在渗流场的分布规律，如果开 始时刻渗流场内任意一点的水头已知为H0，则初 始条件的数学表达式为：
H (x,y,z,t )t0 H0 (x,y,z )
释水机理：潜水释水过程完全是重力释水； 而承压水是由于含水层骨架压缩和 地下水体膨状共同作用的释水。
渗流分类
（1）稳定流与非稳定流 稳定流（steady flow）：渗流运动要素不随时间变 化；在一定的观测时间内水头、渗流速度等渗透要 素不随时间变化的地下水运动。 非稳定流（unsteady flow）：渗流运动要素随时间 变化；水头、渗透速度等任一渗透要素随时间变化 的地下水运动。
易受到污染。 几个概念：潜水面，潜水位，潜水埋藏深度，含
水层厚度
承压水
1. 概念：
位于两不透水层之间且不存在自由水面的地下含 水层称为承压水。
承压含水层类似于一压力通道，已开采的承压含 水层，在开采井的周围形成压力水头下降漏斗。
当承压含水层水量的开采超过补给时，有可能使 压力水头下降到上部隔水层以下，此时这部分承 压含水层变为无压含水层。
资料三性审查
（3）地表水资源量
资料可靠性：资料来源、测验方法、整编精度、水量平衡等方 法进行； 资料一致性：产生资料的条件要一致。河道径流条件、产流条 件（双累积曲线法、M-K检验法、滑动平均。。。） 资料代表性：滑动平均、累积平均、差积曲线等
资料的插补展延
年径流量插补展延：降雨与径流关系、上下游测站径流关系、相 邻流域年径流量相关法、汛期径流量与年径流量相关法 月径流量插补展延： 汛期：水位-流量关系、上下游/相领测站径流关系、考虑降水产 生径流的滞后效应 非汛期： 径流量不大时，可用同月径流量多年均值代替。 封冻期径流量较大时，可由领近年份K值线或气温与流量关系
达西定律，又称线性渗透定律
达西定律的实质是水流在流动过程中消耗的 能量与流速和渗流长度成正比，与含水层的 渗透系数成反比。
H
H1
H2
vL K
（三）渗流中的几个概念（水文地质参数）
渗透系数K 水力坡度为1时的渗透流速。
导水系数T
当水力坡度为1时，通过整个含水层上 的单位宽度流量。即： T=K·M
假想水流在体积内所受的阻力和真实水流所 受的阻力相同。
渗透水流，简称渗流
（二）达西定律
1856年法国水力学家达西(Dacy)开展了大量实验
实验结果： 渗流量或渗流速度与水力坡降成正比
Q K F H1 H2 K F H
L
L
K I F 或v K J
等值线法
年降雨径流相关法
地表水资源可利用量计算
问题：水资源量与可用 水资源量有何区别？
地下水文学基础
一、地下水相关基本概念
含水层与隔水层的概念
含水层： 指能够透过并给出相当数量的水的岩层。 隔水层： 指不能透过，不能给出或给出水量微不足道岩层。
含水层的形成条件 岩层具有容纳重力水的空隙。 地下水汇集贮存的地质构造，解决能否存得住水问题。 具有充足的补给来源。
第二章 水资源评价
霍再林
中国农业大学水利与土木工程学院
水资源评价
水资源评价是指对某区域（流域）水资源数量、质量、是空分 布特征、开发利用条件、开发利用现状和供需发展趋势作出的 分析评估。 水资源数量评价：涉及水循环、地下水资源、地下水资源及总 量，可利用量等。 水资源质量评价：根据用水要求和水体理化生性质对水体质量 的评价，以判别水资源的适用性。 水资源开发利用评价及综合评价：关注评价区域内供水状况、 用水效率、水资源开发利用对环境的影响。
三、地下水运动
（一）渗透水流
Байду номын сангаас
实际水流
渗透水流
（一）渗透水流
两个假设:
（1）不考虑渗流途径的迂回曲折，只考虑地下 水流的主要流向。
（2）不考虑岩土的颗粒存在，假想渗透水流充 满全部空间（包括骨架）。
假设水流必须符合下列条件：
对于同一过水断面，假想水流的流量等于通 过该断面的真实水流流量；
作用于任一面积上的假想水流的压力等于真 实水流的压力；
得到 当枯水期降水量较小，河川径流退水较稳定，可由前后月径流
变化插值
还原/现计算 凡测站以上受水利工程及其他人类活动影响，消耗/
减少/增加的水量均要还原。
分项调查法： 降水径流模型法：无法调查清楚各项，需建立径流模型（多元回归法、 产流模型法） 流域蒸发差值法：下垫面改变，蒸发改变和径流改变量相等（假设年 尺度流域蓄水量不变）
河川径流R
地下含水层
问题：我们可利用的水 地下潜流Qg 资源量如何计算？
河川基流Rg
2.1 水资源量的概念
对于任何时段：
△S=Win -Wout+P-E △S=P+Win-Rs-Rg-Qg-Es-Eg 多年平均：△S=0
闭合流域：Win=0
闭合流域水资源可利用量
地表蒸发Es一般无法利用
W=P-Es=R+Eg+Qg
潜水给水度μ
Q /(H A)
意义：潜水位上升(下降)一个单位时,从单位面积 含水层增加(减少)的水量。
弹性释水系数μ*
* Q /(H A)
意义：水平面为一个单位面积，高为含水层 全厚度M 的含水层柱体中，当水头降 低一个单位时弹性释放出来的水量。
潜水给水度与弹性释水系数的区别
（2）一、二、三维流
一维流：也称单向运动，指渗流场中水头、流速等渗流要素 仅随一个坐标变化的水流，其速度向量仅有一个分量、流线 呈平行的水流。
二维流：也称平面运动，地下水的渗透流速沿空间二个坐 标轴方向都有分速度、仅仅一个坐标轴方向的分速度为零 的渗流；水头、流速等渗流要素随两个坐标变化的水流， 其速度向量可分为两个分量，流线与某一固定平面呈平行 的水流。
还原计算 （基于河道内径流考虑）
还现计算 （基于产流考虑）
将径流资料还原到天然径流条件 将径流资料还原现状下垫面条件
一致性改正的方法： 降雨径流模式法：多元回归分析法和产流模式法 分项还原法：逐项考虑人们取水、耗水对河川径流的影响
（3）地表水资源量
基本步骤：
（1）基本资料收集：区域社会经济资料、评价分区的自然地理特征 资料、水文气象资料、水资源开发利用资料、以往水文水资源分析 计算和研究成果 （2）资料的三性审查（可靠性、一致性、代表性） （3）资料的插补展延（降雨与径流关系、上下游测站径流关系、相 邻流域年径流量相关法、汛期径流量与年径流量相关法） （4）还原计算（分项调查法、降水径流模型法、流域蒸发差值法） （5）地表水资源量分析计算
（三）地下水的排泄 含水层失去水量的过程称为地下水的排泄。
在排泄过程中，地下水的水量、水质、水位 都会发生变化。 途径： 泉水排泄 向地表水排泄 蒸发排泄 不同类型含水层之间的排泄
（四）地下水补给、径流、排泄条件的转化 1 自然条件改变引起的转化 河水位的变化 地下水分水岭的改变 2 人类活动引起的转化 修建水库 人工开采和矿区排水 农田灌溉与人工回灌