枯水期補水量怎麼算

㈠ 水補水量請問循環水補水量一般為循環水量的百分之幾

1、補水量：水在循環過程中，除了蒸發損失和維持一定的濃縮倍數而排掉一定的污水外，還有部分因空氣流由冷卻塔頂逸出帶走的水損失，管道滲漏的水損失等，因此補水量為：
補水量=蒸發損失+風吹損失+排污水損失+滲漏損失
2、排污水量：這個與冷卻塔的蒸發損失和濃縮倍數有關，排污水量可以簡略計算為：排污水量=蒸發水量/（濃縮倍數-1）

㈡ 河流在枯水期補給來源最有可能是，為什麼（如何補給）

河流在枯水期補給來源就是地下水。
河水的補給來源主要是降水，
冰雪融水。降水和融水都沒有的情況下，河水的來源就是降水和融水在地面地下蓄積的水，隨著流域蓄水量的減少枯水期就來臨了
，一般來講當月平均水量佔全年總水量少於5%就屬於枯水期了。

㈢ 如何計算補液

1. 按體重減輕估計補液量
   生理鹽水補液量（L）=正常血鈉濃度（142mmol/L）×體重減輕量(kg)/每升生理鹽水NaCL含量（154mmol）。

2.按血細胞壓積估計補液量
補液量(L)=[實際紅細胞壓積－正常紅細胞壓積×體重(kg)×0.2]/正常紅細胞壓積。
正常紅細胞壓積男性為48%，女性42%。
細胞外液量為體重×0.2。

3.按血清鈉估計補液量
補液量(L)=體重(kg)×0.2×（正常血鈉濃度－實際血鈉濃度）／每升生理鹽水NaCL含量（154mmol）。

4.依據血鈉濃度計算低滲性失水的補鈉量

補鈉量=[血鈉正常值（mmol／L）－實際血鈉濃度（mmol／L）]×0.6×體重(kg)（女性為0.5）
失水量(按血細胞比容計算)
失水量（ml）=（目前血細胞比容－原來血細胞比容）÷原來血細胞比容×體重（kg）×0.2×1000
原來血細胞比容如不知道，可用正常值代替，男性和女性分別為0.48和0.42，式中20%為細胞外液占體重的比例。

㈣ 如何確定循環水系統的補水量、排污量

1、冷卻塔的水量損失應根據燕發、風吹和排污等各項損失水量確定。一般補水率為循環水量的1%~2%，吸收式製冷系統為1.5%~2.5%。

2、冷卻塔的排污損失P₃，與循環冷卻水水質及處理方法、補充水水質和循環水的濃縮信數有關，在給定的水質條件下，排污損失率可按下式計算：P=P₁/（N-1）。式中 P₃——排污損失率（%）；N——濃縮倍數。

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在敞開式循環冷卻水系統中，由於循環冷卻水在循環過程中不斷蒸發而濃縮導致水質惡化，不能達到冷卻水水質標准，此時必須不斷補充新鮮水並將鹽分含量較高的濃水排放，使水中的含鹽量維持在一定的濃度，以平衡水質。

循環水的排污通過安裝於循環水回水干管上的電導率儀在線檢測和顯示，並通過循環水回水干管上設置的電導率調節閥控制，用以控制循環水的溶解固體含量，排污管上還設有在線流量計，顯示排污量。

㈤ 水量均衡法

（一）基本原理

水量均衡法是根據水量平衡原理，建立均衡方程計算水量的方法，表達式為

∑Q_補-∑Q_排=ΔQ_儲 （3-1）

式中：∑Q_補為均衡期內地下水系統各種補給量的總和（m³）；∑Q_排為均衡期內地下水系統各種排泄量的總和（m³）；ΔQ_儲為均衡期內地下水系統內部儲存資源的變化量（m³）。

（二）一般步驟

1.確定均衡區

根據地下水系統理論的要求，均衡區應是地下水系統邊界所界定的空間范圍，一般要求以地下水系統天然邊界作為劃分依據。由於水量均衡法屬於集中參數系統，為了提高區域地下水數量評價精度，在實際計算時可以根據不同水文地質條件劃分為不同級別的子區，分別計算各均衡要素，然後進行綜合。例如根據給水度、降水入滲系數、地下水埋藏深度等條件，將均衡區劃分為若乾子區，分別計算各子區的儲變數、降水入滲量和潛水蒸發蒸騰量，然後求和。

2.確定均衡要素

確定式（3-1）中∑Q_補和∑Q_排的組成，即確定地下水系統三維空間區域邊界上的輸入和輸出量。從外界進入地下水系統的各種水量統稱為補給項，系統輸出的各種水量統稱為排泄項。

一般而言，補給項包括：大氣降水入滲補給量、地表水體滲漏補給量（河流、湖泊、水庫等）、地下側向流入補給量、越流補給量、凝結水補給量、地表水灌溉入滲補給量、地下水灌溉回歸補給量、渠系滲漏補給量、人工回灌補給量等。

排泄項包括：潛水蒸發蒸騰量、地下水側向流出量、地下水開采量、泉水溢出量、越流排泄量、向河湖排泄量等。

需要指出的是，不同的地下水系統與外部環境之間的水量交換關系不同，所以均衡要素的組成因不同地下水系統而異。在實際工作中，需要與研究區具體條件緊密結合，確定均衡要素的組成。

3.確定均衡期

地下水均衡計算是針對某一特定時間段進行的，稱為均衡期。如前所述，在地下水的資源功能評價中，要求地下水數量評價的時間尺度為5～12年，以此為均衡期進行水量均衡計算。為保證水量平衡，各均衡要素計算和相關的資料的選取應採用統一的時間序列。

（三）均衡項計算方法

1.降水入滲補給量

降水入滲補給量確定方法包括：直接測定法、零通量面法、包氣帶達西定律法、氯質量平衡法、示蹤法等。

（1）直接測定法

通常利用測滲儀或通過包氣帶蒸滲試驗直接測定不同岩性、不同地表覆蓋情況下的降水入滲補給量（Young et al.，1996）。我國於20世紀70年代末期開始在華北地區和西北地區建立了許多包氣帶試驗場，開展了大量的實驗研究。

（2）零通量面法（ZFP）

零通量面是Richards於1956年首先提出的，是包氣帶水分運移的分界面，其上土壤水分向地表運移，其下水分向地下水運移，將該面以下的水分運移速率作為地下水補給速率，利用該法需要測定包氣帶垂直剖面土壤水勢和含水量。我國於20世紀80年代後期引入ZFP法（張光輝，1988；張惠昌，1988），目前該方法仍在應用（程輝等，2000；周金龍等，2003；李茜等，2006）。

（3）包氣帶達西定律法

達西定律法是乾旱、半乾旱地區常用的方法，需要測定包氣帶水力梯度和不同含水量下的滲透系數，計算公式如下：

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：q為降水入滲補給速率（m/d）；K（θ）為包氣帶水滲透系數（m/d）；H為包氣帶水側壓水頭（m）；Z為垂直位置高程（m）。

（4）氯質量平衡法

該方法主要應用了氯的化學穩定性，其應用前提是（Kinzelbach，2002）：①由於包氣帶溶質輸入和向飽水帶的輸出存在時間滯後，所以必須假定在此期間沒有重要的氣候變化；②沒有額外的溶質加入，如肥料，同時也沒有近期大氣污染；③在ZFP之上和之下沒有溶質儲存的凈變化，這種變化可能由於動植物引起或礦物沉澱/溶解和吸附/解吸附。在滿足以上條件的基礎上，可採用下式計算降水入滲補給速率：

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：q為降水入滲補給速率（m/a）；P為多年平均降水量（m/a）；C_P為降水中氯離子濃度（mg/L）；F_d為氯離子干沉降量（mg/m²·d）；C_S為零通量面以下包氣帶水的氯離子濃度（mg/L）。

（5）示蹤法

利用人工或環境示蹤劑，通過失蹤劑峰面移動來計算降水入滲補給速率。常用的人工示蹤劑包括：氚、溴、碘、染色劑等（Athavale，1988；Kung，1990；Flury，1994；Aeby，1998；Forrer，1999），環境示蹤劑包括氚、氯-36 等受核爆影響的放射性同位素（Scanlon，2002）。降水入滲速率計算公式為

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：q為降水入滲補給速率（m/a）；Δz為示蹤劑濃度峰面的運移深度（m）；Δt為峰面運移時間（a）；θ為體積含水率（無量綱）。

由於受地形地貌、地表覆蓋、包氣帶岩性及厚度、降水強度及頻率、包氣帶水分狀況、地下水埋深等條件的影響，不同地帶的降水入滲速率不同。而採用以上方法獲得的數據僅是某一或某些條件下的實驗結果，所代表的空間尺度有限，且不同的方法所代表的時間尺度也不相同（表3-2）。因此，在區域地下水資源評價中，往往根據研究區實際條件進行適當分區，選用不同方法求得不同分區的降水入滲系數（a），然後採用下式計算降水入滲補給量：

Q_p=a·P·F （3-5）

式中：Q_p為降水入滲補給量（m³/a）；a為降水入滲系數（無量綱）；P為多年平均降水量（m/a）；F為計算區面積（m²）。

表3-2 不同方法確定的降水入滲速率范圍及時空尺度對比

註：表中數據根據Scanlon等（2002）整理。

目前，我國北方大部分地區已經通過包氣帶入滲試驗、水位動態分析等方法，建立起不同地區降水入滲系數與地下水位埋深和包氣帶岩性之間的關系。

2.地下水與河流之間交換量

（1）斷面流量差法

若均衡區有河流穿過，則在均衡區上、下游邊界處各選一個測流斷面監測流量，並確定斷面之間的距離、測流時間間隔、河流水面寬度和水面蒸發量，然後採用以下公式計算：

Q_r=（Q₁-Q₂）·Δt-B·L·E （3-6）

式中：Q_r為測流期間河道滲漏補給量（m³）；Q₁，Q₂分別為河流上、下游斷面的平均流量（m³/s）；Δt為計算時段（s）；B為河流水面平均寬度（m）；L為河流兩斷面間的距離（m）；E為測流期間的水面蒸發量（m）。

（2）滲流斷面法（達西定律）

當河水與地下水有直接水力聯系時，採用達西定律計算河道側滲量，公式為

Q_r=K·L·I·h·Δt （3-7）

式中：K為含水層滲透系數（m/d）；L為河道滲漏段長度（m）；I為河渠一側地下水水力梯度（無量綱）；h為過水斷面的厚度（m）；Δt為計算時段（d）。

h的取值應根據河流與地下水的關系而定。當河流一側接受地下水補給，另一側補給地下水時（圖3-2a），h取值為河床到地下水位（河水位）的距離；當河流兩側都補給地下水時（圖3-2b），h取值為含水層的整個厚度。

（3）基流分割法

在地下水補給常年性河流的地區，在枯水期河水流量幾乎全部由地下水補給維持，這時的河水流量被稱為基流量。把河流流量過程線上的基流量分割出來，即為地下水對河流的補給量（房佩賢等，1987；曲煥林等，1991；徐恆力等，2001）。圖3-3為典型的單峰流量過程線，由起漲部分、峰值和退落部分組成。起漲部分的起點稱為起漲點（圖3-3中的a點），在退落部分，當降水影響消失時，河流量由地下徑流組成，其起點稱為地下水退水點（圖3-3中的d點）。起漲點很好確定，而確定地下水退水點比較困難，一般有3種方法：經驗法、退水曲線法和作圖法。

圖3-2 河流與地下水補排關系示意圖

經驗法，就是在過程線上的退落部分，找到曲線曲率最大的點即視為地下水退水點。

退水曲線法，認為從退水點開始，流量變化滿足布西涅斯克方程（退水曲線方程）：

Q=Q₀·e^-kt （3-8）

式中：Q為從d點開始的任一時刻的河流量（m³/s）；Q₀為d點的流量（m³/s）；k為衰減系數；t為以d點為起點的時間（s）。

由式（3-8）可知，從退水點開始流量呈等比級數遞減。利用這個規律，在退落部分找到流量大體成等比遞減的開始時刻，即為地下水退水點。

作圖法，在退落部分按相等的時段，選取一系列流量，計算流量差（ΔQ），然後以ΔQ為縱軸，以時間（t）為橫軸繪制曲線，將曲線的拐點所對應的時刻作為退水曲線的初始時刻，然後在圖3-3中找到該時刻所對應的點即為退水點。

圖3-3 河流流量過程線

由於河流與地下水之間的水動力關系不同，基流分割方法也不同。一般有兩種情況（圖3-4）：一種情況是河流與地下水有直接水力聯系；另一種情況是二者之間不存在直接水力聯系。

當河流與地下水無直接聯系時（圖3-4（a）），若不考慮地下徑流峰值，則直接連接ad，其下方陰影部分的面積即為基流量（圖3-5（a））；若考慮地下徑流峰值，則可分別計算流量過程線起漲部分（af段）的平均流量（Q₁）和退落部分（df段）的平均流量（Q₂）。然後，再計算出起漲時段內大氣降水形成的平均流量（Q′₁）：

圖3-4 河流與地下水關系示意圖

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：P為af段的總降水量（m）；F為測站所控制的流域面積（m²）；t_af為從a點到f點經歷的時間（d）；v為徑流系數，等於徑流深度與降水深度之比。

同理，求出退落時段內大氣降水形成的平均流量（Q′₂）之後，在流量過程線上找到分別與

和

相對應的點，過兩點作垂直t軸的直線，在兩直線上分別減去Q′₁和Q′₂，可得到b，c兩點（圖3-5（b）），連接a，b，c，d，其下的陰影部分面積即為基流量。

圖3-5 地下水與河流無直接水力聯系時的基流分割圖示

當河流與地下水有直接水力聯系時（圖3-4（b）），枯水季節地下水補給地表水，豐水季節河水位高於潛水水位，地表水補給地下水。此種情況下，在枯水季節（起漲點之前和退水點之後），河流流量全部為基流量。將起漲點對應的時間記為t_a，退水點對應的時間記為t_d。進入洪水期後，河水開始補給地下水，但在t_a之前進入河道的地下水與洪水一起從上游向下游流動。河流源頭到測站的距離很容易測定，則可以求出河水從源頭流到測站所用的時間（記為Δt），也就是說，到t_a+Δt時刻河水全部由洪水組成，其對應的點記為b點，則地下水徑流量應按 ab 逐漸減少；同樣，在洪峰過後，河流源頭首先有地下水進入河道，起始時刻為t_d-Δt，其對應的點記為c，則地下水徑流量應按 cd 逐漸減少。基流分割如圖3-6中的陰影部分。

圖3-6 地下水與河流有直接水力聯系時的基流分割圖示

（4）示蹤法

水中的氫氧穩定同位素常用來示蹤地下水與地表水的相互交換量，通過河道水量均衡方程和質量平衡方程的聯合求解，計算地下水與河流交換量（Scanlon，2002）。水量均衡方程和質量平衡方程如下：

Q_up+∑Q_in+Q_gi=Q_down+∑Q_out+Q_go+E_r （3-10）

Q_up·δ_up+∑Q_in·δ_in+Q_gi·δ_gi=Q_down·δ_down+∑Q_out·δ_out+Q_go·δ_go+E_r·δ_Er（3-11）

式中：Q_up，Q_down分別為上、下游斷面河流量（m³/s）；Q_in，Q_out分別為測流斷面間各支流的流入、流出量（m³/s）；Q_gi，Q_go分別為測流斷面間地下水流入、流出量（m³/s）；E_r為測流斷面間河道水蒸發量（m³/s）；δ_up，δ_down分別為上、下游斷面河水氫氧穩定同位素δ值（‰）；δ_in，δ_out分別為測流斷面間各支流的流入和流出水的氫氧穩定同位素δ值（‰）；δ_gi，δ_go分別為測流斷面間地下水流入、流出水的氫氧穩定同位素δ值（‰）；δ_Er為河道蒸發水的氫氧穩定同位素δ值（‰）。

（3-11）式中的δ_Er通常難以測定，Krabbenhoft（1990）給出了計算公式：

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：δ_L，δ_α分別為地表水和大氣水汽同位素含量；h為相對濕度；α′為水-氣界面溫度下同位素平衡分餾因子，等於1/α；ε為總分餾因子，ε=1000（1-α′）+Δε；Δε為動力學分餾因子，對於δD，Δε=12.5（1-h），對於δ¹⁸O，Δε=14.2（1-h）（Gonfiantini，1986）。

平原區的河流往往在上游地帶滲漏補給地下水，在下游地帶接受地下水補給，因此，在實際應用時，通常需要首先確定該兩種情況發生的分界面，然後分段進行計算。

3.地下水側向流入流出量

一般採用達西定律計算，公式為

Q_g=v·B·M=K·J·B·M （3-13）

式中：Q_g為地下水側向流入流出量（m³/d）；v為地下水滲流速度（m/d）；B為過水斷面寬度（m）；M為含水層厚度（m）；J為地下水水力梯度（無量綱）。

計算時，需要注意：①採用測流計或地下水示蹤技術測定地下水流速時，所測定的流速是地下水的實際流速（v_a）。②採用達西定律計算時，需要將實際流速換算成滲透速度，即v=v_a·n（n為有效孔隙度）。③不同地段含水層的孔隙度和地下水水力梯度不同，不同時段地下水的水力梯度也不相同。因此，實際應用時，應分地段、分時段分別進行計算。

4.地下水與湖泊或水庫的交換量

（1）水量均衡法

計算公式為

Q_lr=Q_gi-Q_go=ΔV-P·F+E·F-Q_si+Q_so （3-14）

式中：Q_lr為地下水與水庫或湖泊的凈交換量（m³/a），Q_lr＞0，則地下水向湖泊排泄量大於湖泊向地下水的滲漏量，湖泊接受地下水的凈補給；Q_gi為地下水向湖泊的排泄量（m³/a）；Q_go為湖泊向地下水的滲漏量（m³/a）；ΔV為水體體積的年變化量（m³/a）；P為年降水量（m/a）；F為水體水面面積（m²）；E為水面蒸發量（m/a）。Q_si為地表水年流入量（m³/a）；Q_so為地表水年流出量（m³/a）。

（2）示蹤法

採用式（3-14），一般只能獲得地下水與湖泊之間的凈交換量，為了分別求取Q_gi和Q_go，可以利用水體中的天然示蹤劑建立質量均衡方程（Sacks，1998）：

Q_gi·C_gi-Q_go·C_L=ΔV·C_L-P·F·C_P+E·F·C_E-Q_si·C_si+Q_so·C_L（3-15）

式中：C_gi為補給湖泊地下水的示蹤劑濃度；C_L為湖泊水的示蹤劑濃度；C_P為降水的示蹤劑濃度；C_E為湖泊蒸發水的示蹤劑濃度；C_si為補給湖泊地表水的示蹤劑濃度；其他符號同式（3-14）。

聯合求解（3-14）和（3-15）兩個方程，即可獲得Q_gi和Q_go。常用的天然示蹤劑是水中的氫氧穩定同位素（Sacks，1998；Scanlon，2002），這時需要知道蒸發水的氫氧穩定同位素值，其計算方法見式（3-12）。

5.越流量（包括補給和排泄）

計算公式為

Q_y=F·K·J （3-16）

式中：Q_y為越流量（m³/d）；F為計算面積（m²）；K為弱透水層的垂直滲透系數（m/d）；J為弱透水層上下含水層間的水力梯度（無量綱）。

6.凝結水補給量

可根據均衡試驗場地中滲透儀的觀測資料求得，但是計算時應注意將觀測中冬季潛水凍結層融化的水量扣除。

7.渠系滲漏補給量

根據渠系襯砌狀況，選用實測或經驗系數計算。若渠道沒有任何襯砌，其滲漏補給量與河道滲漏補給量計算方法相同。若渠道有襯砌，則可採用如下公式計算：

Q_ci=r·（1-η）Q_c·Δt （3-17）

式中：Q_ci為渠道滲漏量（m³）；r為渠道滲漏修正系數（無量綱）；η為渠系有效利用系數（無量綱）；Q_c為渠道過水量（m³/s）；Δt為計算時段（s）。

8.田間灌溉入滲補給量

（1）入滲系數法

計算公式為

Q_si=β·Q_s·F·N （3-18）

式中：Q_si為田間灌溉入滲量（m³）；β為入滲系數（無量綱）；Q_s為灌溉定額（m³/m²）；F為灌溉面積（m²）；N為灌溉次數。

（2）水量均衡法

根據水均衡原理，用灌溉量減去排放量、蒸發量和其他消耗量計算。

（3）地中滲透儀法

在田間專門設置地中滲透儀，直接測定灌溉水滲漏補給量。

9.潛水蒸發蒸騰量

（1）蒸發系數法

計算公式為

Q_e=E·c·F （3-19）

式中：Q_e為潛水蒸發蒸騰量（m³/a）；E為水面蒸發量（m/a）；c為潛水蒸發系數（無量綱）；F為計算面積（m²）。

（2）經驗公式法

通常利用經驗公式求出潛水蒸發強度（ε），然後按下式計算：

Q_e=ε·F （3-20）

式中：ε為潛水蒸發強度（m/a）；F為計算面積（m²）。

潛水蒸發強度一般採用柯達夫-阿維利揚諾夫公式計算，即

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：λ為植被修正系數（無量綱）；h為潛水水位埋深（m）；h₀為潛水蒸發的臨界深度（m）；θ為無量綱指數，因氣候和土壤而異，取值1～3，一般可以取1；其他符號同前。

10.儲變數計算

計算公式為

ΔS=μ·F·ΔH （3-22）

式中：F為計算面積（m²）；ΔH為水頭變化（m）；μ為給水度（潛水）或儲水系數（承壓水）。

（四）若干問題說明與適用條件

1.參數的獲取

以上介紹的方法中涉及各種參數（滲透系數、導水系數、給水度、儲水率、儲水系數、孔隙度、垂向滲透系數、越流系數、降水入滲系數、灌溉入滲系數、潛水蒸發系數、渠系滲漏系數等），按「全國地下水資源及其環境問題調查評價技術要求系列（一）」的要求獲取。

2.參數分區

水量均衡法是一種集中參數系統的方法，在地下水數量評價時往往難以滿足計算精度要求，尤其是在區域地下水數量評價中。地下水系統是一個復雜的非均質系統，各種參數（滲透系數、導水系數、給水度、儲水率、儲水系數、孔隙度、垂向滲透系數、越流系數、降水入滲系數、灌溉入滲系數、潛水蒸發系數、渠系滲漏系數等）是空間位置的函數，有些還是時間的函數（如降水入滲系數、灌溉入滲系數、潛水蒸發系數、渠系滲漏系數等），所以為了提高計算精度，需要綜合考慮各種參數的時空變化特徵，在空間上將地下水系統劃分成若乾子區塊，在時間上劃分成若干時段，在子區塊和各時段可以認為各種參數是一個相對穩定的數值，然後分別計算各個區塊和時段的水量，最後集成總量。理論上講，劃分的區塊越小、時段越多，計算精度就越高，但是工作量就越大。在實際應用時，應根據評價區所擁有的資料狀況和計算精度要求進行適當的劃分。

3.點參數的區域化

通過各種方法獲得的參數，大多是點源數據。在區域地下水數量評價時，需要將點源數據轉化成區域數據。點源數據的區域化，常採用的方法是Kriging插值法。Kriging法是一種最佳空間估計法，其本質是最佳無偏估計，是對空間分布的數據求線性最優、無偏內插估計的一種方法（Gress N.A.C.，1990，1991；Dentsch C.V.，1992；Gelhar L.W.，1993）。常用的軟體中都有Kriging插值功能模塊，如Surfer、MapGIS等，也有一些文獻中給出了計算程序（徐士良，1995；Dentsch C.V.，1992）。

4.適用條件

水量均衡法方法原理明確，計算公式簡單，計算精度高低可調，適應性強。但是，在補給、排泄條件復雜的地區，涉及的均衡要素較多，某些均衡要素難以准確測定或求取成本和工作量較大，計算精度不如數值法高。

水量均衡法既可用於區域地下水數量評價，也可用於局域地下水數量評價或水源地評價；既可評價地下水補給資源量，又可評價可采資源量，是最常用、最基本的地下水數量評價方法，其成果是其他方法的驗證依據之一。在補給、排泄條件簡單，地下水系統邊界比較清楚，水均衡要素容易確定的地區，應用效果較好，評價結果精度高。

㈥ 　地下水資源計算

一、計算公式

根據水均衡原理，建立了本區地下水均衡方程。

數學表達式：

三江平原地下水資源潛力與生態環境地質調查評價

式中：Q_i補給為第i個計算單元地下水總補給量，m³/a；Q_i排泄為第i個計算單元地下水總排泄量，m³/a；Q_i開采為第i個計算單元地下水可開采量，m³/a；Q_i垂補為第i個計算單元地下水的垂向補給量，m³/a，包括降水入滲補給量、渠灌水田回歸補給量；Q_i河補、Q_i沼補、Q_i鄰補為第i個計算單元地下水的河流補給量、沼澤濕地垂向補給量、向鄰區側向徑流排泄量，m³/a；Q_i蒸發、Q_i河排泄、Q_i沼排、Q_i鄰排為第i個計算單元地下水蒸發量、河流排泄量、沼澤濕地排泄量、向鄰區徑流排泄量，m³/a； 為第i個計算單元地下水儲存量的變化量，m³/a；n為計算單元數，取47。

計算方法：

為保證地下水資源能夠永續利用，沼澤濕地不會因地下水的盲目開采而退化，對三江平原的地下水實行均衡開采。在多年均衡條件下，地下水儲存量的變化量應為零，即ΔQ儲存＝0，此時地下水位在多年均衡條件下基本穩定。從地下水資源組成及區域地下水水流系統模型上可以看出，地下水水位的動態變化除與氣象、水文條件有關外，與地下水開采量大小有關。因此，若滿足ΔQ儲存＝0這一多年均衡條件，則必須合理確定各均衡區多年平均地下水可開采資源量。計算方法如下：

第一步，根據工作區多年降水與水文資料，確定歷史上降水年份的豐枯程度，分別選擇豐、平、枯水年降水、水文資料，按月進行時段劃分，分別計算確定各時段各單元格的地下水垂向補給量。其中，模型所用的各類參數按模型識別結果確定，並假定現有的渠灌水田面積不變。進而得到各均衡區各單元格各時段的垂向補給強度。

第二步，分別按豐、平、枯水年各時段計算確定各類邊界的水位值。

第三步，先給定一個初始的地下水可開采資源量（用現狀開采量），按前述的地下水開采強度分配原則分配成逐月的地下水開采強度。

第四步，將上述確定的源匯項和邊界條件代入模型，進行各均衡區各時段均衡計算。

重復上述第三步、第四步，逐步調整地下水可開采資源量，直至各均衡區豐、平、枯水年總的儲存量變化量為零。此時得到的地下水開采資源量即為多年均衡條件下的地下水可開采資源量，從而確定各行政區多年均衡下的地下水資源量。

二、計算結果

經反復計算，各均衡區多年均衡期內均衡計算成果見表4-15。從圖4-28中可以看出，當模擬計算可開采資源量為371 197.40×10⁴ m³時，枯水年全區消耗儲存量3 607.44×10⁴ m³，平水年消耗儲存量323.51×10⁴ m³，豐水年儲存量增加3 931.08×10⁴ m³，多年均衡條件下地下水儲存量處於平衡狀態。各計算年枯水期（4月）與豐水期（9月）地下水流場特徵見圖4-29～圖4-34。

圖4-28 多年均衡各時段全區地下水儲存變化情況圖

圖4-15 多年均衡期內均衡計算成果表

續表

圖4-29 三江平原豐水年枯水期地下水等水位線圖

圖4-30 三江平原豐水年豐水期地下水等水位線圖

圖4-31 三江平原平水年枯水期地下水等水位線圖

圖4-32 三江平原平水年豐水期地下水等水位線圖

圖4-33 三江平原枯水年枯水期地下水等水位線圖

圖4-34 三江平原枯水年豐水期地下水等水位線圖

（一）地下水補給資源量

全區多年平均地下水補給資源量（按豐、平、枯水年的平均值計算）514 522.93×10⁴ m³，其中垂向補給量338 142.65×10⁴ m³，河流凈補給量58 314.54×10⁴ m³，沼澤濕地凈補給量72 538.87×10⁴ m³，鄰區側向徑流凈補給量45 526.86×10⁴ m³（表4-16）。垂向補給量中降水入滲補給量為277 768.91×10⁴ m³，渠灌水田回歸入滲補給量為60 373.74×10⁴ m³，分別見表4-17～表4-19和表4-3。

表4-16 多年平均地下水資源量計算成果表

續表

表4-17 豐水年（P＝75％）行政區降水入滲補給量統計表 單位：10⁴ m³

續表

表4-18 平水年（P＝50％）行政區降水入滲補給量統計表 單位：10⁴ m³

續表

表4-19 枯水年（P＝25％）行政區降水入滲補給量統計表 單位：10⁴ m³

續表

（二）地下水排泄量

多年均衡條件下全區地下水排泄量：河流凈排泄量為22 402.12×10⁴ m³，沼澤濕地凈排泄量為13 523.07×10⁴ m³，地下水蒸發排泄量為46 369.87×10⁴ m³，向鄰區側向徑流凈排泄量為60 730.70×10⁴ m³，地下水總排泄量與總補給量相等（表4-16）。

（三）地下水可開采資源量

多年均衡條件下全區地下水年可開采資源量為371 197.40×10⁴ m³，各行政區可開采量詳見表4-16。

㈦ 循環水補水量怎麼計算

循環水的補水量應為蒸發損失、風吹損失、排污損失和泄漏損失之和。1、蒸發損失水量計算方法分為估算水量和精確計算水量兩種。估算水量為循環水進出水的溫差和循環水量之積再乘個系數（與氣溫有關）；精確計算水量為進、出塔的含濕量之差與進入冷卻塔的干空氣量之積。2、風吹損失水量，不易計算，一般是按有除水器的為0.2%-0.3%r的冷卻水量，無除水器的為≥0.5%的冷卻水量。3、排污和泄漏損失量與循環冷卻水水質及處理方法、補充水的水質和循環水的濃縮倍數有關。

㈧ 討論：循環水補水量怎麼計算

循環水的補水量＝蒸發水量＋漂散損失＋排污水量，其中蒸發水量與你的冷卻水溫差及循環量有關。漂散損失一般是取個系數，排污水量與你系統控制的濃縮倍數有關，排污水量大則濃縮倍數低。

㈨ 水資源論證中取水水源為湖水時,要怎麼計算湖水的水量

一般是平水期的平均水深乘以湖泊面積吧，如果平水期和枯水期差異很大時，應分別計算吧，純個人理解，僅供參考。

㈩ 循環水補水量怎麼計算 循環水在循環過程中有消耗,此消耗量與什麼有關怎麼計算

循環水的補水量應為蒸發損失、風吹損失、排污損失和泄漏損失之和.1、蒸發損失水量計算方法分為估算水量和精確計算水量兩種.估算水量為循環水進出水的溫差和循環水量之積再乘個系數（與氣溫有關）；精確計算水量為進、出塔的含濕量之差與進入冷卻塔的干空氣量之積.2、風吹損失水量,不易計算,一般是按有除水器的為0.2%-0.3%r的冷卻水量,無除水器的為≥0.5%的冷卻水量.3、排污和泄漏損失量與循環冷卻水水質及處理方法、補充水的水質和循環水的濃縮倍數有關.