李文鵬，邵新民，祁曉凡，吳 璽，王文祥，安永會，孫銀行

（1.中國地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測院,北京 100081；2.浙江省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測中心,浙江 杭州 310007；3.中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心,河北 保定 071051；4.濰坊學(xué)院建筑工程學(xué)院,山東 濰坊 261061）

山區(qū)地下水對平原區(qū)的側(cè)向徑流補給量是一個長期爭議且懸而未決的難題。受觀點、參數(shù)和方法的限制，這個量在中國西北內(nèi)陸干旱盆地被估算得或很小或很大。范錫朋[1]認(rèn)為“祁連山區(qū)的地下徑流在出山前基本上已轉(zhuǎn)化為河水，還有一個重要的原因，即山麓帶所特有的地質(zhì)結(jié)構(gòu)”，“起到阻擋山區(qū)地下徑流向平原運動的作用”。楊廣岐等[2]認(rèn)為“酒泉盆地邊緣的白堊系—新近系地層均可視為相對的阻水層，構(gòu)成山前的阻水帶，阻擋著南部山區(qū)基巖裂隙水補給酒泉盆地地下水”。陳夢熊[3]認(rèn)為在干旱區(qū)山前，“基巖山區(qū)對平原或盆地的側(cè)向補給量一般也不大”。魏汝鈞等[4]采用山前平原斷面法計算新疆山前側(cè)向補給量為36.93×108m3/a（含河谷潛流量），占平原總補給量的9.98%。認(rèn)為該數(shù)據(jù)“任意性大、在區(qū)內(nèi)有爭議”。洪里等[5]采用山區(qū)水均衡法計算出天山北麓及吐哈盆地山區(qū)裂隙水側(cè)向徑流量占山前地下水補給量的35%，加上河谷潛流量可達(dá)47%。張國盛等[6]認(rèn)為西北地區(qū)山區(qū)側(cè)向補給量（不含河谷潛流）小到可以忽略不計，并應(yīng)用到區(qū)域地下水資源計算中。邵新民等[7]根據(jù)山口勘探井試驗參數(shù)和山盆接觸關(guān)系，采用淺山帶斷面法估算艾比湖匯流區(qū)裂隙水側(cè)向徑流量為0.39×108m3/a（不含河谷潛流），占平原地下水資源量的1.67%。丁宏偉等[8]綜合前人各類成果，得出黑河流域平原地下水側(cè)向補給量為2.82×108m3/a（含河谷潛流），占盆地地下水資源量的9.16%。

本文所述山區(qū)地下水側(cè)向徑流補給量，指在山區(qū)形成并通過山盆接觸帶徑流補給平原的地下水水量，包括淺山帶基巖和河谷段第四系及下伏基巖徑流補給量。

通過2011—2021年國家自然科學(xué)基金和1∶50 000水文地質(zhì)調(diào)查項目[9-10]等的工作，構(gòu)建了基巖地下水側(cè)向徑流補給量的估算方法，該方法是基于以下3 個方面進(jìn)展實現(xiàn)的：

（1）界定了山區(qū)地下水對平原側(cè)向徑流補給的形成區(qū)范圍，為山口河谷段和淺山帶。

（2）建立了淺山帶地下水?dāng)嗝鎻搅髁康膮⒄諏ο蟆?/p>

（3）構(gòu)建了巖性、淺山帶面積、降水量等3 個因子的影響系數(shù)矩陣。

1 研究方法與結(jié)果

1.1 前人地質(zhì)水文地質(zhì)勘查研究與共識

張掖盆地乃至整個西北地區(qū)開展了長期的、大量的地質(zhì)、水文、水文地質(zhì)勘查和研究[11]。如地質(zhì)圖提供了山盆關(guān)系分析的基礎(chǔ)；礦區(qū)水文地質(zhì)勘察、河口水利工程勘察提供了基巖滲透性的一般性規(guī)律，即古生界基巖及花崗巖巖體地下水一般賦存于淺部的風(fēng)化裂隙中，向下滲透性變小且快速趨于零。張掖市區(qū)地?zé)峋衣兜谒南?、新近系（N2s）和白堊系，白堊系基本不含水，新近系厚度875 m，主要含水段535 m，平均滲透系數(shù)0.52 m/d，導(dǎo)水系數(shù)278.3 m2/d[12]。中國西北主要水源形成的山區(qū)，如天山、阿爾泰山、昆侖山、祁連山等，主要河流一般深切山體，地下水在出山口前，除河谷潛流外，幾乎全部排泄到主干河流中，成為河水的基流。這是水文和水文地質(zhì)工作者長期觀測和總結(jié)所形成的共識。

1.2 山盆關(guān)系與山區(qū)地下水側(cè)向徑流補給量調(diào)查

2011—2021年在黑河流域開展了山盆關(guān)系及山區(qū)側(cè)向徑流量補給量專門調(diào)查與研究，包括河口段地質(zhì)水文地質(zhì)調(diào)查、物探、鉆探、抽水試驗、水質(zhì)分析、地下水動態(tài)觀測等。

1.2.1 河口段地質(zhì)水文地質(zhì)調(diào)查

從東到西重點調(diào)查了蘇油口河至北大河之間的10 條主要河流出山口段地質(zhì)—水文地質(zhì)特征，修正了部分地段被忽略的新近系、白堊系與盆地第四系的接觸關(guān)系，代表性剖面見圖1。新近系以中新統(tǒng)下巖組為主，巖性多為粉砂質(zhì)泥巖、砂巖，膠結(jié)程度較差；其次為上新統(tǒng)疏勒河組，主要分布于紅水河—洪水壩河一帶，為一套砂巖礫巖互層，泥鈣質(zhì)膠結(jié)。白堊系以下統(tǒng)新民堡群下巖組（K1xna）為主，為一套礫巖、砂礫巖夾泥巖，成巖性較好。白堊系及新近系地層是一套內(nèi)陸干熱環(huán)境沉積，具有淺棕、淺紅、褐紅色的地層，被稱為紅層，它們的走向近似平行或斜交山體，一般傾角10°～30°，或呈單斜或向斜背斜構(gòu)造，斷裂構(gòu)造不發(fā)育。

圖1 鶯落峽順河和北大河谷地質(zhì)水文地質(zhì)剖面示意圖Fig.1 Schematic hydrogeological proflie of the left bank of the Heihe River at the Yingluoxia hydrologic station and geological profile of the Beida River valley

1.2.2 物探

物探采用“音頻大地電磁法”，測量儀器為EH-4。在中游盆地進(jìn)行了網(wǎng)格狀探測，垂直盆地的剖面20多條，祁連山區(qū)淺山帶出露新近系或白堊系，山盆邊界上均探測到新近系或白堊系相對低阻帶與第四系高阻帶所反映的隱伏斷裂接觸關(guān)系[13]。如大磁窯河從山區(qū)沿河到山前平原的物探剖面，探測到山區(qū)石炭系砂巖高阻區(qū)，白堊系、新近系低阻區(qū)，直至盆地平原第四系高阻區(qū)的視電阻率的變化，清晰地反映出山區(qū)的基巖斷裂和山盆邊界上發(fā)育疊瓦狀的兩級斷裂接觸關(guān)系（圖2）。

圖2 大磁窯河山盆關(guān)系物探地質(zhì)剖面圖Fig.2 Geophysical prospecting geological profile of the Daciyao River Basin

以上工作得到3 點認(rèn)識：

（1）中游盆地與祁連山呈高角度的逆沖斷裂接觸。盆地第四系與山區(qū)白堊系、新近系接觸為主，其次為花崗巖體，分布于豐樂河兩側(cè)，再次為志留系、石炭系變質(zhì)砂巖，分布于大馬營盆地南部山區(qū)等地。

（2）紅層的水文地質(zhì)特征表現(xiàn)為弱導(dǎo)水性；花崗巖體的導(dǎo)水性，以豐樂河的調(diào)查為例，河谷深切、坡面較陡、冰川地貌發(fā)育，雨后產(chǎn)流快；與流量略小的相鄰的馬營河比較，7月平均流量占比大于馬營河，冬季占比小于馬營河，表明豐樂河洪水大而基流小，間接說明花崗巖風(fēng)化裂隙系統(tǒng)發(fā)育淺，調(diào)節(jié)能力弱。

（3）主要河谷紅層與山區(qū)古生界等堅硬基巖接觸帶，未見接觸泉出露，如鶯落峽上游基巖區(qū)有水庫和攔水壩抬高水位，鶯落峽斷裂接觸帶無泉水溢出，說明山區(qū)河流深切，沿途已經(jīng)將基巖裂隙水排泄到河谷。

1.2.3 盆地區(qū)地下水水位統(tǒng)測

在張掖盆地南部山前10 km 范圍內(nèi)測量到地下水深埋帶水位點17 個，最大埋深440 m，等水位線與山體近似垂直相交（圖3），說明山區(qū)側(cè)向徑流補給量小。

圖3 張掖盆地地下水水位統(tǒng)測與等水位線圖Fig.3 Distribution of the simultaneous measurement wells and contour map of groundwater levels in the Zhangye Basin

1.2.4 水文地質(zhì)鉆探與抽水試驗

2021年4月D10 多通道監(jiān)測井的上游46 m 處施工D11 水文地質(zhì)勘探井，井深80 m。該井位于梨園河口一級基座階地的白堊系地層中，巖層產(chǎn)狀145°∠21°，距現(xiàn)代河床56 m，距山前隱伏斷裂500～800 m（圖4）。D11 勘探井全孔取芯，成井孔徑φ246 mm，上部10～12 m 處套管膨脹橡膠、水泥止水；井內(nèi)下入裸孔φ108 mm 的管。根據(jù)巖芯和物探測井曲線，在中弱風(fēng)化段的埋深28～29 m 處管外膨脹橡膠止水，將井分割成上、下2 段，每段抽水試驗2 個落程，在D10 的2、4、6、7 通道自動觀測水位，測量到0.09～0.28 m 的水位下降，水位變化復(fù)雜。抽水和測量工具是：潛水泵、自記水位儀和三角堰流量箱等。

圖4 梨園河口D10、D11 井位置圖Fig.4 Location of the D10 and D11 wells at the Liyuan estuary

D11 孔地質(zhì)剖面：表層3.5 m 為第四系卵礫石，之下是一個完整的全風(fēng)化、強、中強、弱到近新鮮巖石的風(fēng)化殼剖面（圖5）。其中，在強和中強風(fēng)化段之間存在一段約5 m 的中弱風(fēng)化層，說明此段礫巖抗風(fēng)化性強，這在風(fēng)化殼中是常見的現(xiàn)象。

圖5 D11 地層巖性剖面與電阻率測井曲線Fig.5 Formation lithologic profile and apparent resistivity logging curve of borehole D11

抽水試驗數(shù)據(jù)與水位恢復(fù)法計算參數(shù)見表1。上、下段之間水力聯(lián)系較明顯，上段出水能力遠(yuǎn)大于下段，上段約占80%，下段約占20%；從巖芯看，下段出水段主要是埋深30.8～61.0 m 的含水層，符合風(fēng)化殼含水層快速衰減的一般規(guī)律。

表1 D11 井抽水試驗數(shù)據(jù)與參數(shù)Table 1 Data and parameters from pumping tests in Well D11

1.2.5 地下水動態(tài)監(jiān)測與水化學(xué)測試

2013年在梨園河口施工D10 多通道觀測井，井深82.50 m，分6 段觀測。水位、水溫和大氣壓采用壓力傳感器進(jìn)行長期監(jiān)測，監(jiān)測頻率為每天24 次，監(jiān)測數(shù)據(jù)通過無線網(wǎng)絡(luò)傳輸至國家地下水監(jiān)測中心。水化學(xué)樣品由CMA 認(rèn)證的甘肅省水文地質(zhì)工程地質(zhì)勘察院實驗室測試。

D10 分段地下水水位埋深上部淺、下部深（表2），是典型的補給區(qū)剖面流場特征；上部水位高于近旁的河水位，下部與河水位基本持平，水位波動頻率高（圖6），與鸚鴿嘴水庫下游20 多公里河道脈沖式洪水和水庫棄水等不連續(xù)水流有關(guān)；水位年變差和波動幅度隨深度增加而減小。溶解性總固體(TDS)表層全風(fēng)化段最高，全風(fēng)化段之下，強—中強—中弱風(fēng)化段最低，下部弱風(fēng)化段相對較高，平均值遠(yuǎn)高于河水；除全風(fēng)化帶外，水化學(xué)類型與河水基本一致。這些現(xiàn)象是在地層含鹽較高的背景下，與補給水源和含水層的循環(huán)能力有關(guān)。推測河口基巖含水層表層水質(zhì)差可能反映了當(dāng)?shù)亟邓a給，含鹽量高且排泄緩慢；表層以下，地下水的補給區(qū)在河口上游一定范圍，河水、河谷兩側(cè)地下水及少量淺表高礦化地下水綜合補給的結(jié)果，與河水交換互補為主；地下水循環(huán)能力與風(fēng)化殼巖性類型和發(fā)育程度相關(guān)，水循環(huán)強度隨深度增加而減弱，總體循環(huán)能力較弱。

圖6 梨園河左岸基巖含水層D10 多通道井分段地下水水位埋深變化Fig.6 Groundwater level depths of the multi-level monitoring well D10 in the bedrock aquifer of the left bank of the Liyuan River estuary

表2 D10、D11 地下水水位與水化學(xué)特征Table 2 Groundwater levels and chemical characteristics of wells D10 and D11

2 討論

2.1 地下水側(cè)向徑流補給在山區(qū)的形成范圍

以河流出山口為界，大中型河流域山區(qū)河谷深切，山口排泄基準(zhǔn)面較低，地下水在出山口前，幾乎全部排泄到主干河流中，是一個共識。

地表水一般不跨流域流動。地下水會通過斷裂帶跨流域流動嗎？相鄰兩條較大河流出山口的高程一般都低于中間較小河流出山口的高程，如黑河高程1 690 m，梨園河高程1 615 m，兩河間的大磁窯河1 761 m；較小河流的山口高程，低于兩側(cè)季節(jié)性微小河流和沖溝群流域的高程。以水往低處流的常識推理，小河流和微小河流流域的地下水，可能通過平行或斜交山體走向的區(qū)域性大斷裂帶流向大中型河流流域，但這樣的斷裂帶一般是壓扭性大斷裂，即使含水，基本也是密封型的斷裂帶地下水，地下水通過壓扭性大斷裂帶跨流域流動的可能性是微乎其微的。

另一種情況是古老基巖中垂直或高角度斜交山體走向的張扭性斷裂，屬次級斷裂，連續(xù)性差；這類斷裂與區(qū)域性斷裂的組合可形成局部富水帶，這類富水帶并不具有普遍性。因此，如果淺山帶無紅層地層，其中的地下水直接徑流補給盆地的量可能很小，或者其徑流斷面相對于整個山盆接觸斷面是可以忽略的；淺山帶有紅層地層出露，這類斷裂多不切穿紅層，即使切穿，由于紅層含泥量高，其中的地下水徑流也不會比區(qū)域紅層地下水大很多。

因此，一般意義上的山區(qū)地下水，除新近系裂隙孔隙水和巖溶水外，主要賦存于基巖風(fēng)化殼（包括坡洪積物）中。

綜上所述，山區(qū)地下水跨流域流動和通過斷裂帶直接徑流補給平原的可能性很小。因此，通過山盆接觸斷面徑流補給盆地平原的地下水，主要有2 種類型：（1）大中型河流之間的季節(jié)性微小河流及沖溝群流域組成的集合區(qū)內(nèi)所形成的地下水。這個集合區(qū)稱之為淺山帶。淺山帶在平面上一般呈指向山區(qū)的三角形，其下游邊長約占山盆接觸帶的95%（圖7），一般縱深2～20 km。（2）大中型河谷山口段地下水，包括第四系和下伏基巖中的地下水。大中型河谷出山口段寬度不大，約占山盆接觸帶的5%。

圖7 大河流域與淺山帶分布示意圖Fig.7 Distribution diagram of the larger-scale river basins and shallow mountain belts

2.2 淺山帶含水層類型與特性

淺山帶含水層類型主要是由淺山帶巖性類型決定的。根據(jù)黑河中游盆地南部山區(qū)淺山帶的巖性，含水層可劃分為4 種類型：新近系裂隙孔隙含水層、白堊系風(fēng)化殼孔隙裂隙含水層、層狀基巖風(fēng)化殼裂隙含水層和花崗巖塊狀巖體風(fēng)化殼裂隙含水層。坡洪積物中也可能存在季節(jié)性含水層，可并入下伏的基巖含水層類型中，作為一個整體。新近系地層因成巖程度低，以孔隙水為主，含水層厚度與巖層厚度有關(guān)，巖層真厚度225～678 m，由于分布于盆地邊緣，受構(gòu)造和剝蝕作用的影響，假厚度將小于真厚度，雖然滲透性差，但厚度遠(yuǎn)大于白堊系風(fēng)化殼，導(dǎo)水系數(shù)可能最大；白堊系含水層主要分布在風(fēng)化殼中，由于抗風(fēng)化能力弱于古生界層狀基巖，風(fēng)化殼厚度較大，導(dǎo)水系數(shù)較大；古生界層狀基巖風(fēng)化殼的滲透性好，但厚度薄，導(dǎo)水系數(shù)?。换◢弾r風(fēng)化殼滲透性也好，但厚度一般小于古生界層狀基巖，導(dǎo)水系數(shù)可能最小。

淺山帶地下水的補給量與降水量和匯水區(qū)面積成正相關(guān)。降水是淺山帶唯一的補給源，東部民樂—大馬營盆地南部降水量大于400 mm，西部北大河一帶為100～200 mm，變化很大，大致可分為3 級：≥400 mm、200～400 mm、100～200 mm。淺山帶匯水區(qū)面積的大小，用單寬斷面與流域面積比表示，大致可分為大、中、小3 級：≥10 km2/km、5～10 km2/km、≤5 km2/km。

2.3 梨園河口地下水?dāng)嗝鎻搅髁考按硇?/h3>

梨園河為一常年性河流，年徑流量為2.71×108m3/a，山口之上白堊系分布區(qū)縱深約15 km，出山口斷面寬度1.1 km，呈葫蘆狀分布，面積約152 km2；構(gòu)造上為一向斜，巖層走向斜交河谷；一般地，風(fēng)化作用與構(gòu)造和水的作用關(guān)系密切，即河谷中的風(fēng)化殼厚度一般是最大的；河口區(qū)上游，除河水外，分布有水庫和多個攔水壩，使得河口區(qū)白堊系風(fēng)化殼含水層全年都能夠得到充分有效的補給；因此，河口斷面徑流量是最大的。

斷面徑流量采用達(dá)西斷面法計算，一般河谷區(qū)地下水水力坡度取河流的縱坡降，上游4 km 的河床縱坡降為0.011 8，考慮到山口收斂可能產(chǎn)生地下壅水，地下水坡度變小，故取0.01 作為水力坡度（I），寬度（L）從遙感圖上量取，為1 100 m，含水層導(dǎo)水系數(shù)（T）取D11 孔抽水試驗計算的平均值94.10 m2/d。梨園河口的基巖斷面徑流量Q為：

Q = T·L·I =94.10×1 100×0.01×365=37.78×104m3/a

梨園河口的基巖斷面徑流量換算成單寬流量為34.35×104m3/（a·km）。

基于以上分析，單寬流量所表達(dá)的含水層巖性和補給條件，相對于淺山帶，所代表的是一個最大量，可作為淺山帶和河口段地下水側(cè)向徑流補給量的參照對象，用qmax表示。

2.4 淺山帶地下水側(cè)向徑流補給量的估算方法

巖性、降水量和匯水區(qū)面積是影響淺山帶地下水側(cè)向徑流補給量的3 個因子，將梨園河口斷面徑流量也視為3 個因子作用的結(jié)果，3 個因子的影響系數(shù)設(shè)為基數(shù)1；根據(jù)淺山帶含水層特性分析的結(jié)果，賦予淺山帶3 個因子影響系數(shù)矩陣見表3。據(jù)此，構(gòu)建了以梨園河口斷面徑流量為參照，淺山帶巖性、匯水區(qū)面積、降水量等3 個因素為變量的地下水側(cè)向徑流補給量估算方法。巖性來源于地質(zhì)圖及野外修正，降水量來源于山口水文站，淺山帶斷面單寬面積從遙感圖上測量。

表3 中新近系巖性系數(shù)參考了盆地地?zé)峋膮?shù)，盆地內(nèi)新近系為上統(tǒng)，而淺山帶以下統(tǒng)為主，且厚度可能小一些，其導(dǎo)水系數(shù)可能比盆地上統(tǒng)的小，但可能大于白堊系風(fēng)化殼，故巖性系數(shù)α1取1.5。至此，將“qmax”作為研究區(qū)分段側(cè)向徑流補給量常數(shù)，建立黑河中游盆地淺山帶地下水對平原區(qū)側(cè)向徑流補給量Q側(cè)的估算方程：

表3 淺山帶地下水側(cè)向徑流補給量估算中因子影響系數(shù)Table 3 Influence coefficients of three factors in estimation of groundwater lateral flow in the shallow mountain belt

式中：L——淺山帶斷面寬度/km；

α——淺山帶斷面寬度校正系數(shù)；

α1——地層巖性系數(shù)；

α2——單寬控制面積系數(shù)；

α3——降水量系數(shù)。

2.5 地下水側(cè)向徑流補給量

基于估算方法，估算出淺山帶地下水側(cè)向徑流補給量為0.40×108m3/a（表4），對應(yīng)的計算段分布見圖8。

圖8 黑河中游盆地南部山區(qū)對平原區(qū)的地下水側(cè)向徑流補給量計算分段圖Fig.8 Sectional diagram for calculation of the recharge of groundwater lateral flow in the southern mountainous area of the middle reaches of the Heihe River Basin

表4 淺山帶地下水側(cè)向徑流補給量統(tǒng)計估算Table 4 Summary of statistical estimation of the recharge of groundwater lateral flow in the shallow mountain zone

大中型河流河谷段基巖地下水徑流補給量估算，采用與淺山帶相同的方法，巖性系數(shù)對應(yīng)表3 取值，降水量和單寬面積系數(shù)取1，估算23 條河流河谷段（斷面寬度14.5 km）補給量為0.07×108m3/a。

大中型河流河谷段第四系地下水徑流補給量，采用達(dá)西斷面法計算黑河鶯落峽水文站斷面第四系徑流補給量為0.04×108m3/a，以此為基數(shù)，推算出17條無山區(qū)水庫的大中型河流河谷段補給量為0.30×108m3/a。

綜上，黑河中游盆地南部山區(qū)地下水對平原區(qū)總徑流補給流量為以上3 項之和為0.77×108m3/a，占盆地地下水資源量的3.0%。

3 結(jié)論與問題

（1）黑河中游盆地與祁連山地質(zhì)構(gòu)造上呈斷裂接觸，盆地第四系與山區(qū)白堊系、新近系接觸為主，其次是花崗巖體（γ3），再次為志留系、石炭系砂巖。

（2）山區(qū)地下水對平原區(qū)側(cè)向徑流補給的區(qū)域分為：大中型河流河谷段和小微型河流及沖溝群流域構(gòu)成的淺山帶。淺山帶所對應(yīng)的山盆接觸斷面約占整個斷面長度的95%，淺山帶縱深一般2～20 km。

（3）淺山帶及河谷段下伏基巖含水層，根據(jù)巖性可分為4 種類型：新近系裂隙孔隙含水層、白堊系風(fēng)化殼孔隙裂隙含水層、古生界層狀基巖風(fēng)化殼裂隙含水層和花崗巖塊狀巖體風(fēng)化殼裂隙含水層。新近系含水層厚度大，滲透系數(shù)小，但導(dǎo)水系數(shù)相對較大；山盆接觸帶為白堊系、古生界層狀基巖、花崗巖等，地下水徑流斷面是一個以風(fēng)化殼含水層為主體、厚度很小、寬度較大的斷面，導(dǎo)數(shù)系數(shù)小，且依次減小。

（4）根據(jù)梨園河口白堊系風(fēng)化殼含水層和補給條件分析，其單寬斷面徑流量可作為淺山帶和河口段地下水徑流量的參照，將含水層巖性、淺山帶匯水區(qū)面積、降水量等3 個因素作為變量，構(gòu)建了淺山帶及河谷段基巖地下水對平原區(qū)側(cè)向徑流補給量的估算方法。該方法為西北內(nèi)陸干旱盆地山區(qū)地下水徑流量的估算提供了一個可供借鑒的實例。

（5）估算出黑河中游盆地南部山區(qū)淺山帶地下水對平原的側(cè)向徑流補給量為0.40×108m3/a，河谷段基巖側(cè)向補給量為0.07×108m3/a，推算出河谷段第四系地下水補給量為0.30×108m3/a；3 項補給量之和為0.77×108m3/a，占盆地地下水資源量的3.0%。

存在的問題主要有：

（1）缺少新近系含水層有代表性的鉆探和抽水試驗數(shù)據(jù)。該地層是西北內(nèi)陸盆地淺山帶分布最多的地層。

（2）缺少淺山帶地下水動態(tài)觀測，也許淺山帶地下水水位會波動很大，在降水量小或相對匯水區(qū)面積較小的淺山帶，主要含水段可能是季節(jié)性的，甚至不連續(xù)。

未來需要在這2 個方面投入一定的工作量，以便進(jìn)一步提高估算精度。