DreamBlooms/HansPub-15000-to-45000 huggingface dataset:
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user: 2. 实验原料及装置 2.1. 实验用原料 首先测试了表征粉料流态化特征的基本参数，包括松装密度、振实密度、真密度、休止角、崩溃角、分散度、霍尔流动性等。实验用PVC粉的基本参数，如表1所示。 2.2. 实验装置 为了研究流化罐式发送料及不同出料方式的输送特性，设计制作了模拟粉料喷吹的流态化输送实验系统，如图1所示。包括上出料和下出料两种方式，流化罐上、下出料带压密相气力输送系统均由气源系统、料罐系统(包括流化罐和收粉罐)、输送管道系统、测量传感器和数据采集及控制系统四部分组成。两种输送系统除采用不同的初始出料管道外，其余部分都相同，输送系统流程如图1(a)所示为上出料输送系统的示意图，图1(b)是下出料输送系统的示意图。 气源系统由空气压缩机、稳压阀、空气干燥净化机和储气罐组成。空气经过空气压缩机、稳压阀和空气干燥净化机进入储气罐，为实验提供高压输送气体。 Table 1 The basic parameters of PV 原料 平均粒径/ μm 松装密度/ kg∙m −3 振实密度/ kg∙m −3 真密度/ kg∙m −3 休止角/ ˚ 崩溃角/ ˚ 分散度，% 霍尔流动性/ s 含水量，% PVC 74 593 604 1450 33.3 25.0 73.1 180 0.42 表1. PVC粉的基本参数 图1. 上出料和下出料的流化罐发送料实验装置示意图。(a) 上出料，(b)下出料 料罐系统包括一个容积为0.236 m 3 ，高1 m的流化罐和一个容积为0.566 m 3 ，高1.6 m的收粉罐，两个料罐均可以承受一定的压力，被两个输送系统所共用。流化罐底部设有流化气，通过料罐底部气体预分布室及气体分布板流化煤粉，被流化的煤粉具有流体特性，易于流动和输送，稳压气从流化罐顶部吹入，其中一部分用于稳定流化罐压力，一部分用于置换被发送出流化罐的粉料空出来的体积，锥部加压气从流化罐锥部以多管环形方式导入。下出料输送系统流化罐底部气体分布板中心开有一孔，输料管通过分布板中心孔从流化罐底部伸出。上出料输送系统流化罐底部气体分布板上则没有小孔，输料管的出料口在分布板上部向上延伸，通过弯管从流化罐侧面伸出罐外。收粉罐顶部装有布袋，输送过程中，布袋与大气相通。 输送管道是内径为35 mm的有机玻璃管，出料口附近弯管是曲率半径为200 mm的有机玻璃管，其余弯管是曲率半径为200 mm的铁弯管，上出料输送管道总长约14 m，下出料输送管道总长约16 m。下出料管路系统相对于上出料有所不同：增加了两个竖直管段，其一是与下出料管相连的下降管约300 mm；其二是下水平管向上转弯后与上水平管相连的竖直管增加了约1400 mm。输送管道的水平段、垂直段、水平弯管段和垂直弯管段分别布置了相距1 m的两个测压孔，以测量和计算相应位置的压力和压差。在流化罐不同高度位置及分布板上部和下部也设置了测压孔。流化罐的支架底座下部布置了电子秤，精度为0.2%，以计量罐内煤粉的重量变化，得到喷粉量。流化气量、稳压气量、二次补气量采用玻璃转子流量计测量。 实验过程中，压力、重量等由传感器测量经数据采集系统被记录保存，形成原始实验数据，数据采样频率为200 Hz，数据输出频率为1 Hz。
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user: 4. 结论 综上所述，通过实验研究流化罐罐压、顶部稳压气量与底部流化气量及不同出料方式的发送料特性，得出结论如下： 1) 随着流化罐压力的增加，喷粉量持续增加，固气比先急剧增加后趋于缓慢； 2) 喷粉量和固气比随加压流量与流化流量之比增加均是先增加后减小，在2:8处均达到最大； 3) 在相同流化罐压力下，上出料方式的喷粉量大于下出料； 4) 在相同流化罐压力下，发送相同质量的粉料，下出料所用的时间比上出料约多三分之一； 5) 下出料出料管的局部压损和局部阻力系数均大于上出料。
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user: 摘 要 在室内控制条件下，以腾格里沙漠东南缘1964年人工固沙植被区藻类、混生和藓类结皮为对象，研究了3个温度梯度(15℃、25℃和35℃)和7个水分梯度(3%、5%、10%、15%、20%、25%和30%质量含水量)条件下其碳释放特征。在相同水分条件下，BSCs和流沙呼吸速率随着温度的增加而增加，35℃时BSCs和流沙呼吸速率达到最大值。藓类结皮的呼吸速率显著高于其他土壤类型土壤呼吸。藓类结皮Q 10 为1.40~3.17，藻类结皮为0.81~3.07，混生结皮为0.55~3.84，流沙为1.19~2.16。BSCs类型、水分和温度显著影响BSCs碳释放量(P < 0.001)。水分含量较高的条件下，藻类和混生结皮的呼吸速率受到了明显抑制，而对藓类结皮的呼吸速率影响不显著。 关键词 :生物土壤结皮，碳释放，土壤含水量，温度，腾格里沙漠 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 生物土壤结皮(Biological Soil Crust， BSCs)是由藻类、地衣、藓类等隐花植物及土壤中的微生物和相关的其他生物体与土壤表层颗粒等非生物体胶结形成的十分复杂的复合体，是荒漠生态系统组成和地表景观的重要特征 [ 1 ] [ 2 ] 。大多数荒漠生态系统是由非生物因素调控和胁迫的系统，尤其因受水分的限制，地表不可能支撑大面积、相对均一而连续分布的维管束植物群落；植物群落斑块状的分布为BSCs的拓殖和覆盖提供了空间和适宜的生态位，使BSCs的覆盖在干旱区占活体覆盖面积的40% [ 3 ] 。BSCs在不同生物气候区的荒漠景观过程，土壤生态、水文、生物过程，地球化学循环过程，以及干旱、半干旱地区的生态修复过程中发挥着重要作用 [ 4 ] [ 5 ] 。 BSCs在荒漠地区碳循环中所起的作用得到了研究者们的广泛的认可 [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ] 。Wolfgang等人 [ 6 ] 对全球范围内BSC覆盖地区净碳固定量(光合固碳量–呼吸碳释放量)进行了估算，结果表明，BSCs每年能够固定3.9 P g C y −1 (2.1~7.4 P g C y −1 )，相当于陆生植物净初生产力的7% (56 P g C y −1 )；BSCs生物体中的碳含量为4.9 P g (3.0~8.2 P g)，相当于陆生植物碳含量的1% (470~650 P g)。碳周转率方面，BSCs的周转率约为1.2 年，远远低于陆生植物的10年。Elbert等人 [ 7 ] 同样对全球范围内BSCs覆盖地区净碳固定量(光合固碳量–呼吸碳释放量)进行了估算，结果表明，BSCs每年能够固定3.6 P g C y −1 ，相当于陆生植物净初生产力的6%；BSCs生物体中的碳含量为10 P g，相当于陆生植物碳含量的2%。在Iberian Peninsula (40˚02'N~3˚37'W)干旱、半干旱地区，Castillo-Monroy等 [ 9 ] 对不同盖度BSC覆盖条件下，土壤碳释放特征进行了研究，结果表明，BSCs覆盖土壤每年释放240.4~322.6 g C m −2 ∙y −1 ；在这一生态系统中，BSCs的碳释放量占到碳释放总量的42% (植被占37%)。因此，BSCs作为干旱、半干旱地区碳循环的重要参与者和主要贡献者已得到广泛共识 [ 4 ] [ 5 ] [ 8 ] [ 9 ] 。 尽管，BSCs在荒漠地区碳循环中起着重要的作用，与生态要求的强调BSCs光合碳固定作用研究相比较，其在碳释放方面的研究却被长期忽视 [ 4 ] [ 10 ] [ 11 ] 。而目前已有的研究多集中在热带荒漠，对温带荒漠的研究鲜见报道。土壤呼吸温度敏感性一般用Q 10 表示，即温度每升高10℃，呼吸速率增加的倍数。从区域到全球尺度，多数生态系统模型(如Roth-C、PnET、TEM等)采用Q 10 函数来估算温度对土壤异养呼吸影响的量，但Q 10 常被视为常数2 [ 12 ] 。目前，仍鲜见BSCs温度敏感性及其影响因子的相关报道 [ 4 ] 。因此，加强BSCs碳释放对碳循环贡献和影响的研究是全面解析荒漠地区碳循环不可或缺的重要环节，是全面认知我国温度荒漠生态系统碳循环的重要基础和相关研究的重要补充，以及进一步研究荒漠生态系统如何适应和响应全球变化机制、提出区域科学对策的重要前提。
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user: 2. 研究方法 2.1. 研究区概况 中国科学院沙坡头沙漠研究试验站地处宁夏回族自治区，位于腾格里沙漠东南缘(37˚32'N，105˚02'E，海拔1340 m)。1月的平均气温为−6.9℃，7月为 24.3 ℃ 。年均降水量仅为180 mm，降雨主要集中在5~9月，降雨量小于2 mm的降雨占总降雨的80%以上，年潜在蒸发量高达2800 mm。土壤基质疏松、贫瘠，属于典型的灰钙土、风蚀土壤。土壤稳定含水量介于3%~4%。地下水埋深80 m，不能为植物直接利用，降雨是该区植物生长的唯一水分来源。天然植被主要包括花棒(Hedysarum scoparium)和沙米(Agriophyllum squarrosum)，其盖度仅1%。 始建于1956年的沙坡头人工固沙植被区经过50余年的演化，已由原来的以流动沙丘为主的景观演变成了复杂的人工—天然的荒漠生态系统，其中最为显著的变化是BSC 的拓殖与发育。目前，在1956年始建的植被区，BSC盖度已经超过80%，盖度较大且发育较好的结皮类型有藻类和藓类结皮 [ 4 ] [ 5 ] [ 13 ] 。 2.2. 试验方法 2013年10月，在腾格里沙漠东南缘沙坡头地区1964年始建的人工固沙植被区选择发育良好的藻类结皮、藓类结皮及混生(藻类、地衣和藓类等隐花植物混生)结皮(本研究中将某优势种盖度大于70%的定义为该类型的结皮)。为避免微地形环境和植被对结皮发育的影响，取样点选择在植被间的地势平坦的开阔地，用内径10.4 cm、高20 cm的PVC管取原状土。将采来的BSCs样品放置在阴凉通风处，待到样品重量恒定不变时开始试验。 在3个温度梯度(15℃、25℃和35℃)和7个水分梯度(3%、5%、10%、15%、20%、25%和30%质量含水量)测定土壤呼吸速率。采用Li-6400-09土壤呼吸室(Li-COR， INC， USA)测定土壤呼吸速率。水分添加采用喷壶喷洒的方法，均匀的喷洒在样品表面；每个水分梯度在设定的温度条件下培养2 h，开始土壤呼吸的测定。试验在人工气候室中进行，每处理设6次重复。 2.3. 数据分析 数据分析和图表绘制分别在SPSS16.0和Origin8.0中进行。
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user: 4. 讨论 4.1. 影响BSCs碳释放的因素分析 4.1.1. BSC类型对土壤呼吸碳释放量的影响 本研究结果表明，演替后期的藓类结皮碳释放量高于演替初期的藻类结皮，即藓类结皮 > 混生结皮 > 藻类结皮 > 流沙，与Belnap and Lange [ 3 ] 和Evans and Lange [ 10 ] 研究结果相似。Grote等人 [ 11 ] 分别在野外和试验室条件下证明了，处于演替后期的深色结皮暗呼吸速率大于演替初期浅色结皮的暗呼吸速率。综上所述，处于演替后期的BSCs是碳释放的主要贡献者。BSC有机体的生物量差异是造成其碳释放差异的主要原因。通常BSCs有机体的生物量用叶绿素a + b表示，Li等人 [ 13 ] 对该试验区BSCs叶绿素a + b进行了测定，结果表明藓类结皮，藻类结皮和混生结皮的叶绿素a + b含量分别为7.34、3.80和5.45 μg C m −2 ，即藓类结皮 > 混生结皮 > 藻类结皮，叶绿素a + b含量随着演替阶段的推进而不断的增加。综上所述，BSCs有机体的生物量影响BSC的碳释放量。 4.1.2. 水分对土壤呼吸碳释放量的影响 土壤水分是影响干旱、半干旱地区土壤碳释放的重要因素 [ 14 ] [ 15 ] 。在干旱、半干旱地区，土壤水分主要来源于降雨。土壤水分过多或不足均会抑制土壤呼吸，土壤呼吸的最大速率出现在土壤水分含量适中时 [ 16 ] 。在农田和草原上对强降雨的研究指出，强降雨迅速降低或抑制了土壤呼吸。张红星等人研究发现 [ 17 ] ，土壤呼吸在强降雨中和雨后分别下降了33%和15%。一些来自室内模拟的研究同样表明，强降雨显著抑制了土壤呼吸 [ 18 ] 。从以上的大量研究可以看出，土壤含水量是影响土壤呼吸的重要因素，雨量和强度较大的降雨使得土壤表层的含水量增加，进而影响土壤碳的释放。大量研究表明，中等水平的自然降雨量能够促进土壤呼吸 [ 14 ] ，于此同时，大量针对不同生态系统的模拟试验也取得了和野外试验类似的结果 [ 19 ] 。本研究结果表明，水分含量较高的条件下，藻类和混生结皮的呼吸速率受到了明显抑制，而对藓类结皮的呼吸速率影响不明显。水分取代了土壤中CO 2 占据的位置的同时也使土壤的通透性变差，CO 2 在土壤中的扩散阻力因此增大，是导致土壤CO 2 排放量减少的主要原因 [ 20 ] 。藻类结皮和藓类结皮对水分的拦截能力不同。藻类在生长季节能够分泌大量胞外多聚糖，随这种多糖物质浓度的提高，土壤持水性能增大，土壤水分蒸发速率降低，水分在土壤中的运动速率降低，这使得降水过后水分大量集中在土壤表层。藓类植物叶子的季节变化也会影响土壤水文特性，许多藓类植物长有一定长度的尖梢，可以把水分引入植物体中间去，水分通过植物体向土壤深层入渗，降水过后水分不会大量的集中在土壤表层 [ 13 ] 。因此，处于演替高级阶段的藓类结皮能够很好地应对短期的极端降雨事件。 4.1.3. 温度对土壤呼吸碳释放量的影响 温度是影响BSC碳释放的重要环境因子。土壤呼吸随土壤温度变化呈现出日变化、季节变化和年际变化特征 [ 21 ] 。Castillo-Monroy等人 [ 9 ] 和Thomas and Hoon‎ [ 22 ] 的研究证明了温度对BSC碳释放的影响，即BSC碳释放量随着温度的变化而变化。本研究结果表明，在相同水分条件下，BSC和流沙呼吸速率也随着温度的增加而增加。 4.2. 温度和水分对BSCs碳释放Q 10 的影响 4.2.1. 温度对BSCs碳释放Q 10 的影响 多数研究表明温度显著影响土壤呼吸Q 10 。Sjögersten 和Wookey对瑞典 Lapland 北部山地苔原土壤和附近山地白桦林土壤研究发现，7℃~12℃温度范围内的Q 10 值高于2℃~7℃温度范围内的 Q 10 值 [ 23 ] 。Nadelhoffer等对阿拉斯加 North Slope的土壤进室内培养实验，发现温度在3℃~9℃时，Q 10 约为1；当温度为9℃~15℃时，Q 10 约为3.1 [ 24 ] 。Howard 和 Howard发现英格兰泥炭土壤和渍水灰壤在不同水分条件，0℃~20℃温度范围内，Q 10 随温度升高而增加 [ 25 ] 。对不同季节Q 10 差异也揭示类似规律性。Lipson等将夏季和冬季取的高山干旱草甸土壤置于0℃和22℃温度下进行室内培养，发现冬季土壤Q 10 值(2.3)低于夏季土壤Q 10 值(3.6)。Castillo-Monroy等人 [ 9 ] 的研究表明，在相同水分不同温度条件下不同盖度BSCs覆盖土壤的Q 10 在1.65~1.80之间变化。Jia等 [ 26 ] 在5℃~40℃范围内，对腾格里沙漠东南缘3种藓类结皮Q 10 值进行了测定。研究发现，Q 10 值随着水分增加而增加。土生对齿藓结皮Q 10 值为2.23~2.79，刺叶赤藓结皮Q 10 值为2.08~2.71，真藓结皮Q 10 值为1.84~2.45。而在相同水分条件下，3种藓类结皮Q 10 值为土生对齿藓结皮 > 刺叶赤藓结皮 > 真藓结皮。本研究结果表明25℃~35℃条件下的Q 10 值高于15℃~25℃条件下，即Q 10 随温度升高而升高，与上述研究结果相似。因此，温度显著影响BSCs呼吸温度敏感性。 4.2.2. 温度对BSCs碳释放Q 10 的影响 大量研究表明水分影响土壤呼吸Q 10 [ 27 ] [ 28 ] 。对南极洲附近Marion岛屿土壤进行室内培养研究发现，温度在 5℃~20℃间，水分含量在20%~100%间，Q 10 值与土壤水分含量成正相关关系 [ 28 ] 。在亚利桑那州对荒漠土壤的室内培养研究发现，温度在5℃~35℃范围内，土壤水势从−1.5 MPa 增至−0.03 MPa，Q 10 从2.1增加到3.2 [ 28 ] 。Howard 等将英格兰8种土壤类型表层10 cm土壤，在土壤含水量在10%~100%和温度0℃~20℃条件下培养，发现Q 10 随水分增加而升高 [ 25 ] 。张志山 [ 29 ] 对腾格里沙漠东南缘人工植被沙区土壤呼吸研究表明，温度对土壤呼吸的影响表现在只改变量的大小，而不引起质的变化。只有在水分充足的条件下，土壤呼吸速率才表现出与气温和地表温度一致的季节和日变化趋势。本研究结果发现，随着土壤水分含量的不断增加，藓类结皮Q 10 值不断增加；藻类和混生结皮，表现出先增加后降低的特征，当土壤含水量大于15%时，Q 10 迅速降低，与多数研究结果相似。因此，水分条件显著影响BSCs呼吸温度敏感性。
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user: 5. 结论 BSCs类型、水分和温度显著影响BSCs碳释放量。水分含量较高的条件下，藻类和混生结皮的呼吸速率受到了明显抑制，而对藓类结皮的呼吸速率影响不显著。因此，在全球变化大背景条件下，处于演替高级阶段的藓类结皮能够很好地应对短期的极端降雨事件。
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user: 摘 要 为了满足盐井矿区高效安全生产的需要，我们对矿井水文地质特征进行了研究，并在结合大量地质水文资料综合研究的基础上，分析得出该矿区的水文地质特征、主要充水因素及矿井水灾的主要预防措施。该研究成果对矿井水害的防治和煤矿的安全生产具有积极的指导意义，可以为该矿的合理开采提供一定的技术帮助，从而提高煤矿的开采效率。 关键词 :煤矿开采，水文地质特征，矿井水灾 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 煤炭在我国社会生产和生活中是非常重要的化石能源，而且是今后相当长一段时期内的不可替代能源，对国家经济的发展起着举足轻重的作用。当前情况下，市场竞争愈加激烈，煤炭产量也在不断增加，然而我国煤矿的水文地质特征总体上十分复杂，受到水灾威胁的煤炭储量大约占已经探明储量的27%。矿井水灾事故频频发生，时刻威胁着井下工作人员的生命安全，同时也会给家庭和社会的稳定造成极大危害 [ 1 ] [ 2 ] 。毋庸置疑，煤矿水害己成为威胁矿井安全和社会稳定的重大问题之—，因此分析矿区水文地质特征，为矿井的安全生产打下坚实的基础，对国家经济的高速发展和社会的长期稳定也具有十分重要的作用。
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user: 2. 矿区地质特征 盐井矿区位于重庆合川区嘉陵江的南岸，受合川区盐井街道所管辖；矿区地势为南高北低 ，属于平行狭长岭谷地形，是华蓥山脉的一个分支。矿区水文地质条件极其复杂，为进一步指导矿区进行安全开采，本文对该矿区的水文地质特征进行详细的探索研究。 矿区地层从新到老主要分为三叠系中统(T2)、三叠系下统(T1)、二叠系上统(P2)、二叠系下统(P1)。井田内古生界二叠系上统龙潭组(P2l)是主要含煤地层，其又可划分为龙潭组一段(P2l1)和龙潭组三段(P2l3)。 1) 三叠系中统(T2) 本组主要为雷口坡组(T2l)，此岩层厚度为46.49~102.75 m，其上部岩性主要是白云岩，下部岩性主要是灰岩和白云岩。 2) 三叠系下统(T1) 本组可分为嘉陵江组(T1j)和飞仙关组(T1f)，其中嘉陵江组厚度为477.78~524.70 m，岩性主要为白云岩和灰岩；飞仙关组(T1f)厚度为458.64~503.49 m，主要为泥岩和灰岩且夹杂少量黄铁矿晶粒。 3) 二叠系上统(P2) 本组可分为长兴组(P2c)和龙潭组(P2l)，其中长兴组厚度为102.35~159.65 m，主要为灰岩且夹杂钙质泥岩；而龙潭组厚度为134.51~148.73 m，按照岩性和含煤性差异可分为五段，主要为泥岩且夹杂砂岩，其中龙潭组一段(P2l1)为龙潭组主要含煤段之一，含煤四层(K1~K4)。 4) 二叠系下统(P1) 本组主要为茅口组(P1m)，此组厚度大于110.00 m；主要为灰岩且夹杂有泥岩和有机质硅质岩；本组从上部到顶部的裂隙相对比较发育，裂隙主要被方解石和粘土充填且含有黄铁矿，所以本组的岩性相对比较稳定。
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user: 3. 矿井水文地质特征 3.1. 井田的水文地质类型 该井田水文地质类型复杂，井田内水系流畅，大气降水是地下水的补给来源。其中茅口组(P1m)石灰岩含水层埋深较深且裂隙和溶蚀孔洞相对发育，主要以古岩溶为主；龙潭组第二段及第四段(P2l2+4)石灰岩含水层埋深同样比较深且含水性相对较弱一些；长兴组(P2c)石灰岩含水层，其裂隙和溶蚀孔洞相对比较发育且含水性比较强。 3.2. 含水层 井田出露的最老和最新地层分别为二叠系上统长兴组(P2c)和三叠系上统须家河组(T3xj)，含水层和隔水层主要位于这两组岩层中，现将其特征简述如下： 1) 二叠系下统茅口组(P 1m )：此层主要为石灰岩，厚度尚不明确，位于地下300到500米，其地下水位由井田中部往北逐渐降低，此层含水性相对较弱，主要为岩溶裂含水层。 2) 二叠系上统龙潭组(P 2l )：此层未出露地表，厚141.54 m。按照岩性及和煤差异性可将其划分为五段：其中第一段(P 2l 1)、第三段(P 2l 3)和第五段(P 2l 5)是含煤段，主要由铝质泥岩、泥岩、沙质泥岩和泥质粉砂岩组成，可看作隔水层；第二段(P 2l 2)及第四段(P 2l 4)厚度分别为12.36 m及11.54 m，主要是由石灰岩构成、裂隙相对不发育且含水性相对比较弱。 3) 二叠系上统长兴组(P 2c )：此层主要由石灰岩组成，夹杂少量燧石结核、硅质团块和泥质条带，厚度大约为114.39 m，该层裂隙和溶蚀现象比较发育且含水性相对比较强。 4) 三叠系上统飞仙关组(T 1f )：此层地形呈长条形分布，主要以泥岩和灰岩为主且夹杂石灰岩，其含水性相对比较弱，可以看做隔水层。 5) 嘉陵江组(T1j)：本组厚度大约为498.67 m，以呈槽谷地形为主，按照岩性可划分为四段，主要以灰岩和白云岩为主且夹杂角砾岩；嘉陵江组含水层，各段都是可溶性的灰岩，岩溶比较发育，含水性比较强，此层的地下水，沿地层走向由南向北方向流动，最终流入嘉陵江。
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user: 4. 矿井充水条件 4.1. 充水水源及充水因素分析 查询矿井水文地质资料可知，矿井内的充水主要有茅口组(P1 m)岩溶裂隙含水层、龙潭组第二段(P 2l 2)、第四段(P 2l 4)石灰岩层间岩溶裂隙含水层、长兴组(P 2c )岩溶裂隙含水层、地表水体和井下涌水等几种水源。 根据收集到的矿井相关文献资料，本文对本井田充水因素进行以下的分析： 1) 茅口组(P1 m)岩溶裂隙含水层：该层上距K2煤层大约为6.6 m，井下运输大巷和车场等设施未来都布置于此，这构成了矿井的直接充水水源。 2) 龙潭组第二段(P 2l 2)及第四段(P 2l 4)石灰岩层间岩溶裂隙含水层：该层位于龙潭组第一段(P 2l 1)和第二段(P 2l 3)的顶底部且处于K2、K7等煤层采空塌陷及裂隙带高度范围内，这构成了采煤工作面的直接充水水源。 3) 长兴组(P 2c )岩溶裂隙含水层：该层处在龙潭组(P 2l )之上，下距最上部K14煤层距离大约为56.14 m。当K14煤层被采空之后，该组岩溶裂隙水将会通过塌陷裂隙同龙潭组石灰岩岩溶裂隙水进入采区，从而构成坑道系统的间接充水水源。 4) 地表水：嘉陵江是对煤层开采有一定影响的地表水体且它与各含水层均有水力联系。今后矿井进行大面积采掘活动后，受疏干降落漏斗的影响，对矿井有充水影响的含水层(如长兴石灰岩)的地下水流向会发生相反方向的变化。 5) 断层的影响：上述所列的断层其导水性和富水性相对都比较弱。但当进行巷道掘进和煤层开采活动时，会使断层带在淋滤作用的影响下，导致断层带裂隙疏通且成为水流信道，所以，在采掘工作中仍然要采取必要的预防措施。 6) 斜井开拓：由于本矿井采用开拓，当斜井穿过各含水层时，就会对其直接充水，所以在施工过程中必须要采取相应的防范措施，避免发生危险事故。 4.2. 充水通道 本井田的充水通道主要为断裂构造(断层)，井田断层发育且主要为走向断层和隐伏断层，属于落差大、地质构造中等复杂的断层，对开采布置影响较大。其中F1为走向逆冲断层，该断层位于8线斜切背斜轴并且延伸至嘉陵江以北；F2为走向逆断层，该断层北起11勘探线以北，向南终止于曾家院子；F3为走向逆断层，该断层位于背斜南东翼；F4为走向逆断层，该断层位于沥鼻峡背斜北西翼；F5为走向逆断层，该断层位于背斜南东翼8线南侧；F7也为走向逆断层，该断层位于背斜西翼和转折端岩层急剧倒转部位；其他F10、F18、F21、F22、F23、F24、F25、F26、F27、F28、F29、F31、F32、F33、F34、F35、F36等断层均为隐伏断层。
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user: 5. 矿井水害的防治措施 由于煤矿井下开采是一项具有危险性、复杂性和难度性的工程，近年来由于频繁发生各种安全生产事故，引起了广大人民群众对安全生产问题的关注。所以，科学合理的开展预防治水工作，针对各种水害类型制定防治水方案，提出防治水措施，并将其分步高效的实施已显得迫在眉睫，这就要求生产部门要认真分析并掌握矿区的水文地质特征方面的信息，从而降低矿井水灾发生的几率 [ 3 ] ，继而全面提升煤矿防治水的整体水平 [ 4 ] [ 5 ] [ 6 ] ，为矿井工作人员提供更好的安全保障。 1) 按规程的规定，设置井下水仓，初期配备MD450-60 × 7型水泵共5台(另预留2台水泵位置作为应急排水用)；排水管初期采用D426 × 12无缝钢管2趟(另预留1趟D426 × 12排水管位置作为应急排水用)，并沿架空人车斜井敷设排出地面，管路的连结采用法兰盘，采用除锈、2底2面高分子材料防腐。 2) 本矿井地质条件复杂，虽没有小窑开采，但断层比较多，特别是在背斜轴部附近，且大部分断层与含水层都有水力联系。因此，在巷道掘进中，必须坚持“有疑必探、先探后掘”的探放水原则。 3) 井筒周围嘉陵江灰岩出露，设计井筒时井筒断面采取全封闭、壁后注浆等措施，预防地表水向井下渗透。 4) 井下主要巷道均布置在石灰岩地层中，施工中应注意井下可能存在的溶洞及暗河。
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user: 6. 结语 当前中国经济的高速发展对煤矿开采技术提出了新的要求，所以，必须要进行改革和创新，使煤矿开采与水文地质特征更加紧密地联系在一起，更大地提高煤矿开采的安全性 [ 7 ] 。该研究通过大量的水文地质调查和文献的收集分析了盐井矿区的水文地质的特征，基于此，本文研究了该矿井的充水因素、充水水源以及充水通道，对矿井未来的安全生产具有重要意义，也为我国煤矿的高效开采提供了一个很好的范例。
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user: 摘 要 强h-凸函数是强凸函数和h-凸函数的推广，而后者又是凸函数、s-凸函数、Godunova-Levin函数以及P-函数等的推广。本文讨论了强h-凸函数的一些基本性质，并结合上积函数，函数列收敛等概念，对强h-凸函数的性质进行更深入的讨论。 关键词 :强h-凸函数，h-凸函数，上积函数 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 凸型函数在纯粹数学和应用数学等众多领域中具有广泛的应用，譬如它已成为数学规划、对策论、数理经济，最优控制等学科的理论基础和有力工具。2007年Varosanec [ 1 ] 提出了h-凸函数的概念。h-凸函数是凸函数、s-凸函数 [ 2 ] 、Godunova-Levin函数 [ 3 ] 以及P-函数 [ 4 ] 等函数类的推广。我们熟知这些函数类在数学的各个分支中有大量的应用，因此h-凸函数引起了学者们广泛的兴趣与关注(如见文献 [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] 等)。2011年Angulo等 [ 8 ] 在强凸函数 [ 9 ] 和h-凸函数的基础上引进了强h-凸函数。和h-凸函数类似，当 h ( x ) 取不同值时可分别得到强凸函数 [ 9 ] 、强s-凸函数、强Godunova-Levin函数以及强P-函数等(见文献 [ 8 ] )。本文主要结合函数(列)的上积性、单调性、收敛性等概念，对强h-凸函数的性质进行更深入的分析和讨论。
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user: 2. h-凸函数和强h-凸函数的定义 2007年Varosanec [ 1 ] 引进了一类推广了的凸型函数：h-凸函数，即 定义1：设 I ， J 是 ℝ 内的一个区间，且 ( 0 ， 1 ) ⊂ J ，函数 h : J → [ 0 ， ∞ ) 。若函数 f : I → [ 0 ， ∞ ) 满足， ∀ x ， y ∈ I ，   t ∈ ( 0 ， 1 ) ， f ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h ( t ) f ( x ) + h ( 1 − t ) f ( y ) (1) 则称f为定义在区间I上的h-凸函数。若(1)式中不等号反向成立，则称f为I上h-凹函数。 特别地，当 h ( t ) = t 时，则f为凸函数；当 h ( t ) = t s ( 0 < s ≤ 1 )时，f为s凸函数； h ( t ) = 1 t 时，f为Godunova-Levin函数； h ( t ) ≡ 1 时，f为p函数。 2011年Angulo [ 8 ] 进一步推广了h-凸函数，引入了强h-凸函数的概念。 定义2：设 ( Χ ， ‖ · ‖ ) 是实赋范线性空间，I是 Χ 中的一个凸子集，J是 ℝ 内的一个区间，且 ( 0 ， 1 ) ⊂ J ，函数 h : J → [ 0 ， ∞ ) 。若函数 f : I → [ 0 ， ∞ ) 满足：存在常数 c > 0 ， ∀ x ， y ∈ I ，   t ∈ ( 0 ， 1 ) ，不等式 f ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h ( t ) f ( x ) + h ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 (2) 成立，那么我们就称函数f是I上的模c强h-凸函数。若上述不等式反向成立，那么我们就称函数f是I上的模c强h-凹函数。在不引起混淆的情况下，我们分别简称为f是I上的强h-凸函数与强h-凹函数。 类似地，当 h ( t ) = t 时，我们称f是I上的模c强凸函数；当 h ( t ) = t s ( 0 < s ≤ 1 )时，称f是I上的模c强s-凸函数；当 h ( t ) = 1 t 时，称f是I上的模c强Godunova-Levin凸函数；当 h ( t ) ≡ 1 时，称f是I上的模c强p凸函数。 为方便起见，在下文中我们约定符号 I ， I 1 ， I 2 表示实赋范线性空间 Χ 中的凸子集(有时它们也会表示特殊的实赋范线性空间- ℝ 中的区间)，符号 J ， J 1 ， J 2 表示 ℝ 中包含 ( 0 ， 1 ) 的区间。
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user: 3. 强h-凸函数的基本性质 受文献 [ 9 ] 的启发，本节主要讨论强h-凸函数的一些基本性质，如可加性，复合函数的性质等，并且也比较了强h-凸函数和h-凸函数两者之间的关系。 定理1：设非负函数h满足 h ( t ) ≤ t ， t ∈ ( 0 ， 1 ) ，若f是I上的模c强凸函数，则f也为I上的模c强h-凸函数。设非负函数h满足 h ( t ) ≥ t ， t ∈ ( 0 ， 1 ) ，若f是I上的模c强凹函数，则f也为I上的模c强h-凹函数。 证明：若 h ( t ) ≤ t ， t ∈ ( 0 ， 1 ) ，且若f为定义在I上模c强凸函数，则 ∀ x ， y ∈ I ， t ∈ ( 0 ， 1 ) ， 有 f ( t x − ( 1 − t ) y ) ≤ t f ( x ) + ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 ≤ h ( t ) f ( x ) + h ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 即f为I上的模c强h-凸函数。 若 h ( t ) ≥ t ， t ∈ ( 0 ， 1 ) ，且若f为I上的非负模c强凹函数，则 ∀ x ， y ∈ I ， t ∈ ( 0 ， 1 ) ，有 f ( t x − ( 1 − t ) y ) ≥ t f ( x ) + ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 ≥ h ( t ) f ( x ) + h ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 即f为I上的模c强h-凹函数。 定理2：设非负函数 h 1 ， h 2 满足 h 1 ( t ) ≤ h 2 ( t ) ， t ∈ ( 0 ， 1 ) 。若f是I上的模c强h 2 -凸函数，则f为I上模c强h 1 -凸函数；若f是I上的模c强h 1 -凹函数，则f为I上模c强h 2 -凹函数。 证明：若f为模为c强h 2 -凸函数，则对于任意的 t ∈ ( 0 ， 1 ) ，有 f ( t x − ( 1 − t ) y ) ≤ h 2 ( t ) f ( x ) + h 2 ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 ≤ h 1 ( t ) f ( x ) + h 1 ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 即f为模为c的强h 1 -凸函数。同理可证凹函数的情况。 类似定理2的证明，我们容易得到下面的结论。 定理3：设h为定义在区间I上的非负函数。已知 c 1 > c 2 ，若f模为 c 1 强h凸函数，则f为模为 c 2 的强h凸函数；若f模为 c 1 强h凹函数，则f为模为 c 2 的强h凹函数。 定理4：设常数 λ > 0 。若 f ， g 分别为定义在I上的模为 c 1 ， c 2 的强h-凸(凹)函数，则 f + g 为I上的模 c 1 + c 2 强h-凸(凹)函数， λ f 为I上的模 λ c 1 强h-凸(凹)函数。 证明：若 f ， g 分别为I上模为 c 1 ， c 2 的强h-凸函数，则有 f ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h ( t ) f ( x ) + h ( 1 − t ) f ( y ) − c 1 t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 ， g ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h ( t ) g ( x ) + h ( 1 − t ) g ( y ) − c 2 t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 因此 ( f + g ) ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h ( t ) ( f ( x ) + g ( x ) ) + h ( 1 − t ) ( f ( y ) + g ( y ) ) − ( c 1 + c 2 ) t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 ， λ f ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ λ h ( t ) f ( x ) + λ h ( 1 − t ) f ( y ) − λ c 1 t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 强h-凹函数的情形可类似的证明。 注：特别地，当 c → 0 时，定理1~4恰是Varosanec [ 1 ] 关于h-凸函数性质研究的结论。
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user: 5. 函数列收敛和强h-凸函数 在本节我们主要讨论当强h-凸函数列 { f n ( x ) } 收敛时，它的极限函数 f ( x ) 是否也是强h-凸函数？ 定理10：设函数列 { f n ( x ) } 的每一项分别为模 c n 的强h-凸函数， c = inf n { c n } > 0 。若函数列 { f n ( x ) } 在I上收敛于函数 f ( x ) ， { h n ( x ) } 在 ( 0 ， 1 ) 上收敛于函数 h ( x ) ，那么 f ( x ) 是模c强h-凸函数。 证明：由于 { h n ( x ) } 为 ( 0，1 ) 上的非负函数列，故其收敛函数 h ( x ) 也是非负函数。由已知条件可知， ∀ x ， y ∈ I ，   t ∈ ( 0 ， 1 ) ， f n ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h n ( t ) f n ( x ) + h n ( 1 − t ) f n ( y ) − c n t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 ≤ h n ( t ) f n ( x ) + h n ( 1 − t ) f n ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 因此 lim n → ∞ f n ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ lim n → ∞ { h n ( t ) f n ( x ) + h n ( 1 − t ) f n ( y ) } − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 即 f ( t x + ( 1 − t ) y ) ≤ h ( t ) f ( x ) + h ( 1 − t ) f ( y ) − c t ( 1 − t ) ‖ x − y ‖ 2 . 推论：设函数列 { f n ( x ) } ：的每一项分别为模 c n 的强h-凸函数， c = lim n → ∞ c n > 0 。若函数列 { f n ( x ) } 在I上收敛于函数 f ( x ) ， { h n ( x ) } 在 ( 0 ， 1 ) 上收敛于函数 h ( x ) ，那么 f ( x ) 是模c强h-凸函数。
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user: 摘 要 水是生命之源、生产之要、生态之基，作为重要战略资源之一的水资源，其禀赋条件及开发利用对于长江流域乃至整个中华民族永续发展和生态文明建设具有十分重要的作用。面对生态文明建设和长江经济带建设的新形势，本文梳理了长江流域水资源及其开发利用现状和变化趋势，总结了长江水利委员会水文局近年来在长江流域水资源方面开展的研究工作，提出了未来一段时间内水资源研究的重点方向和思路，为今后在“保护中发展”长江流域水资源提供支撑。 关键词 :水资源，开发利用，水资源研究，长江流域 Copyright © 2018 by author and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 长江发源于青藏高原的唐古拉山主峰格拉丹冬雪山西南侧，干流全长6300余km，流经青海、四川、西藏、云南、重庆、湖北、湖南、江西、安徽、江苏、上海等11个省(自治区、直辖市)注入东海，支流展延至贵州、甘肃、陕西、河南、浙江、广西、广东、福建等8个省(自治区)，流域面积约180万km 2 ，约占我国国土面积的18.8%。长江干流宜昌以上为上游，长4504 km，控制流域面积约100万km 2 ；宜昌至湖口段为中游，长955 km，流域面积约68万km 2 ；湖口以下为下游，长938 km，流域面积约12万km 2 。流域面积10，000 km 2 以上的支流有49条，其中80，000 km 2 以上的一级支流有雅砻江、岷江、嘉陵江、乌江、湘江、沅江、汉江、赣江等8条，重要湖泊有洞庭湖、鄱阳湖、巢湖和太湖等 [ 1 ] 。 长江，是中华民族的生命河，也是中华民族发展的重要支撑。水是生命之源、生产之要、生态之基，作为重要战略资源之一的水资源，其禀赋条件及开发利用对于长江流域乃至整个中华民族永续发展和生态文明建设具有十分重要的作用。新中国成立以来特别是改革开放以来，长江流域经济社会迅猛发展，综合实力快速提升，使得长江流域经济社会发展面临着水资源和水生态环境保障的双重压力，必须充分发挥水资源在转变经济发展方式中的重要作用，促进经济社会发展与水资源、水环境承载能力相协调、相适应 [ 2 ] 。习近平总书记在党的十九大报告中指出，以共抓大保护、不搞大开发为导向推动长江经济带发展，把修复长江生态环境放在首要位置，坚持生态优先、绿色发展的战略定位。面对新形势新任务新要求，长江流域水资源研究工作需要在准确摸底长江流域水资源数量和质量的基础上，梳理“大保护”新形势下长江流域水资源现状，为在“保护中发展”长江流域水资源提供支撑。
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user: 2. 长江流域水资源状况及其变化趋势 2.1. 水资源量及变化趋势 根据第二次全国水资源综合规划 [ 3 ] 和1998年以来长江流域水资源公报 [ 4 ] 统计1956~2016年系列，长江流域多年平均年降水量约1082 mm，折合年降水量为19，292亿m 3 ，占全国年降水总量的31%。多年平均地表水资源量为9777亿m 3 ，折合径流深548 mm，地下水资源量为2465亿m 3 ，地下水资源量与地表水资源量的不重复计算水量约106亿m 3 ，多年平均水资源总量为9883亿m 3 ，占全国水资源总量的35%。流域20%、75%和95%频率的水资源总量分别为10，864亿m 3 、9060亿m 3 和8017亿m 3 。多年平均产水系数为0.51，产水模数为55万m 3 /km 2 ，均高于全国平均值。 长江流域径流量年际变化较大，年内分配不均匀。河川径流与降水量分布一致，60%~80%集中在汛期，上游比下游、北岸比南岸集中程度高。干支流控制站最枯三个月径流量占年径流量的比例一般在5.0%~12.0%之间。长江干流上、中和下游代表性水文站宜昌、汉口、大通多年平均年径流量分别为4340亿m 3 、7060亿m 3 、8910亿m 3 ，多年平均入海径流量9125亿m 3 。 长江流域1956~2016年均降水深和径流深变化趋势见图1和表1。从图表中可见，1980年以前、2000~2009年较多年平均偏小，1980~1999年、2010~2016年较多年平均偏大，但从整体上来看，1956~2016长江流域降水和径流没有发生显著变化。 2.2. 水资源质量现状情况 根据长江流域水资源公报 [ 4 ] ，2016年长江流域总体水质良好，大部分能满足所属水域功能的要求。在70，456 km评价河长中，水质为I类、II类水的河长占56.7%；III类水的河长占25.9%；IV类水的河长占8.8%；V类水的河长占3.7%；劣于V类水的河长占4.9%。总体上，全年期水质劣于III类水的河长占总评价河长的17.4%， 图1. 长江流域1956~2016年均降水深/径流深变化趋势 Table 1 Interdecadal changes of precipitation depth and runoff depth of Yangtze River basin from 1956 to 201 年代 降水深(mm) 径流深(mm) 径流量(亿m³) 1956~1959 1074 515 9185 1960~1969 1081 541 9647 1970~1979 1067 537 9570 1980~1989 1094 564 10，056 1990~1999 1107 584 10，406 2000~2009 1050 519 9262 2010~2016 1103 563 10，032 多年平均 1082 548 9777 表1. 长江流域1956~2016年均降水深/径流深年代际变化 主要超标项目为氨氮、总磷、化学需氧量、五日生化需氧量和高锰酸盐指数等。干流总体水质尚好，但城市江段岸边水域水质较差，支流部分河段(特别是一些重要城镇的河段)水质污染严重，部分水库、湖泊存在向富营养转化的趋势。 根据2016年流域内61个主要湖泊评价成果，全年期水质符合I~III类标准的湖泊占16.4%。61个湖泊共评价水面面积10，942 km 2 ，水质符合I~III类标准的水面面积占16.3%；IV类占72.3%；V类占8.1%；劣V类占3.3%。主要超标项目为总磷、氨氮、五日生化需氧量等。从营养状态看，长江流域的中营养湖泊占16.4%；轻度富营养湖泊占47.5%；中度富营养湖泊占36.1%。 2016年监测评价省界断面164个，全年期评价147个省界断面水质为I~III类，8个断面水质为IV类，5个断面水质为V类，4个断面水质为劣V类，超标断面数占评价断面数的10.4%，主要超标项目为总磷、氨氮、五日生化需氧量和高锰酸盐指数等。 2016年评价纳入国务院批复的《全国重要江河湖泊水功能区划(2011~2030年)》中的重要水功能区1195个。全指标评价，达标水功能区882个，占水功能区评价总数的73.8%。按照河流、湖(库)分类，河流型水功能区评价河长45，625 km，河长达标率为79.2%；湖(库)评价面积8034 km 2 ，面积达标率为27.2%。未达标水功能区的主要超标项目为总磷、氨氮、溶解氧、高锰酸盐指数和五日生化需氧量。
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user: 3. 长江流域水资源开发利用状况 3.1. 水资源开发及供用水现状 新中国成立以来，特别是改革开放以来，党和国家始终高度重视水利工作，兴建了大量的水利工程，对长江流域防御洪旱灾害、保证农业持续稳定增产、保障工业及城镇生活供水、解决边远山区和牧区居民和牲畜饮水，以及保护生态环境等方面做出了重要贡献，为流域的经济和社会快速发展提供了保障。根据长江流域第一次全国水利普查成果 [ 5 ] 统计，长江流域内已建成大、中、小型供水水库5.16万座，总库容3607亿m 3 ，兴利库容1800亿m 3 ，防洪库容766亿m 3 ；已建水电站9928座，装机容量总计18，823万kW；已建水闸3.82万座，泵站4.42万处；已建引调水工程37处，设计引水流量2543 m 3 /s，设计年引水量214亿m 3 ；已建农村供水工程2234万处，塘坝387万处。 根据长江流域水资源公报 [ 4 ] ，2016年，长江流域总供用水量为2039亿m 3 ，其中地表水源供水量1958亿m 3 ，地下水源供水量69亿m 3 ，其他水源供水量12亿m 3 。总用水量中，农业968亿m 3 (农田灌溉872亿m 3 ，林牧渔畜业96亿m 3 )，工业735亿m 3 ，生活312亿m 3 (城镇居民生活248亿m³，农村居民生活64亿m 3 )，河道外生态用水量23亿m 3 ，农业、工业、生活、生态用水量分别占总用水量的47.5%、36.1%、15.3%和1.1%。流域水资源开发利用率为17.1%，低于全国平均值。2016年，长江流域人均用水量446 m 3 ，万元GDP用水量76 m 3 ，万元工业增加值用水量为71 m 3 ，农田灌溉亩均用水量为411 m 3 ，城镇居民生活用水指标为154 L/(人·日)，城镇公共生活用水量106 L/(人·日)，农村居民生活用水指标为89 L/(人·日)。总体来看，长江流域水资源仍具有较大的节水潜力。 3.2. 供用水变化趋势 1980~2016年长江流域供水量从1325亿m 3 增加到2039亿m 3 ，增加713亿m 3 ，年均增加19.8亿m 3 ，供水量年均增长率1.20%。地表水供水量从1263亿m 3 增加到1958亿m 3 ；地下水供水量从59.6亿m 3 增加到68.7亿m 3 ，其他水源供水量从2.4亿m 3 增加到12.2亿m 3 。 1980~2016年长江流域生活用水量由83.9亿m 3 增加到312亿m 3 ，占总用水量的比例由6.3%提高到16.4%，工业用水量由198亿m 3 增加到735亿m 3 ，占总用水量的比例由14.9%提高到36.1%，农业用水量由1044亿m 3 减少到968亿m 3 ，占总用水量的比例由78.8%下降到47.5%。长江流域1980~2016年用水量变化过程见图2。 图2. 长江流域1956~2016年用水量变化趋势 3.3. 水资源及开发利用存在的问题 长江流域水资源总量虽较丰沛，但时空分布不均，供水工程不足，水资源开发利用仍存在以下问题 [ 1 ] ：一是局部地区供用水矛盾较为突出，根据长江流域综合规划现状供需平衡结果表明，50%、75%、90%保证率情况全流域分别缺水14亿m 3 、38亿m 3 和101亿m 3 ，主要集中在四川盆地腹地、滇中高原、黔中、湘南湘中、赣南、唐白河、鄂北岗地等地区；二是工程性、资源性和水质性缺水并存，以工程性缺水为主，上游和河源的局部地区存在资源性缺水问题，下游地区特别是一些沿江城市和部分湖泊存在水质性缺水情况，局部地区存在深层承压水利用量较大的现象；三是部分农村饮水安全缺乏保障，尤以高氟水、高砷水、苦咸水分布区及血吸虫病疫区更为严重；四是用水效率不高，水资源利用方式还很粗放，节水管理与节水技术还比较落后，用水浪费现象仍较严重。解决这些问题的方式主要还是通过工程手段和非工程手段，工程手段主要是通过新建水利工程增加供水能力，加强城镇废污水收集管网及污水处理厂能力建设等，非工程手段主要是通过最严格水资源管理制度和水生态文明建设，依据水资源综合规划、水量分配及总量控制指标解决配置问题，开源节流解决供需问题，加大水资源保护力度解决水环境问题。