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普通雨量器降水量观测误差的分析论文
【论文关键词】普通雨量器 降水量 观测误差 分析
【论文摘要 】 本文分析了普通雨量器降水量观测过程中引起降水量误差的原因,并依据SL21—90《降水量观测规范》的有关规定对普通雨量器降水量观测误差的控制做了明确的要求，对基层测站的实际工作具有指导性作用。
1、导言
普通雨量器是使用时间最长，而且设置最广泛的降水量观测仪器，它采取了把自然降水量通过已知一定面积的承水口收集后导入储水瓶，然后再将收集到的降水量用专用量杯量取的方法测取，所以它构造简单，使用方便，是基层测站常用的降水量观测仪器之一。但在观测过程中和其它水文观测项目一样，由于受一些因素的影响难免存在一些观测误差，下面就其存在的误差进行探讨。
2、误差来源
湿润误差
普通雨量器的承雨器和储水平内壁对部分降雨的吸附造成的水量损失，称湿润误差。湿润误差是负向系统误差，使观测的降水量系统偏小。湿润误差与雨量器的材料、结构以及风速、空气湿度和气温有关。雨量器内壁越光滑，口径越小，承雨器湿润面积越小，湿润误差越小。风速大、湿度小、气温高，湿润误差就大。
湿润误差包括承雨器和储水瓶两部分，用下式计算：
△pω=（C1+C2）n (1)
式中：△pω—为等时段降雨量观测的湿润误差（mm）；
C1、C2—分别为承雨器和储水瓶一次降水量观测中的湿润误差（mm）；
n—为该时段内雨量器的湿润次数。
SL21—90《降水量观测规范》指出，每年降水量的湿润损失一般为—，一年累计湿润误差可使降水量偏小2%左右；降微量小雨次数多的干旱地区，年湿润损失可达10%。
蒸发误差
降水停止到观测时刻或降水间歇期间雨量器储水瓶中水分蒸发造成的损失，称蒸发误差。蒸发误差属负向系统误差。蒸发误差可用下式计算：
Δpe=edhd+enhn （2）
式中Δpe—为时段降水观测蒸发误差（mm）；
ed、en—分别为雨量器白天和夜间蒸发损失率（mm/h）；
hd、hn—分别为时段降水观测中白天和夜间的蒸发时间（h）。
降水观测蒸发损失与观测站所处的区域的气候条件有关，而且随季节不同而变化，所以蒸发误差的有关参数必须通过实验确定，不可盲目借用。
SL21—90《降水量观测规范》指出，蒸发损失量可占年降水量的1—4%。
溅水误差
较大的落在地面上，可溅起—高，并形成一层雨雾随风飘入雨量器内，使观测的降水量大于实际降水量，这项误差称为溅水误差。溅水误差属于正向系统误差。
实践证明带风圈的雨量器溅水误差可使年降水量偏大1%。
地面雨量器的溅水误差可使年降水量偏大—1%。
动力误差
风对雨量器承受降水的干扰造成水量损失，称动力误差。动力误差由飘溢现象产生。飘溢现象是指降雨或降雪时部分降雨或降雪不落入雨量器中的现象。飘溢现象主要是由于雨量器在大风气流中发生流严重变形而产生的，此时经过雨量器上方的气流和雨点的迹线几乎与地面平行，使雨滴飘走而不是落在雨量器内，雪中的比重更小，因而飘溢现象更严重。
动力损失等于雨量器捕捉降水量与实际降水量之间的差值。由于观测降水时多种因素影响，很难确定出实际降水量或真值降水量，而地面雨量器受风的影响较小，也就是说，不管风速有多大，地面风速总为零。雨滴又总要活在地面上，所以在无雨是溅入和风吹雪的干扰时，地面雨滴是捕捉的降水量接近实际降水量。
仪器误差
这里的仪器误差，是仪器作为工厂的合格产品本身具有的误差，不包括仪器现场安装调试不合格、器口安装不水平等认为原因产生的误差。
承雨器环口直径加工误差
设实际降水量为p0，承雨器环口标准内径为D0,含有加工误差的直径为D，由此观测的降水量为p，由于
(3)
应用权对标准差传播体，得
S(p)=2S（D） （4）
SL21—90《降水量观测规范》规定，雨量器承雨器口内径采用200mm，允许误差为,相对误差为，以此作为限差，得器口加工误差标准差S（D）=，由此引起的降水量观测误差标准差为
S (p)=2S（D）= %
当降水量p=10mm时，承雨器器口误差引起的降水量误差标准差S（p）=。
量雨杯示值误差
量雨杯的内径为40mm，截面积为，承雨器截面积为，是量雨杯的25倍，亦即将雨器收集到的1mm深的降水倒入量雨杯内，水柱则有25mm高；这就等于将降水深度放大了25倍，从而提高降水测量精度。
测记误差
SL21—90《降水量观测规范》要求，降水量观测要求记至，其相应标准差为。
其他误差
观测场距离建筑物或树木太近、仪器承雨口不水平等，都可以给降水量带来较大误差，但只要按SL21—90《降水量观测规范》的要求操作，这些误差时可以减小或完全避免的。
3、消除误差的'方法
溅水
雨水溅失对于大多数雨量器来说约为，可视为器差，很容易消除。
蒸发
蒸发引起的误差则与许多因素有关，基层测站站的地理位置，气象条件（温度、风、湿度），还有仪器本身的结构、材料等。据多年工作经验得知,各种类型的雨量器由于蒸发引起的平均误差占年降水量的3-6%,单独的观测误差是。
为了减小蒸发的影响，一是要求承雨器的接雨面一定要光滑，使雨水到达接雨面很快通过漏斗；减少雨水的沾附；二是降雨一经停止时，立即进行测量，特别是在炎热的夏季和湿度较小的干燥季节，要及时量取由蒸发引起降水量的损失。
动力
风是造成影响准确地测量降水量的主要原因，风往往导致仪器测得的降水量偏小，降雨时，观测误差取决于降雨类型，确切地说取决于雨滴大小和风速。而在固态降水时，被风吹走的降雪量随风速的增大而增加。所以理想的条件应该是：雨量器器口上空能形成平行的气流，避免有风的局地加速度，尽可能减少冲击器壁气流或湍流。在仪器安装时，避免装在过于空旷和四周有高大的树林或建筑物的地方。风是随着高度的增加而增大的，因此雨量器内收集的降水量随着仪器安置高度的增加而减少。所以雨量器的器口高度应尽可能低一些，低到能防止从地面可能溅入雨水为度。《降水量观测规范》统一规定为为普通雨量器的高度70cm。
4、结论
湿润误差、蒸发误差和动力误差属于负向系统误差，其中湿润误差和蒸发误差的确定还比较容易，但确定动力误差却比较复杂，为探讨动力损失与相关因素的关系，可在区域内选择若干雨量站展开地面雨量器与标准高度雨量器对比观测实验。动力损失Δpa用捕捉率来表示，两者关系为
Δpa=pm（1- ） (5)
(6)
式中pm—为标准高度雨量器观测降水量；
Pg—为地面雨量器观测降水量；
R—为捕捉率，捕捉率越大，动力损失越小，当R=1时，Δpa=0。
基层测站对降水量观测值，一般不对上述系统误差进行修正；但应对这些误差有所认识，在观测中按SL21—90《降水量观测规范》要求采取措施尽量减少上述误差。尽可能将误差控制在1—2%以内。
在要求较高的水平衡分析和水资源评价中，如需考虑上述误差，可通过实验确定有关参数。
参 考 文 献：SL21—90《降水量观测规范》。
关于北京地区近51年来蒸发降水趋势的研究
蒸发和沸腾都是汽化现象，是汽化的两种不同方式。蒸发是在液体表面发生的汽化过程，沸腾是在液体内部和表面上同时发生的剧烈的汽化现象，下面是我为大家带来的关于北京地区近51年来蒸发降水趋势的研究的论文范文，仅供参考!
论文摘要： 58~2008 年51 年北京地区诸项气象资料运用彭曼公式进行计算，得到其潜在蒸发值。应用Mann-Kendall 非参数统计检验方法,定量分析了不同时间尺度的各气象要素，降水和潜在蒸发的变化趋势。分析结果表明，北京地区潜在蒸发呈上升趋势，降水补给呈下降趋势，这对于供水保障是十分不利的。将造成水资源总量的下降，引起用水困难，加剧区域水资源供需矛盾，造成水资源短缺等一系列干旱问题。
论文关键词： 潜在蒸发;降水;Mann-Kendall 法;北京
中国北京地区气候干旱, 水分短缺, 蒸发的任何变化都将对水分平衡和农业生产产生重要影响[1]。潜在蒸发是表征大气蒸发能力的一个量度, 它标志大气中存在着一种控制充分湿润下垫面蒸发过程的能力, 是评价气候干旱程度的重要指标之一。通常是利用气象要素计算得出。同时，大气降水也是水循环中的一个重要环节，是水资源的重要补给源，近年来全球气候变暖和大规模人类活动使得水文循环发生巨大的变化，加剧了水资源问题的复杂性。同时分析蒸发和降水的变化趋势，不仅具有重要的实际意义，也能为区域发展决策提供科学依据，有利于了解区域内水资源变化的'特性。
1 研究内容
研究区概况北京地区处于中纬，在东亚大陆的东端，气候受蒙古高压的控制，因此具有大陆性季风区的特点，所以北京地区四季分明，其气候特点是春季多风，夏季闷热多雨，秋季舒爽，冬季寒冷干燥。又由于北京境内地形复杂，山地平原高差悬殊，因此，局部地区又具有明显的气候垂直地带性。
研究方法为对比分析不同气候条件下区域各气象要素，降水和潜在蒸发的变化工程硕士趋势及其对大气水文循环的影响，应用1958~2008 年51 年北京地区诸项气象资料--气温，相对湿度，风速和日照时数的日观测值，运用彭曼公式进行计算，得到其潜在蒸发值[4]。应用Mann-Kendall非参数统计检验方法,定量分析了不同时间尺度的各气象要素，降水和潜在蒸发的变化趋势。
潜在蒸发计算-penman 公式由彭曼公式的表达式可知，彭曼公式由两部分加权而得，其中，第一部分为水体吸收净辐射热量引起的蒸发，第二部分为风速饱和差引起的蒸发[10]。
分别为其权重因子。其中， Δ 是指气温为a t 时饱和水气压曲线之坡度，为温度计常数，当温度以摄氏计，水汽压以毫巴(mbar)计时，其值为。
趋势检验方法本文采用Mann-Kendall 方法(MK 法)对北京地区的气象要素，潜在蒸发和降水量进行趋势检验。MK 法是一种非参数趋势检验方法，通过计算Kendall 统计量τ ，方差2τσ ，标准化变量M 判断序列变化趋势显著性[6]：
M 为正，系列具有上升或增加趋势;M为负，系列具有下降或减少的趋势。若M 的绝对值大于或等于、 和，分别表示通过了信度90%、95%、99%的显著性趋势检验”
2 潜在蒸发变化趋势研究
年尺度分析年尺度潜在蒸发趋势，北京电子工程站潜在蒸发值呈较为明显的上升趋势，上升幅度为统计值为，通过信度为95%的显著性检验。
北京站年尺度气温，日照时数，相对湿度，风速等气象要素的变化趋势见图2，其M-K检验统计值分别为，， 和。在北京站，气温的变化趋势最为明显，然后依次是日照时数，相对湿度和风速。气温呈明显上升趋势，通过了信度为99%的显著性检验。相对湿度，日照时数和风速均呈下降趋势，并通过信度为99%，99%和90%的显著性检验。年份累积降水量(mm)降水趋势北京地区降水量呈下降趋势，下降幅度为,其MK 统计值为，并通过信度90%的显著性检验。具有明显的下降趋势。
综合以上年尺度分析结果可知，北京地区在1958~2008 年的51 年期间，气温呈显著上升趋势，这可能受整个全球气候变暖的影响。潜在蒸发也呈明显上升趋势[7][8]，而降水补给呈下降趋势。这对于水资源保障是十分不利的因素，将造成水资源总量的下降，引起用水困难，加剧区域水资源供需矛盾，引发水资源短缺等一系列干旱问题[9]。
季尺度分析著性检验，且气温呈显著上升的趋势而日照时数呈显著下降的趋势，风速与相对湿度分别通过信度为90%，95%的显著性检验，且都呈下降趋势，又考虑到潜在蒸发虽未通过信度检验，但呈微弱上升趋势，说明在春季，气温和相对湿度的变化趋势对潜在蒸发的促进水利工程作用程度略大于风速与日照时数的变化趋势对潜在蒸发的抑制作用。
并且在春季，北京地区的降水通过了信度为95%的显著性检验，说明北京的春季降水量呈比较显著的上升趋势，原因可能是受蒙古大陆性气团影响;夏季，变化趋势最明显的气象要素为日照时数、相对湿度和风速，都通过信度为99%的显著性检验，且日照时数和相对湿度的变化呈下降趋势，而风速的变化呈上升趋势。气温呈上升趋势且通过信度为95%的显著性检验。潜在蒸发在气温，相对湿度，风速的共同促进作用下，呈现显著的上升趋势，且通过的信度为95%的显著性检验。
但降水量呈显著的下降趋势，这种蒸发显著上升而降水量显著下降的趋势会加剧北京地区夏季的水资源供需矛盾，对社会经济产生不利的影响;秋季，变化趋势最明显的气象要素又变为日照时数、相对湿度和潜在蒸发，都通过信度为99%的显著性检验，且日照时数与相对湿度呈下降趋势，潜在蒸发呈上升趋势。由于风速与气温的变化极其微弱，我们可以认为，在秋季相对湿度的变化趋势对潜在蒸发的促进作用远远大于日照时数减少对潜在蒸发的抑制作用。可以清楚的看出，降水量在秋季的变化趋势非常微弱，因此这种蒸发显著上升而降水量变化不明显的现象同样会对北京地区的水资源供需状况造成不利的影响;
冬季，变化趋势最明显的气象要素只剩下风速，呈下降趋势，且通过了信度为99%的显著性检验，其次是气温和日照时数的变化，均过信度为95%的显著性检验，且变化趋势分别为上升和下降，降水、潜在蒸发与相对湿度的变化趋势都很微弱，因此可以判断气温上升对潜在蒸发的促进作用与日照时数下降对潜在蒸发的抑制作用基本相当，相互抵消，从而导致潜在蒸发的变化趋势非常微弱。考虑到北京地区的水资源供需矛盾比较突出，这种蒸发和降水的变化趋势仍会对该地区的水资源状况产生负面作用。
3 结论
本文给出了以下结论：
(a) 从年尺度和季尺度的分析结果来看，北京地区1958~2008 年51 年间，随着各气象要素的变化，潜在蒸发呈明显上升趋势，而补给项大气降水呈明显下降趋势[10]。
(b) 北京地区的水资源供需矛盾较为突出，这种蒸发和降水的变化趋势会对该地区的水资源状况产生负面作用，引起用水困难，加剧区域水资源供需矛盾，造成水资源短缺等一系列干旱问题。
参考文献
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[编辑本段]什么是全球变暖 全球变暖指的是在一段时间中，地球的大气和海洋温度上升的现象，主要是指人为因素造成的温度上升。原因很可能是由于温室气体排放过多造成。 全球气候变暖是一种“自然现象”。由于人们焚烧化石矿物以生成能量或砍伐森林并将其焚烧时产生的二氧化碳等多种温室气体，由于这些温室气体对来自太阳辐射的可见光具有高度的透过性，而对地球反射出来的长波辐射具有高度的吸收性，也就是常说的“温室效应”，导致全球气候变暖。近100多年来，全球平均气温经历了冷－暖－冷－暖两次波动，总的看为上升趋势。进入八十年代后，全球气温明显上升。全球变暖的后果，会使全球降水量重新分配，冰川和冻土消融，海平面上升等，既危害自然生态系统的平衡，更威胁人类的食物供应和居住环境。[编辑本段]全球气候变暖的背景 全球变暖是指全球气温升高。近100多年来，全球平均气温经历了冷－暖－冷－暖两次波动，总的看为上升趋势。进入八十年代后，全球气温明显上升。 1981～1990年全球平均气温比100年前上升了℃。导致全球变暖的主要原因是人类在近一个世纪以来大量使用矿物燃料（如煤、石油等），排放出大量的CO2等多种温室气体。由于这些温室气体对来自太阳辐射的可见光具有高度的透过性，而对地球反射出来的长波辐射具有高度的吸收性，也就是常说的“温室效应”，导致全球气候变暖。 全球变暖的后果，会使全球降水量重新分配，冰川和冻土消融，海平面上升等，既危害自然生态系统的平衡，更威胁人类的食物供应和居住环境。 出现全球变暖趋势的具体原因是，人们焚烧化石矿物以生成能量或砍伐森林并将其焚烧时产生的二氧化碳进入了地球的大气层。政府间气候变化问题小组根据气候模型预测，到2100年为止，全球气温估计将上升大约摄氏度(华氏度)。根据这一预测，全球气温将出现过去10,000年中从未有过的巨大变化，从而给全球环境带来潜在的重大影响。 为了阻止全球变暖趋势，1992年联合国专门制订了《联合国气候变化框架公约》，该公约于同年在巴西城市里约热内卢签署生效。依据该公约，发达国家同意在2000年之前将他们释放到大气层的二氧化碳及其它“温室气体”的排放量降至1990年时的水平。另外，这些每年的二氧化碳合计排放量占到全球二氧化碳总排放量60%的国家还同意将相关技术和信息转让给发展中国家。发达国家转让给发展中国家的这些技术和信息有助于后者积极应对气候变化带来的各种挑战。截止2004年5月，已有189个国家正式批准了上述公约。[编辑本段]全球变暖的历史与预测 全球变暖是真实的，而且正在进行！ 主流科学界一致对全球变暖是越来越清楚了，每天在改变我们的气候都是真实的，他们也正在进行中。在20世纪末年初以来，表面平均温度的地球增加了约 （ 摄氏度） 。在过去的40年中，气温上升约 （ 摄氏度） 。在过去400-600年，全球变暖，在20世纪是更超过历史上任何一个时间， 7分之10的年，在20世纪发生在20世纪90年代，由于其中一个最强劲的下午1998是最热的一年，因为可靠的温度测量开始的。 此外，变化，在自然环境支持的事实，即地球正在变暖; 山区giaciers也在逐渐消退; 在过去四十年里，北极冰厚度已经下跌了大约40 ％ ; 全球海平面上升了约快三倍超过了过去的100年相比在以前的3000年里 有越来越多的研究显示，植物和动物改变其范围和行为回应气候。 根据仪器记录，相对于1860年至1900年期间，全球陆地与海洋温度上升了摄氏度。自1979年，陆地温度上升速度比海洋温度快一倍（陆地温度上升了摄氏度，而海洋温度上升了摄氏度）。根据卫星温度探测，对流层的温度每十年上升摄氏度至度。在1850年前的一两千年，虽然曾经出现中世纪温暖时期与小冰河时期，但是大众相信全球温度是相对稳定的。 根据美国国家航空航天局戈达德太空研究所的研究报告估计，自1800年代有测量仪器广泛地应用开始，2005年是最温暖的年份，比1998年的记录高了摄氏百分之几度。 世界气象组织和英国气候研究单位也有类似的估计，曾经预计2005年是仅次于1998年第二温暖的年份。 在人类近代历史才有一些温度记录。这些记录都来自不同的地方，精确度和可靠性都不尽相同。在1860年才有类似全球温度仪器记录，相信当年的记录很少受到城市热岛效应的影响。从最近的千禧年内的多方记录所展示的长远展望，在过去1000年的温度记录中可以看到有关的讨论及其中的差异。最近50年的气候转变的过程是十分清晰，全赖详细的温度记录。到了1979年，人类更开始利用卫星温度测量来量度对流层的温度。 在2000年后，各地的高温记录经常被打破。譬如：2003年8月11日，瑞士格罗诺镇录得摄氏度，破139年来的记录。同年，8月10日，英国伦敦的温度达到摄氏，破了1990年的记录。同期，巴黎南部晚上测得最低温度为摄氏度，破了1873年以来的记录。8月7日夜间，德国也打破了百年最高气温记录。在2003年夏天，台北、上海、杭州、武汉、福州都破了当地高温记录，而中国浙江省更快速地屡破高温记录，67个气象站中40个都刷新记录。2004年7月，广州的罕见高温打破了五十三年来的记录。2005年7月，美国有两百个城市都创下历史性高温记录。2006年8月16日，重庆最高气温高达43度。台湾宜兰在2006年7月8日温度高达度，破了1997年的记录。2006年11月11日是香港整个十一月最热的一日，最高气温高达度，比1961年至1990年的平均最高温度还要高。 据新华社电美国科学家研究发现，古代农业活动曾使世界避免进入新冰川期。这说明，人类活动引起全球气候变暖可能持续了数千年。研究人员说，砍倒大树并开垦第一片田地的史前农民使大气中甲烷和CO 2等温室气体含量发生了很大变化，全球气温因此逐渐回升。 美国弗吉尼亚大学教授拉迪曼说：“要不是早期农业带来的温室气体，目前地球气温很可能还是冰川时期的气温。”拉迪曼承认，研究结果非常容易引起争议。 美国国家大气研究中心17日说，科学家通过两项最新研究预测，即使现在全世界温室气体的排放量稳定在2000年的水平，本世纪全球变暖和海平面上升的趋势已经不可逆转。 国家大气研究中心的科学家在18日出版的《科学》杂志上连续发表两篇论文，从不同角度预测了全球气候变化的趋势。他们的成果将由联合国下属的政府间气候变化专家委员会评估，收录到2007年公布的下一份全球气候变化报告中。 在第一篇论文中，国家大气研究中心的魏格雷提出了一个较简单的数学模型来理解全球气候变化。他认为，由于海洋存在“热惯性”，对温室气体等外界影响的反应有所滞后，本世纪全球变暖的趋势只不过是以前排放温室气体的后果。 据魏格雷预测，到2400年，已存在于大气中的温室气体成分，将至少使全球平均气温升高1摄氏度；不断新排放的温室气体，又将导致全球平均气温额外升高2至6摄氏度。这两个因素还会分别引起海平面每世纪上升10厘米和25厘米。 他在论文中说，要遏制气候变暖的趋势，现在就必须将全球温室气体排放控制在极其低的水平，即使这样海平面上升的趋势恐怕也难以避免，每世纪10厘米的上升速度可能是最乐观的预测。 由杰拉尔德·梅尔等人发表的第二篇论文则预测，由于“热惯性”的存在，即使本世纪中人类不向大气排放任何温室气体，到2100年全球平均气温也将至少升高摄氏度，海平面将上升11厘米以上，其中海平面上升的速度比科学家早先的预测值高了一倍多。梅尔对此解释说，这是因为以前的预测没有考虑到冰川融化等的影响。 梅尔的研究小组用两套数学模型，借助超级计算机模拟了全球温室气体排放量分别为低、中、高时的气候和海平面变化情况。[编辑本段]全球变暖的条件 地球气候变暖和人类大量排放温室气体导致温室效应有关。但日本和丹麦科研人员近日指出，温室气体增加并非导致气候变暖的惟一原因，太阳活动变化在其中也起到了推动作用。 据《日本经济新闻》报道，日本横滨国立大学环境信息研究院的伊藤公纪教授制作了一张图表。从图上看，过去200年间地球平均气温和太阳磁场强度的变化曲线基本吻合。伊藤公纪由此推断，太阳活动对气候变暖也有影响，仅用温室气体增加解释气候变暖可能不够全面。 太阳活动对地球气温的影响已被专家们关注了很长时间。一般来说，太阳黑子多的时候，太阳活动剧烈。比如史料曾记载，公元17世纪时太阳黑子很少出现，当时的地球气候也相对寒冷。但地面获得的探测信息也显示，太阳活动强弱变化引起的太阳辐射能量变化幅度仅为，如此微小的变化似乎不足以对气候造成太大影响。 然而，最近国际空间科学界出现了一种假说，认为太阳活动的变化会改变地球上空的云量，“放大”太阳对地球的影响，从而左右气候变化。提出这种假说的丹麦科学家推测，射向地球的宇宙射线可较稳定地使部分大气离子化，使云容易生成，从而吸收太阳的大量辐射，降低地球温度。但是，太阳活动高峰时释放出的高速带电粒子流，能干扰宇宙射线射向地球，使云不易形成，进而导致地球温度升高。目前，丹麦科研人员正在研究与云形成有关的各种因素，以论证上述假说。 也有日本专家提出，虽然太阳辐射能量的变化幅度只有，但他们发现这种能量变化能使地球大气对于太阳紫外线的吸收量变化幅度达到百分之几，这种吸收量的增加会使大气臭氧层温度升高。日本气象研究所第二研究部负责人小寺邦彦表示，臭氧层温度的变化会波及对流层，从而对寒流和季风造成影响，但目前尚不清楚上述机制能对地球气候变暖产生多大影响。为了继续研究这个课题，小寺邦彦等人组成的国际研究小组已于去年开始工作。[编辑本段]全球变暖的原因 全球变暖的原因很多，概括以后有以下几点： 1.人口剧增因素 近年来人口的剧增是导致全球变暖的主要因素之一。同时，这也严重地危肋着自然生态环境间的平衡。这样多的人口，每年仅自身排放的二氧化碳就将是一惊人的数字，其结果就将直接导制大气中二氧化碳的含量不断地增加，这样形成的二氧化碳“温室效应”将直接影响着地球表面气候变化。 2.大气环境污染因素 目前，环境污染的日趋严重已构成一全球性重大问题，同时也是导致全球变暖的主要因素之一。现在，关于全球气候变化的研究已经明确指出了自上个世纪末起地球表面的温度就已经开始上升。 3.海洋生态环境恶化因素 目前，海平面的变化是呈不断地上升趋势，根据有关专家的预测到下个世纪中叶，海平面可能升高50cm。如不采取及对措施，将直接导致淡水资源的破坏和污染等不良后果。另外，陆地活动场所产生的大量有毒性化学废料和固体废物等不断地排入海洋；发生在海水中的重大泄(漏)油事件等以及由人类活动而引发的沿海地区生态环境的破坏等都是导致海水生态环境遭破坏的主要因素。 4.土地遭侵蚀、沙化等破坏因素 5.森林资源锐减因素 在世界范围内，由于受自然或人为的因素而造成森林面积正在大幅度地锐减。 6.酸雨危害因素 酸雨给生态环境所带来的影响已越来越受到全世界的关注。酸雨能毁坏森林，酸化湖泊，危及生物等。目前，世界上酸雨多集中在欧洲和北美洲，多数酸雨发生在发达国家，一些发展中国家，酸雨也在迅速发生、发展。 7.物种加速绝灭因素 地球上的生物是人类的一项宝贵资源，而生物的多样性是人类赖以生存和发展的基础。但是目前地球上的生物物种正在以前所未有的速度消失。 8.水污染因素 据全球环境监测系统水质监测项目表明，全球大约有10%的监测河水受到污染，本世纪以来，人类的用水量正在急剧地增加，同时水污染规模也正在不断地扩大，这就形成了新鲜淡水的供与需的一对矛盾。由此可见，水污染的处理将是非常地迫切和重要。 9.有毒废料污染因素 不断增长的有毒化学品不仅对人类的生存构成严重的威胁，而且对地球表面的生态环境也将带来危害。 10地球周期性公转轨迹的变动 地球周期性公转轨迹由椭圆行变为圆形轨迹，距离太阳更近。根据某科学家的研究地球的温度曾经出现过高温和低温的交替，是有一定的规律性的。
关于北京地区近51年来蒸发降水趋势的研究
蒸发和沸腾都是汽化现象，是汽化的两种不同方式。蒸发是在液体表面发生的汽化过程，沸腾是在液体内部和表面上同时发生的剧烈的汽化现象，下面是我为大家带来的关于北京地区近51年来蒸发降水趋势的研究的论文范文，仅供参考!
论文摘要： 58~2008 年51 年北京地区诸项气象资料运用彭曼公式进行计算，得到其潜在蒸发值。应用Mann-Kendall 非参数统计检验方法,定量分析了不同时间尺度的各气象要素，降水和潜在蒸发的变化趋势。分析结果表明，北京地区潜在蒸发呈上升趋势，降水补给呈下降趋势，这对于供水保障是十分不利的。将造成水资源总量的下降，引起用水困难，加剧区域水资源供需矛盾，造成水资源短缺等一系列干旱问题。
论文关键词： 潜在蒸发;降水;Mann-Kendall 法;北京
中国北京地区气候干旱, 水分短缺, 蒸发的任何变化都将对水分平衡和农业生产产生重要影响[1]。潜在蒸发是表征大气蒸发能力的一个量度, 它标志大气中存在着一种控制充分湿润下垫面蒸发过程的能力, 是评价气候干旱程度的重要指标之一。通常是利用气象要素计算得出。同时，大气降水也是水循环中的一个重要环节，是水资源的重要补给源，近年来全球气候变暖和大规模人类活动使得水文循环发生巨大的变化，加剧了水资源问题的复杂性。同时分析蒸发和降水的变化趋势，不仅具有重要的实际意义，也能为区域发展决策提供科学依据，有利于了解区域内水资源变化的'特性。
1 研究内容
研究区概况北京地区处于中纬，在东亚大陆的东端，气候受蒙古高压的控制，因此具有大陆性季风区的特点，所以北京地区四季分明，其气候特点是春季多风，夏季闷热多雨，秋季舒爽，冬季寒冷干燥。又由于北京境内地形复杂，山地平原高差悬殊，因此，局部地区又具有明显的气候垂直地带性。
研究方法为对比分析不同气候条件下区域各气象要素，降水和潜在蒸发的变化工程硕士趋势及其对大气水文循环的影响，应用1958~2008 年51 年北京地区诸项气象资料--气温，相对湿度，风速和日照时数的日观测值，运用彭曼公式进行计算，得到其潜在蒸发值[4]。应用Mann-Kendall非参数统计检验方法,定量分析了不同时间尺度的各气象要素，降水和潜在蒸发的变化趋势。
潜在蒸发计算-penman 公式由彭曼公式的表达式可知，彭曼公式由两部分加权而得，其中，第一部分为水体吸收净辐射热量引起的蒸发，第二部分为风速饱和差引起的蒸发[10]。
分别为其权重因子。其中， Δ 是指气温为a t 时饱和水气压曲线之坡度，为温度计常数，当温度以摄氏计，水汽压以毫巴(mbar)计时，其值为。
趋势检验方法本文采用Mann-Kendall 方法(MK 法)对北京地区的气象要素，潜在蒸发和降水量进行趋势检验。MK 法是一种非参数趋势检验方法，通过计算Kendall 统计量τ ，方差2τσ ，标准化变量M 判断序列变化趋势显著性[6]：
M 为正，系列具有上升或增加趋势;M为负，系列具有下降或减少的趋势。若M 的绝对值大于或等于、 和，分别表示通过了信度90%、95%、99%的显著性趋势检验”
2 潜在蒸发变化趋势研究
年尺度分析年尺度潜在蒸发趋势，北京电子工程站潜在蒸发值呈较为明显的上升趋势，上升幅度为统计值为，通过信度为95%的显著性检验。
北京站年尺度气温，日照时数，相对湿度，风速等气象要素的变化趋势见图2，其M-K检验统计值分别为，， 和。在北京站，气温的变化趋势最为明显，然后依次是日照时数，相对湿度和风速。气温呈明显上升趋势，通过了信度为99%的显著性检验。相对湿度，日照时数和风速均呈下降趋势，并通过信度为99%，99%和90%的显著性检验。年份累积降水量(mm)降水趋势北京地区降水量呈下降趋势，下降幅度为,其MK 统计值为，并通过信度90%的显著性检验。具有明显的下降趋势。
综合以上年尺度分析结果可知，北京地区在1958~2008 年的51 年期间，气温呈显著上升趋势，这可能受整个全球气候变暖的影响。潜在蒸发也呈明显上升趋势[7][8]，而降水补给呈下降趋势。这对于水资源保障是十分不利的因素，将造成水资源总量的下降，引起用水困难，加剧区域水资源供需矛盾，引发水资源短缺等一系列干旱问题[9]。
季尺度分析著性检验，且气温呈显著上升的趋势而日照时数呈显著下降的趋势，风速与相对湿度分别通过信度为90%，95%的显著性检验，且都呈下降趋势，又考虑到潜在蒸发虽未通过信度检验，但呈微弱上升趋势，说明在春季，气温和相对湿度的变化趋势对潜在蒸发的促进水利工程作用程度略大于风速与日照时数的变化趋势对潜在蒸发的抑制作用。
并且在春季，北京地区的降水通过了信度为95%的显著性检验，说明北京的春季降水量呈比较显著的上升趋势，原因可能是受蒙古大陆性气团影响;夏季，变化趋势最明显的气象要素为日照时数、相对湿度和风速，都通过信度为99%的显著性检验，且日照时数和相对湿度的变化呈下降趋势，而风速的变化呈上升趋势。气温呈上升趋势且通过信度为95%的显著性检验。潜在蒸发在气温，相对湿度，风速的共同促进作用下，呈现显著的上升趋势，且通过的信度为95%的显著性检验。
但降水量呈显著的下降趋势，这种蒸发显著上升而降水量显著下降的趋势会加剧北京地区夏季的水资源供需矛盾，对社会经济产生不利的影响;秋季，变化趋势最明显的气象要素又变为日照时数、相对湿度和潜在蒸发，都通过信度为99%的显著性检验，且日照时数与相对湿度呈下降趋势，潜在蒸发呈上升趋势。由于风速与气温的变化极其微弱，我们可以认为，在秋季相对湿度的变化趋势对潜在蒸发的促进作用远远大于日照时数减少对潜在蒸发的抑制作用。可以清楚的看出，降水量在秋季的变化趋势非常微弱，因此这种蒸发显著上升而降水量变化不明显的现象同样会对北京地区的水资源供需状况造成不利的影响;
冬季，变化趋势最明显的气象要素只剩下风速，呈下降趋势，且通过了信度为99%的显著性检验，其次是气温和日照时数的变化，均过信度为95%的显著性检验，且变化趋势分别为上升和下降，降水、潜在蒸发与相对湿度的变化趋势都很微弱，因此可以判断气温上升对潜在蒸发的促进作用与日照时数下降对潜在蒸发的抑制作用基本相当，相互抵消，从而导致潜在蒸发的变化趋势非常微弱。考虑到北京地区的水资源供需矛盾比较突出，这种蒸发和降水的变化趋势仍会对该地区的水资源状况产生负面作用。
3 结论
本文给出了以下结论：
(a) 从年尺度和季尺度的分析结果来看，北京地区1958~2008 年51 年间，随着各气象要素的变化，潜在蒸发呈明显上升趋势，而补给项大气降水呈明显下降趋势[10]。
(b) 北京地区的水资源供需矛盾较为突出，这种蒸发和降水的变化趋势会对该地区的水资源状况产生负面作用，引起用水困难，加剧区域水资源供需矛盾，造成水资源短缺等一系列干旱问题。
参考文献
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[5] 付学功，董晓丽，彭曼公式在河北平原的应用[J]，河北水利科技，1995,16(2)：8-12
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[8] 王萍，黄大英，张彤，2014 年南水北调引江水进京前首都水资源保障的思考，水资源[J],2010，1：30-31
[9] 陆龙泉，王国法，浙江省金衢盆地降水和蒸发变化及其周年分布，浙江农业学报[J]，2001，13(2) ：94～98.
普通雨量器降水量观测误差的分析论文
【论文关键词】普通雨量器 降水量 观测误差 分析
【论文摘要 】 本文分析了普通雨量器降水量观测过程中引起降水量误差的原因,并依据SL21—90《降水量观测规范》的有关规定对普通雨量器降水量观测误差的控制做了明确的要求，对基层测站的实际工作具有指导性作用。
1、导言
普通雨量器是使用时间最长，而且设置最广泛的降水量观测仪器，它采取了把自然降水量通过已知一定面积的承水口收集后导入储水瓶，然后再将收集到的降水量用专用量杯量取的方法测取，所以它构造简单，使用方便，是基层测站常用的降水量观测仪器之一。但在观测过程中和其它水文观测项目一样，由于受一些因素的影响难免存在一些观测误差，下面就其存在的误差进行探讨。
2、误差来源
湿润误差
普通雨量器的承雨器和储水平内壁对部分降雨的吸附造成的水量损失，称湿润误差。湿润误差是负向系统误差，使观测的降水量系统偏小。湿润误差与雨量器的材料、结构以及风速、空气湿度和气温有关。雨量器内壁越光滑，口径越小，承雨器湿润面积越小，湿润误差越小。风速大、湿度小、气温高，湿润误差就大。
湿润误差包括承雨器和储水瓶两部分，用下式计算：
△pω=（C1+C2）n (1)
式中：△pω—为等时段降雨量观测的湿润误差（mm）；
C1、C2—分别为承雨器和储水瓶一次降水量观测中的湿润误差（mm）；
n—为该时段内雨量器的湿润次数。
SL21—90《降水量观测规范》指出，每年降水量的湿润损失一般为—，一年累计湿润误差可使降水量偏小2%左右；降微量小雨次数多的干旱地区，年湿润损失可达10%。
蒸发误差
降水停止到观测时刻或降水间歇期间雨量器储水瓶中水分蒸发造成的损失，称蒸发误差。蒸发误差属负向系统误差。蒸发误差可用下式计算：
Δpe=edhd+enhn （2）
式中Δpe—为时段降水观测蒸发误差（mm）；
ed、en—分别为雨量器白天和夜间蒸发损失率（mm/h）；
hd、hn—分别为时段降水观测中白天和夜间的蒸发时间（h）。
降水观测蒸发损失与观测站所处的区域的气候条件有关，而且随季节不同而变化，所以蒸发误差的有关参数必须通过实验确定，不可盲目借用。
SL21—90《降水量观测规范》指出，蒸发损失量可占年降水量的1—4%。
溅水误差
较大的落在地面上，可溅起—高，并形成一层雨雾随风飘入雨量器内，使观测的降水量大于实际降水量，这项误差称为溅水误差。溅水误差属于正向系统误差。
实践证明带风圈的雨量器溅水误差可使年降水量偏大1%。
地面雨量器的溅水误差可使年降水量偏大—1%。
动力误差
风对雨量器承受降水的干扰造成水量损失，称动力误差。动力误差由飘溢现象产生。飘溢现象是指降雨或降雪时部分降雨或降雪不落入雨量器中的现象。飘溢现象主要是由于雨量器在大风气流中发生流严重变形而产生的，此时经过雨量器上方的气流和雨点的迹线几乎与地面平行，使雨滴飘走而不是落在雨量器内，雪中的比重更小，因而飘溢现象更严重。
动力损失等于雨量器捕捉降水量与实际降水量之间的差值。由于观测降水时多种因素影响，很难确定出实际降水量或真值降水量，而地面雨量器受风的影响较小，也就是说，不管风速有多大，地面风速总为零。雨滴又总要活在地面上，所以在无雨是溅入和风吹雪的干扰时，地面雨滴是捕捉的降水量接近实际降水量。
仪器误差
这里的仪器误差，是仪器作为工厂的合格产品本身具有的误差，不包括仪器现场安装调试不合格、器口安装不水平等认为原因产生的误差。
承雨器环口直径加工误差
设实际降水量为p0，承雨器环口标准内径为D0,含有加工误差的直径为D，由此观测的降水量为p，由于
(3)
应用权对标准差传播体，得
S(p)=2S（D） （4）
SL21—90《降水量观测规范》规定，雨量器承雨器口内径采用200mm，允许误差为,相对误差为，以此作为限差，得器口加工误差标准差S（D）=，由此引起的降水量观测误差标准差为
S (p)=2S（D）= %
当降水量p=10mm时，承雨器器口误差引起的降水量误差标准差S（p）=。
量雨杯示值误差
量雨杯的内径为40mm，截面积为，承雨器截面积为，是量雨杯的25倍，亦即将雨器收集到的1mm深的降水倒入量雨杯内，水柱则有25mm高；这就等于将降水深度放大了25倍，从而提高降水测量精度。
测记误差
SL21—90《降水量观测规范》要求，降水量观测要求记至，其相应标准差为。
其他误差
观测场距离建筑物或树木太近、仪器承雨口不水平等，都可以给降水量带来较大误差，但只要按SL21—90《降水量观测规范》的要求操作，这些误差时可以减小或完全避免的。
3、消除误差的'方法
溅水
雨水溅失对于大多数雨量器来说约为，可视为器差，很容易消除。
蒸发
蒸发引起的误差则与许多因素有关，基层测站站的地理位置，气象条件（温度、风、湿度），还有仪器本身的结构、材料等。据多年工作经验得知,各种类型的雨量器由于蒸发引起的平均误差占年降水量的3-6%,单独的观测误差是。
为了减小蒸发的影响，一是要求承雨器的接雨面一定要光滑，使雨水到达接雨面很快通过漏斗；减少雨水的沾附；二是降雨一经停止时，立即进行测量，特别是在炎热的夏季和湿度较小的干燥季节，要及时量取由蒸发引起降水量的损失。
动力
风是造成影响准确地测量降水量的主要原因，风往往导致仪器测得的降水量偏小，降雨时，观测误差取决于降雨类型，确切地说取决于雨滴大小和风速。而在固态降水时，被风吹走的降雪量随风速的增大而增加。所以理想的条件应该是：雨量器器口上空能形成平行的气流，避免有风的局地加速度，尽可能减少冲击器壁气流或湍流。在仪器安装时，避免装在过于空旷和四周有高大的树林或建筑物的地方。风是随着高度的增加而增大的，因此雨量器内收集的降水量随着仪器安置高度的增加而减少。所以雨量器的器口高度应尽可能低一些，低到能防止从地面可能溅入雨水为度。《降水量观测规范》统一规定为为普通雨量器的高度70cm。
4、结论
湿润误差、蒸发误差和动力误差属于负向系统误差，其中湿润误差和蒸发误差的确定还比较容易，但确定动力误差却比较复杂，为探讨动力损失与相关因素的关系，可在区域内选择若干雨量站展开地面雨量器与标准高度雨量器对比观测实验。动力损失Δpa用捕捉率来表示，两者关系为
Δpa=pm（1- ） (5)
(6)
式中pm—为标准高度雨量器观测降水量；
Pg—为地面雨量器观测降水量；
R—为捕捉率，捕捉率越大，动力损失越小，当R=1时，Δpa=0。
基层测站对降水量观测值，一般不对上述系统误差进行修正；但应对这些误差有所认识，在观测中按SL21—90《降水量观测规范》要求采取措施尽量减少上述误差。尽可能将误差控制在1—2%以内。
在要求较高的水平衡分析和水资源评价中，如需考虑上述误差，可通过实验确定有关参数。
参 考 文 献：SL21—90《降水量观测规范》。
普通雨量器降水量观测误差的分析论文
【论文关键词】普通雨量器 降水量 观测误差 分析
【论文摘要 】 本文分析了普通雨量器降水量观测过程中引起降水量误差的原因,并依据SL21—90《降水量观测规范》的有关规定对普通雨量器降水量观测误差的控制做了明确的要求，对基层测站的实际工作具有指导性作用。
1、导言
普通雨量器是使用时间最长，而且设置最广泛的降水量观测仪器，它采取了把自然降水量通过已知一定面积的承水口收集后导入储水瓶，然后再将收集到的降水量用专用量杯量取的方法测取，所以它构造简单，使用方便，是基层测站常用的降水量观测仪器之一。但在观测过程中和其它水文观测项目一样，由于受一些因素的影响难免存在一些观测误差，下面就其存在的误差进行探讨。
2、误差来源
湿润误差
普通雨量器的承雨器和储水平内壁对部分降雨的吸附造成的水量损失，称湿润误差。湿润误差是负向系统误差，使观测的降水量系统偏小。湿润误差与雨量器的材料、结构以及风速、空气湿度和气温有关。雨量器内壁越光滑，口径越小，承雨器湿润面积越小，湿润误差越小。风速大、湿度小、气温高，湿润误差就大。
湿润误差包括承雨器和储水瓶两部分，用下式计算：
△pω=（C1+C2）n (1)
式中：△pω—为等时段降雨量观测的湿润误差（mm）；
C1、C2—分别为承雨器和储水瓶一次降水量观测中的湿润误差（mm）；
n—为该时段内雨量器的湿润次数。
SL21—90《降水量观测规范》指出，每年降水量的湿润损失一般为—，一年累计湿润误差可使降水量偏小2%左右；降微量小雨次数多的干旱地区，年湿润损失可达10%。
蒸发误差
降水停止到观测时刻或降水间歇期间雨量器储水瓶中水分蒸发造成的损失，称蒸发误差。蒸发误差属负向系统误差。蒸发误差可用下式计算：
Δpe=edhd+enhn （2）
式中Δpe—为时段降水观测蒸发误差（mm）；
ed、en—分别为雨量器白天和夜间蒸发损失率（mm/h）；
hd、hn—分别为时段降水观测中白天和夜间的蒸发时间（h）。
降水观测蒸发损失与观测站所处的区域的气候条件有关，而且随季节不同而变化，所以蒸发误差的有关参数必须通过实验确定，不可盲目借用。
SL21—90《降水量观测规范》指出，蒸发损失量可占年降水量的1—4%。
溅水误差
较大的落在地面上，可溅起—高，并形成一层雨雾随风飘入雨量器内，使观测的降水量大于实际降水量，这项误差称为溅水误差。溅水误差属于正向系统误差。
实践证明带风圈的雨量器溅水误差可使年降水量偏大1%。
地面雨量器的溅水误差可使年降水量偏大—1%。
动力误差
风对雨量器承受降水的干扰造成水量损失，称动力误差。动力误差由飘溢现象产生。飘溢现象是指降雨或降雪时部分降雨或降雪不落入雨量器中的现象。飘溢现象主要是由于雨量器在大风气流中发生流严重变形而产生的，此时经过雨量器上方的气流和雨点的迹线几乎与地面平行，使雨滴飘走而不是落在雨量器内，雪中的比重更小，因而飘溢现象更严重。
动力损失等于雨量器捕捉降水量与实际降水量之间的差值。由于观测降水时多种因素影响，很难确定出实际降水量或真值降水量，而地面雨量器受风的影响较小，也就是说，不管风速有多大，地面风速总为零。雨滴又总要活在地面上，所以在无雨是溅入和风吹雪的干扰时，地面雨滴是捕捉的降水量接近实际降水量。
仪器误差
这里的仪器误差，是仪器作为工厂的合格产品本身具有的误差，不包括仪器现场安装调试不合格、器口安装不水平等认为原因产生的误差。
承雨器环口直径加工误差
设实际降水量为p0，承雨器环口标准内径为D0,含有加工误差的直径为D，由此观测的降水量为p，由于
(3)
应用权对标准差传播体，得
S(p)=2S（D） （4）
SL21—90《降水量观测规范》规定，雨量器承雨器口内径采用200mm，允许误差为,相对误差为，以此作为限差，得器口加工误差标准差S（D）=，由此引起的降水量观测误差标准差为
S (p)=2S（D）= %
当降水量p=10mm时，承雨器器口误差引起的降水量误差标准差S（p）=。
量雨杯示值误差
量雨杯的内径为40mm，截面积为，承雨器截面积为，是量雨杯的25倍，亦即将雨器收集到的1mm深的降水倒入量雨杯内，水柱则有25mm高；这就等于将降水深度放大了25倍，从而提高降水测量精度。
测记误差
SL21—90《降水量观测规范》要求，降水量观测要求记至，其相应标准差为。
其他误差
观测场距离建筑物或树木太近、仪器承雨口不水平等，都可以给降水量带来较大误差，但只要按SL21—90《降水量观测规范》的要求操作，这些误差时可以减小或完全避免的。
3、消除误差的'方法
溅水
雨水溅失对于大多数雨量器来说约为，可视为器差，很容易消除。
蒸发
蒸发引起的误差则与许多因素有关，基层测站站的地理位置，气象条件（温度、风、湿度），还有仪器本身的结构、材料等。据多年工作经验得知,各种类型的雨量器由于蒸发引起的平均误差占年降水量的3-6%,单独的观测误差是。
为了减小蒸发的影响，一是要求承雨器的接雨面一定要光滑，使雨水到达接雨面很快通过漏斗；减少雨水的沾附；二是降雨一经停止时，立即进行测量，特别是在炎热的夏季和湿度较小的干燥季节，要及时量取由蒸发引起降水量的损失。
动力
风是造成影响准确地测量降水量的主要原因，风往往导致仪器测得的降水量偏小，降雨时，观测误差取决于降雨类型，确切地说取决于雨滴大小和风速。而在固态降水时，被风吹走的降雪量随风速的增大而增加。所以理想的条件应该是：雨量器器口上空能形成平行的气流，避免有风的局地加速度，尽可能减少冲击器壁气流或湍流。在仪器安装时，避免装在过于空旷和四周有高大的树林或建筑物的地方。风是随着高度的增加而增大的，因此雨量器内收集的降水量随着仪器安置高度的增加而减少。所以雨量器的器口高度应尽可能低一些，低到能防止从地面可能溅入雨水为度。《降水量观测规范》统一规定为为普通雨量器的高度70cm。
4、结论
湿润误差、蒸发误差和动力误差属于负向系统误差，其中湿润误差和蒸发误差的确定还比较容易，但确定动力误差却比较复杂，为探讨动力损失与相关因素的关系，可在区域内选择若干雨量站展开地面雨量器与标准高度雨量器对比观测实验。动力损失Δpa用捕捉率来表示，两者关系为
Δpa=pm（1- ） (5)
(6)
式中pm—为标准高度雨量器观测降水量；
Pg—为地面雨量器观测降水量；
R—为捕捉率，捕捉率越大，动力损失越小，当R=1时，Δpa=0。
基层测站对降水量观测值，一般不对上述系统误差进行修正；但应对这些误差有所认识，在观测中按SL21—90《降水量观测规范》要求采取措施尽量减少上述误差。尽可能将误差控制在1—2%以内。
在要求较高的水平衡分析和水资源评价中，如需考虑上述误差，可通过实验确定有关参数。
参 考 文 献：SL21—90《降水量观测规范》。
第一个感觉太平常了。第二个还可以。第三个极端降水，范围太小，资料不好找。第四个还可以。第五个.........说不出什么。要我选，就选第二个或者是第四个。
1：年内变化就是降水量在每个月份的分布，主要集中在那几个月份，是集中性降水还是平均型，也就是年内每个月的差值变化大或者小，季节变化就是说降水是集中于那个季节，是属于夏雨型还是冬雨型还是全年型。这个主要用来判断某地降水是否稳定的指标2，年际突变就是说在不同的年数里（比如2010与2011年之间的比较）的一个年降水分布以及量的比较，通过降水量图分析在10年内或者20年内每一年的降水是否稳定，是呈现逐渐降低还是逐渐增多的态势等。从而判断年际间某地降水特征和降水稳定性。（结合降水变化线形图判断变化速率幅度等）3极端降水趋势倾向率分析：就是分析一个地区在正常降水范围之外的一些明显增多或者明显减少的频率，而且分为倾向减少频率和间隔和倾向增多频率及间隔。4，平均气温、平均最高气温和平均最低气温趋势分析,：平均气温分主要为两种。第一种是年际间平均气温和第二种年内平均气温。其中又分为最高和最低。在分析趋势时主要分析年际或（年内）间平均最低或（最高）气温是逐年升高趋势还是降低，降低或升高的幅度的大小。（可结合一些线形图可以看出起幅度和变化特征）5降水的预测主要是通过年内及年际气温和气候的降水特点，从中分析其大致变化趋势，再通过一些降水和气温数据求出平均数。从而得出某地降水规律的图像，从而大致预测未来降水的变化。备注（不知道你想问这个）
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矿坑（井）及地下工程涌水量是指从矿山开拓（或地下工程施工）到回采过程（或地下工程使用过程）中，单位时间内流入矿坑（或地下工程）的水量。它是评价矿床开发经济技术条件的重要指标之一，也是制定矿山（地下工程）疏干设计、施工方法，确定生产能力和地下工程防护设施的主要依据。同时它也是划分矿床水文地质类型、矿床水文地质复杂程度的重要指标之一，是整个矿床水文地质学的核心。由于矿井和地下工程涌水量预测的方法基本相同，因此我们下面将主要以矿坑水的预测来研究这一问题。
一、矿坑涌水量预测的基本任务
矿坑涌水量的预测，是一项极其复杂的工作，所以在矿床调查的各个阶段都应按规范中提出的精度要求，认真、正确地预测出未来各种开采条件下的矿坑涌水量，其主要任务是：
（1）预测矿坑正常涌水量。系指采矿工程达到某一标高（水平或中段）时，正常状态下相对稳定时的总涌水量，通常指平水年的涌水量。
（2）预测矿坑最大涌水量。通常是指正常状态下开采工程在丰水年雨季的最大涌水量。对某些受暴雨控制的矿床，则应根据历史最大暴雨强度，预测出数十年一遇的特大暴雨可能出现的矿坑涌水量。
（3）预测开拓井巷涌水量。指开拓各类井巷过程中的涌水量。
（4）预测疏干工程排水量。指在设计疏干时间内，将地下水位降至某一规定标高时的疏干排水量。
在矿床地质调查的各个阶段，均以预测矿坑的正常和最大涌水量为主。
二、矿坑涌水量预测的特点
矿坑涌水量预测方法和供水勘探中的地下水资源计算方法基本类同，但两种水量计算的目的、计算工作条件、计算方法的具体运用方面仍有许多差别。
（1）为确保枯水期的安全供水，供水资源评价一般以提供枯水期最小开采量为目的；为确保矿山的安全生产，矿坑涌水量预测则以准确提供丰水期最大矿坑涌水量为目标。
（2）大多数的矿床分布于基岩山区，地下水的补排条件、矿坑充水条件、充水层边界条件复杂、含水介质非均质性极强，代表性水文地质参数难于选取，地下水流态和流场复杂，因此建立能够完全仿真客观水文地质条件的水文地质概念模型和数学模型的难度很大。
（3）矿山井巷类型与空间分布千变万化，开采方法、开采速度与规模等生产条件复杂且不稳定，与供水工程的简单配置和稳定的生产条件不可类比，因此这些人为因素增加了矿坑涌水量预测的不确定性与难度。
（4）矿坑疏干排水的水位降深一般都远比供水工程的水位降深大得多，大降深必然导致区域水文地质条件的严重干扰、破坏与变化，这些变化又很难予以正确的预测和定量化评价，无疑给矿坑涌水量的预测增加了困难。
（5）矿床水文地质调查大多是随矿山地质调查同时进行的，一般对水文地质工作投入的工作量有限，原始的地下水动态观测资料缺乏，客观上造成涌水量预测工作基础资料的缺乏。
鉴于以上特点，矿床勘探阶段的矿坑涌水量预测，实际上应属于近似性的评价计算，其精度难以和供水勘探中的资源评价相比。为了满足生产要求，除通过加强勘探调查、提高预测精度外，还应完善预测成果的表达形式，为设计与生产部门结合生产条件进行成果再开发提供科学依据，以提高成果的使用价值。
三、矿坑涌水量预测方法
如将矿井排水视作供水“大井”，则矿山井巷的涌水量预测即和供水水源地的资源量计算相当。因此，两者的水量计算原理和方法基本上是相同的，地下水资源评价方法的分类，也可作为矿坑涌水量预测方法的分类。这里，我们仅就矿坑涌水量预测中常用的几种方法运用中的特点作一简单介绍：
（一）预测矿坑涌水量的解析法
解析法是目前矿坑涌水量预测中应用最广泛的方法之一。利用解析法不仅可以计算矿井的涌水量，而且还能为矿井工程的疏干设计提供疏干时间、疏干区范围和疏干水位深度等数据。运用解析法进行矿坑涌水量计算时，要正确处理以下各方面的问题：
（1）区分稳定流与非稳定流。矿山建设期内，随着开拓井巷发展，矿井疏干漏斗将不断扩大，此时的流场属于非稳定流；在矿山的回采期，井巷轮廓已定，当地下水的补给量≥矿井的疏干水量时，疏干流场则转为稳定流状态；当补给量＜疏干水量时，疏干流场仍维持非稳定流状态。
（2）区分层流与紊流。当矿区进行大降深疏干时（数十到数百米），在疏干工程附近将会出现非达西流（紊流），而以外的广大区域内仍为达西流。故直线渗透定律仍然是建立涌水量模型的理论基础，只有在岩溶管道为主的矿区，才采用非达西流的渗流模型。
（3）区分地下水的平面流和空间流。对于揭穿含水层的完整井巷，竖井排水将产生平面辐射流。水平巷道排水主要为剖面平面流，巷道两端为辐射流。对于复杂的巷道系统，排水初期，在统一降落漏斗形成前，在巷道系统的边缘将呈单方向的剖面流。当排水继续进行，形成统一降落漏斗时，流向巷道系统的地下水才过渡为近似的平面辐射流。对于非完整的井巷，据试验研究，在非完整井巷附近，相当于～倍含水层厚度的平面范围内，地下水呈空间流运动形式，以外的地区则为平面辐射流。
（4）区分潜水与承压水。矿床开采前的天然条件下，区分潜水与承压水是容易的。但在矿床开挖后，由于疏干降深很大，因此常常出现承压水转化为承压—无压水或无压水的情况。在某些情况下，还可能出现矿井一侧保持承压状态，而另一侧则由承压水转为无压水的状态，计算时，必须区别对待。
（5）倾斜巷道的处理。据前苏联学者阿勃拉莫夫证明，巷道的倾斜对涌水量的影响不大。当巷道倾斜度＞45°时，可视为竖井，当用辐射流公式计算涌水量；当巷道倾斜度＜45°时，则可视为水平巷道，用剖面流的单宽流量公式计算涌水量。
（6）疏干“大井”的半径（r0）。由于井巷系统的平面形状极不规则，分布面积很大且经常处于变化之中，故构成了复杂的内边界。在运用解析法计算涌水量时，可将形状复杂的井巷系统概化为一个“大井”，把井巷系统外边界圈定的范围或距井巷最近的封闭等水位线圈定的范围（F）视为该“大井”的面积，该“大井”的引用半径（r0）为：
现代水文地质学
此外，由于“大井”的半径（r0）较供水井的半径大得多，因此在利用稳定井流公式计算矿井涌水时，公式中的排水影响半径（或影响宽度），必须加上“大井”的引用半径（r0）。
（二）预测矿坑涌水量的数值法
由于数值法应用时，不像解析法那样受到许多条件的限制，因此它能较真实地刻画水文地质（概化）模型的各种特征，能够计算复杂边界条件、不规则形状含水层、含水层非均质性极强、多井干扰排水、各矿井疏干水平不同和各矿开拓时间各异等复杂条件下的矿坑涌水量。用数值法预测矿坑涌水量较之运用解析法有明显的优点，如运用得当，常能得到满意的结果。但数值法的运用要求有大量的勘探工程量和系统的地下水动态资料系列相匹配，因此一般只能在大水岩溶充水矿床进入矿床详查阶段时使用。
关于数值法的原理、计算方法和步骤，已在本书有关章节中介绍，这里仅就矿坑涌水量计算中，数值法所能解决的问题做一介绍。
（1）数值法具有反求含水层水文地质参数（T、μ*等）、验证边界条件和对水文地质概念模型进行识别的功能。所谓反求参数，实际上是利用已知某些时段的初始水头值和源汇项输入数值模型进行反演计算，通过参数的不断调整和计算水位与已知水位值的不断拟合，即可求得优化的水文地质参数值及合理的参数分区。这一求参过程同时也可对边界条件进行检验和提高水文地质模型的概化精度。
（2）数值法具有预测矿坑涌水量的功能。包括矿床开采期内各种水文地质条件、各种开采条件及各种设计疏干降深条件下各类井巷的正常涌水量和最大涌水量。其求解方法是：在模型识别阶段后，将疏干井巷以定水头I类边界处理，再根据已知的外边界条件求得相应疏干条件下的流场，最后输出预测井巷的涌水量、水位和时间。矿坑最大涌水量的计算，同样是把疏干井巷作为I类定水头边界处理，但一般是在稳定流场基础上，按雨季地下水位回升速度绘出边界及节点水头值，即可求出雨季末期或水位回升速度最大时期某种疏干井巷的预测最大涌水量。
（3）数值法可以模拟不同疏干方案地下水疏干过程，预报疏干地下水位的空间分布及选择最佳疏干方案和预报最佳（有效）疏干量。所谓有效疏干量是指在设计疏干时间内完成并和具体疏干工程相结合的矿坑排水数量。计算时，可通过每个疏干方案的一组疏干时间及其对应的疏干水量数据，绘制出不同疏干水平的疏干量和疏干时间的关系曲线，然后进行技术经济条件对比，确定出能在规定时间内达到疏干深度要求的疏干量，即为有效疏干量。
（4）用数值法预测矿坑涌水量时，还可反映出矿区在疏干条件下水文地质条件的变化、疏干对天然排泄点（泉）和供水水源地水量的袭夺，并作出相应的预报，或提出既能满足矿床疏干要求又使有害环境负效应降低到最小的矿区优化供水与排水方案。
（三）用Q（涌水量）-S（水位降深）外推法预测矿坑涌水量
由于矿床开采多是按不同开采水平进行的，因此矿床疏干工作也相应按不同疏干水平进行，这就为利用涌水量（Q）-水位降深（S）方程来外推更大疏干深度时的矿坑涌水量提供了方便条件。此外，对于一些井巷比较集中的矿山，也可根据矿区勘探时的抽、放水试验得到的Q、S数据，建立相应的Q-S曲线方程，外推矿山未来疏干降深时的矿坑涌水量。考虑到外推更大疏干降深时的地下水流态和Q-S曲线类型不会发生明显变化，一些专家认为外推范围不应超过抽（放）水试验时最大水位降深的2～3倍，并应由水均衡法对外推的矿井涌水量进行验证。由于Q-S曲线外推法避开了代表性水文地质参数难于获取、边界条件难于判别等计算工作中的困难，计算简便，因此适用于水文地质条件复杂的矿区和已有多年开采历史的矿区涌水量的计算。
（四）用相关外推法预测矿坑涌水量
预测矿坑涌水量的相关分析法和Q-S曲线外推法有其相似之处，只不过Q-S曲线法中的涌水量（Q）与水位降深（S）之间为函数关系；而相关分析法中涌水量（Q）和水位降深（S）之间则只需满足一种近似的相关统计关系即可。在相关分析法中，预求解的涌水量一般称因变量；影响涌水量变化的因素，如水位降深等称自变量。利用相关法外推涌水量时，不仅水位降深可以作为自变量，诸如影响涌水量变化的降雨量、河水水位标高、矿山井巷分布面积等条件以及疏干延续时间等因素都可作为自变量参与计算。根据所掌握的资料情况，可采用一元简单相关法或多元复相关来预测未来的矿坑涌水量。相关外推法运用的实际经验还证明，当矿区充水岩层的富水性较好、抽水试验降深很大而外推范围又较小时，以及在老矿区用上一水平排水量推算下一水平的涌水量时，相关外推法的预测结果可以非常精确。
（五）用水量均衡法预测矿坑涌水量
水量均衡法的实质，就是把矿井所处均衡区内的地下水补给量作为矿床开采时的矿坑涌水量。因此水量均衡法主要适用于被隔水边界所封闭的水文地质单元、地下水补给来源又比较单一的矿区涌水量的计算。如大气降水为主要补给源的分水岭裸露型充水矿床；北方岩溶区泉排型泉域内的岩溶水充水矿床；南方岩溶区地下暗河为主要充水水源的矿床；丘陵山区河谷盆地中以河水为主要充水水源的砂矿床等。
水量均衡法最大的缺陷是：不能对矿床开采后的水均衡关系作出正确的预测。因此水均衡法最好用于那些矿床开采前后，水量总的收入不会有较大变化的矿区。
由于水均衡法所预测出的是矿山井巷所获得的最大补给量，因此该方法还能验证其他方法所预测的涌水量的可靠程度。
（六）用水文地质比拟法预测矿坑涌水量
水文地质比拟法的基本原理是：用相似水文地质条件、已生产矿区的地下水开采资料，预测条件相似勘探区的矿坑涌水量。此方法更适用于已采矿区深部水平和外围矿段的涌水量预测。
由于水文地质条件完全相似的矿区是少见的，再加上开采条件的差异，故比拟法只是一种近似计算方法，但从国内外运用该方法经验来看，只要比拟关系建立得符合客观规律，尚不失为一种准确的矿坑涌水量预测方法。根据1984～1985年我国地质矿产部矿山水文地质工程地质回访调查组《岩溶充水矿山回访报告选辑》（地质出版社，1986年1月）提供的统计资料，将六个矿区、12次用比拟法预测的涌水量与矿坑实际涌水量相比较，其涌水量预测的误差率绝大多数在～30%之间。
第一部分 矿井概括1 矿区自然地质环境地理位置及交通情况晒口煤矿位于福建省邵武市城东的晒口街道办境内。矿区位于邵武市城区方位121度、直距公里，即晒溪桥—新铺一带。地理坐标：东经117°33′～117°36′、北纬27°16′～27°19′。闽江三大支流之一的富屯溪，316国道和鹰厦铁路东西中横贯矿区，矿区与周边主要城市的铁路里程分别为：南平154公里、福州320公里、厦门535公里、鹰潭159公里。矿区往南部36公里与京福高速公路相接，交通十分便利（详见交通位置图）。交通位置图、地形地貌矿区地貌系属起伏不平的中至低山区，主要山脉走向呈北北东—南南西、一般海拔标高为200～350m，最高点云屏山，海拔标高为；矿区最低侵蚀基准面富屯溪河床，其海拔标高约178m。区内由于不同时代的岩性差异，风化侵蚀后呈不同的自然地貌景观，中—下侏罗统漳平组及梨山组的砂、砾岩层分布区、基岩裸露，山脊狭窄陡峻，多为单面山，沟谷发育陡直；晚三叠统焦坑组的粉砂岩和前震旦纪的变质岩群及花岗岩等分布区，则为低缓的山丘。区内第四系冲积平地较少，主要分布于富屯溪和晒溪两岸。 水系区内地表水流颇为发育，主要水系有富屯溪、晒溪及6条常年性山间小溪。富屯溪为矿区的主要水体，自西北向东南横贯矿区中部，为焦坑井田和晒口井田地表天然的分界线，河床宽50～150m。根据邵武水文站历年（1963至1972；1976至1980；1990至1996）资料表明：年平均流量，最大流量6400m3/s（1967年6月22日），最小流量（1979年10月）。洪水期一般出现在4～6月份，最大洪水发生在1998年6月22日（流量未测得），矿区东部新铺村一带，洪水位标高；矿区西部的晒口村一带，洪水位标高，与晒口大桥桥面相差。晒溪为富屯溪的一级支流，发源于罗峰山，自北向南流经下沙新村、洒溪桥，于晒口村西注入富屯溪，年平均流量28m3/s，最大流量（1967年6月22日），最小流量（1961年1月15日），洪水期一般与富屯溪同时出现。1998年6月22日，出现最高洪水位（流量未测得），标高为。枯水季节最低水位标高为。新铺溪流量为～，其它6条常年性小溪流量约为～10L/s。气象及地震情况矿区气象属亚热带潮湿性气候，据邵武气象站历年来（1963年至2005年）气象观测资料阐明如下：气温：平均温度℃，一般于7、8、9月份气温较高；最高温度可达℃（分别出现在1971年7月31日、2003年7月16日及31日）；而于12、1、2月份气温较低，最低温度可降到℃，一般甚少下雪。降水量：历年平均年降水量，最大可达。降水一般多集中在4、5、6月份，占全年总降雨量约40-50%；但在个别年份雨季提前于3月开始或推迟到7月止。日最大降雨量（出现在1970年6月26日），连续降雨最长可达25天（1966年）。 蒸发量：年平均总蒸发量 mm；一般在7月份或8月份为最大，占全年总蒸发量约30～40%，最大月蒸发量达。潮湿度：1964年～2005年潮湿系数在～间，平均为。 历年绝对湿度平均值毫巴，以6～8月最高；月平均值达毫巴以上；最大可达毫巴，最小达毫巴，年平均相对湿度为81%。风向及风速：在9月份至次年12月，晴天早晨多雾，一般须到十点左右方可消散，风向多为西北，历年平均风速，6～8月份东风和南风较多。根据《中国地震参数区划图》(GB18306―2001)，本区抗震设防烈度为6度，地震动峰值加速度为。2 地质特征地层矿区在大地构造中的位置属于南华后加里东准地台华夏台隆遂（昌）建（瓯）台拱的南部，在区域地质构造中的笔架山—香林铺中生代复式向斜内的虎庵山—同青桥背斜的东南翼，呈一大致向东倾伏缓波状的单斜，延深至东部被F1逆断层切割，断层上盘的前震旦系地层出露于地表。矿区出露地层有：前震旦纪变质岩群、上三迭统焦坑组、下侏罗统梨山组，中侏罗统漳平组和第四系。焦坑组为煤系地层。⑴前震旦纪变质岩群AnZ主要出露于矿区的西部、东部及北部，为上三迭统焦坑组煤系地层沉积的基底，岩性主要为千枚岩、变质砂岩、云母石英片岩和少量细晶片麻岩及板岩等组成。⑵上三迭统焦坑组T3j主要出露于矿区的西部，而东部及北部仅零星出露，属含煤地层，以第一标志层底部为界，分上、下段。地层厚度由南向北（沿走向）逐渐增大，自0～372米；自西向东（沿倾向）逐渐变薄自218～60米。焦坑组下段为主要含煤段，岩性复杂，岩相变化频繁，厚度变化较大，中下部以厚层状砂砾岩为主，上部为粉砂岩及较稳定的中厚煤层（DE煤层）。焦坑组上段以湖泊相的粉砂岩为主，分布较普遍，岩性变化不甚明显，为良好的隔水层。⑶下侏罗统梨山组本组地层分布较普遍，为煤系地层的盖层。岩性变化不大，以河床相的长石、石英砂岩为主，间夹石英质砾岩和粉砂岩，为矿区的主要含水层。表1-2-1 各地层关系表系 统 组 段 层厚m 岩性特征 接触关系第四系（Q） 0～56 为坡积黄土层，内含滚石、洪积亚粘土，河床冲积砾石层及河漫滩砂土层 角度不整合侏罗系 中统 漳平组 上段 240 砾石成份复杂的砾岩或砂砾岩 假整合 下段 角度不整合 下统 梨山组 上段 240 河床相的长石石英砂岩为主，间夹石英质砾岩和粉砂岩 假整合 下段 240 三迭系 上统 焦坑组 上段 288 湖泊相粉砂岩为主，夹细---中粒砂岩和少量透镜状含砾砂岩 角度不整合 下段 82 中下部以厚层状砂砾岩为主，夹有透镜状砂岩、粉砂岩，并夹凝灰质砂岩，火山角砾岩与凝灰质泥岩。上部为粉砂岩及较稳定的中厚煤层（DE煤层） 前震旦纪变质岩群 不详 千枚岩、变质砂岩、云母石英片岩和少量细晶片麻岩及板岩 ⑷中侏罗统漳平组主要分布在矿区的东部和北部，为砾石成份复杂的砾岩或砂砾岩，分为上下两段。⑸第四系（厚度0～56米，一般厚度12米）为坡积黄土层，内含滚石、洪积亚粘土，常为耕作区，河床冲积砾石层及河漫滩砂土层等。、构造矿区构造的复杂程度中等，为一向东倾伏缓波状的单斜构造，倾角为20～30度，以断层构造为主，褶曲构造也十分发育。矿区内较大的断层均在矿区边缘；井内落差～10米的北东向及南东向中、小断层密布，并往往与褶曲共生，断褶并存导致矿区内倾向及走向地层起伏变化。⑴断层矿区内较大的断层大致有17条，按其性质和延伸展布方向，大致可分为二组：一组，近于南北及北东向的逆断层为主，如F1、F4、F6、F8(北端)及F9；正断层有F2、F16及F20。另一组，近于东西向的正断层为主，如F3、F5、F14及F21，逆断层有F8（西端）及F10。上述断层主要分布在矿区的西部、东部及北部的边缘，而矿区内比较稀少。各主要断层分述如下：F1逆断层：位于矿区的东部边缘，全长约6000米以上，倾向约80°～90°，倾角40°～50°，斜断距大于1000米，为矿井的东部边界。F4逆断层：位于焦坑井田东南部，全长约1850米，倾向110°～ 140°，倾角40°～50°，斜断距小于40米。F16正断层：位于晒口井田中部，全长约1400米，倾角72°，斜断距约50米。F20正断层：位于焦坑及晒口井田中部，全长约350米，向南北两端即消失。倾向110°，倾角80°，斜断距较小而往深部消失。故对煤层没影响。F10平推逆断层（外围原F13）：位于矿区北部边缘，为矿井北部边界，全长约5000米以上，断导走向近东南，倾向往北，地表倾角偏陡约60°～ 70°，斜断距不详。但据矿井巷道揭露，井下小断层甚为发育。晒口井田常见岩、煤层挤压褶曲，且伴随着小断层产生。焦坑井田常见倾向及斜交小断层。⑵褶曲矿区为一往东倾伏的单斜构造，沿走向、倾向呈现次一级褶皱。煤系地层产状变化不大，一般倾向70°～120°，浅部的倾角20°～30°，向深部变缓为10°～25°。主要次级褶曲分述如下：轴向北东褶曲：发育于焦坑组下段角砾岩中，分布在1至6勘探线的西部，两翼宽约150米，幅度20～25米。轴向近东西:分布矿区西部，宽为70～80米，两翼倾角10°～ 25°向东倾伏，延伸约100米。据矿井巷道揭露，煤层沿走向出现向、背斜相间褶曲形态，往深处幅度相对减少，轴向为西偏北，向东倾伏。更次级的小型褶曲一般轴向延深数十米左右，幅度几十公分至十余米，往往与小断层相伴生，两者在成因上具有关联。但这些构造不破坏煤层的连续性。⑶岩浆岩矿区岩浆岩分布广泛，岩种繁多，侵入时代主要有早至中三叠世的印支期，晚三叠世至侏罗纪的燕山早期。主要分布在矿区的西部和南部的边缘，次为东部的F1断层上盘地层之中。前印支期中、酸性岩中主要有白云母花岗岩及石英闪长岩侵入于变质岩中，共同构成煤系地层的基底。燕山期中酸性岩浆岩侵入岩及喷出岩，主要有安山凝灰岩（成煤之前）、石英斑岩、安山斑岩、火山角砾岩及少量辉绿岩等，尤以石英斑岩及安山斑岩对煤层影响较大，呈小型岩墙及岩脉岩沿断层或褶曲走向侵入，造成煤层变薄，尖灭，给开采带来极大的困难。总之，矿井构造类别属中等复杂型。煤层及煤质煤层矿井主要可采煤层为焦坑组下段的DE煤层，属较稳定的简单～较复杂类型可采煤层。顶板岩性为黑色的砂质泥岩，含植物化石碎片，可见黄铁矿条带或结核，局部为粗砂岩，个别直接顶夹～的炭质泥岩伪顶。底板为灰黑色角砾岩或砂砾岩，常相变为含砾砂岩。主要可采煤层特征见表1-2-2：主要煤层特征表表1-2-2煤层编号 煤层厚度(m)最小—最大平均（点数）结构 稳定性 顶板岩性特征 底板岩性特征DE 焦坑井田 —简单至较复杂 不稳定 煤层顶板为细粉砂岩，局部为粗粉砂岩、细砂岩，少数地段夹～厚的炭质泥岩伪顶。一般顶板节理裂隙不发育。煤层直接顶板厚度变化较大，一般由东向西变薄，而个别点至尖灭。 底板主要为角砾岩或砂砾岩，也有见深灰色的细砂岩或粗粉砂岩，岩石一般坚硬而碎，不易产生形变且煤层底板一般含承压水较微弱，具有岩质疏松等特点。 晒口井田 — 煤质： 以亮～半亮型的粉～粉块～块状煤为主，煤质化验结果见表1-2-3。煤质化验结果一览表 表1-2-3煤层编号 工业分析 全硫Sd,t(%) 磷Pb(%) 容重ARD 发热量Qv,d(MJ/kg) Mad(%) Ad(%) Vdaf(%) DE 由上表结果表明：DE煤层为中灰、中硫、低磷、中高发热量的无烟煤。可作为动力、化肥、发电、水泥用煤、民用生活煤等。 矿井开采技术条件 岩石工程地质特征煤层顶板常见灰黑色，薄至中厚层状的细粉砂岩，局部为粗粉砂岩或细砂岩，但个别地方煤层与直接顶间夹一层～米厚的炭质泥岩伪顶，往往在炮采时与煤层一起采出，而影响煤质。底板主要为灰黑色角砾岩或砂砾岩，岩相变为含砾砂岩，也有见深灰色的细砂岩或粗粉砂岩，质硬，不易产生变形且煤层下伏地层（底板）一般含承压水较微弱，对煤层开采影响不大。但由于矿区内构造较发育，局部地段受断层、褶曲和岩浆岩脉的影响，岩石节理裂隙发育，岩石较破碎，局部岩体质量较差，同时局部地段存在较弱夹层，建议在这些地段开拓过程中，应加强维护，防止冒顶事故的发生。 瓦斯、煤尘和煤的自燃根据历年瓦斯鉴定确认该矿为低瓦斯矿井。焦坑井田瓦斯含量为－，瓦斯主要成份是：CH4约，CO2约，晒口井田瓦斯含量为－，瓦斯主要成份是：CH4约，CO2约。但随着开采深度的增加，在独头上山或独头长巷、通风不良处易造成CO、CH4等有害气体聚集，在今后矿井生产过程中应加强矿井通风管理，经常进行瓦斯监测，做好生产过程中防尘、防爆、防自燃工作，以防意外事故发生。矿区的无烟煤的挥发分为3%左右，无煤尘爆炸危险，建矿至今从未发生过粉尘爆炸事故。煤矿无烟煤燃点较高，不易发生自燃，但在矿井井田局部块段的顶层煤，由于顶层煤中含硫量突然变高，在此煤层开采揭露后硫化物迅速氧化放热，若通风不良，散热不及导致煤层氧化放热聚集，最终发生煤层自燃。晒口煤矿煤层自燃现象仅局部块段会发生，采用跟底进尺，后退回采的开采方法，采用工作面煤壁洒水等措施可以防止煤层自燃现象的发生。水文地质山区地形，地表排泄条件好。地表水系发达，主要水源是河流及降雨。降水丰富、集中在4－7月，年平均降雨1200－1300mm/年，降水量1700－1800mm，是矿坑充水的主要来源。岩性单一，以碎屑岩为主，含水性质单一，均为基岩裂隙水，由于含水层受构造裂隙控制，具有穿层性和和相互分隔的特点，各个含水带之间联通性差。晒口煤矿大部分煤层位于河流侵蚀面以下，虽然富屯溪、洒溪流经矿区，因留设了有效的保护煤岩柱，河水下渗微弱，对矿区充水影响不大。矿井的主要充水方式有三种基本类型：Ⅰ类：大气降水、地表水、潜水 → 矿区浅部采动裂隙及构造裂隙 →采空区新生含水层 → 采掘工作面涌出。Ⅱ类：大气降水、地表水、潜水 → 承压含水层 → 构造裂隙 → 采掘工作面涌出。Ⅲ类：承压含水层 → 覆岩冒落带、裂隙带两带 → 采掘工作面涌出。井田的水文地质条件属基岩裂隙类简单型。根据福煤（邵武）煤业有限公司晒口煤矿提供的矿井涌水量数据，-200m～-600m水平平均涌水量，最大涌水量，其中，-200m～-400m水平平均涌水量，最大涌水量。地温根据福建省煤炭工业（集团）有限责任公司于2006年5月18日提交的《福建省邵武市邵武煤矿资源/储量核实报告（焦坑及晒口井田）》和矿方提供的技术资料，晒口煤矿平均地温梯度G＝℃/100m，介于℃/100m和3℃/100m，属于中常温类矿井。根据地质报告，预计在矿井-400～-600水平，地温将达到27℃～30℃。矿区开采情况晒口煤矿范围原为邵武煤矿开采，其煤炭开采历史悠久，早自清朝光绪二十三年至民国元年，由盐商陈远复主办开采；民国元年至三十六年，由义记公司开采，主要采焦坑井田浅部（即云坪寺之北至焦坑村北东一带）露头煤，均为私人小煤窑土法开采。1958年—1963年，开始有计划地进行建井开采工作，但仍以小煤窑开采为主。重点开采焦坑井田的浅部煤层，日产约500吨，几年总产量约万吨。1960年起由省燃料局正式接收为省属企业，正式命名为邵武煤矿，并于1959年开始由省燃料局设计院对矿井进行总体规划设计，设计矿井服务年限为45年。焦坑井田一号井主平峒1959年6月动工兴建，1964年6月投产，以平硐—暗斜井方式开拓，设计生产能力为21万吨/年。晒口井田二号井于1960年开始兴建，1961年1月正式投产，以片盘斜井方式开拓，设计生产能力为15万吨/年。随着开采水平的延深，原有的生产系统满足不了矿井生产能力需要，为实现焦坑—晒口井田联合集中生产，扩大矿井生产能力，1972年由省煤炭工业设计院对矿井进行技改扩建设计，1973年4月至1974年5月新建一对箕斗斜井至-40水平，将一、二号井-40水平运输大巷贯通，构成统一的运输提升系统，箕斗主斜井负责提煤，副井负责供电、排水，技改扩建后矿井生产能力增至45万吨/年。为了开采-200和-400水平煤炭资源，从1981年开始由省煤炭工业设计院对第三、四水平开拓延伸进行设计，在二号井副井旁新掘一条908m长的新副井至-200水平，箕斗主斜井往下延伸至-200水平，形成-200水平生产系统。该系统于1993年建成投入使用。随着资源逐渐枯竭，1995年重新核定矿井生产能力为21万吨/年。第二部分 1． 矿井自然环境和地质概括矿区地貌系属起伏不平的中至低山区，主要山脉走向呈北北东—南南西、一般海拔标高为200—350米，最高点云屏山，海拔标高为米；而长年性地表水流发育的富屯溪，则为本矿区最低侵蚀基准面，其海拔标高约178米。本地表水系主要为富屯溪，最大流量为6500m3/s，最小流量为，平均流量为，洪水期水位最高标高达+，枯水期河流最低标高+170m，流量随季节性变化。其次为晒溪，河床最低标高+，最高洪水位+米,洪水期最大流量为，最小流量为，流量随季节性变化。本区属亚热带潮湿性气候，据邵武市气象局资料，每年4~6月为雨季，11月至次年1月为旱季，历年平均降水量为，气候温和，雨水充沛。2．地层含水性矿区出露地层有前震旦纪变质岩群、上三迭统焦坑组、下侏罗统梨山组，中侏罗统漳平组和第四系。现对各地层的富水性简述如下：⑴、前震旦系变质岩群主要出露于矿区的西部、东部及北部，为上三迭焦坑组煤系地层沉积的老基底，岩性主要为千枚岩、变质砂岩、云母石英片岩和少量细晶片麻岩及板岩等组成。⑵、三叠系上统焦坑组主要出露于矿区的西部，而东部及北部仅零星出露，属含煤地层，系山麓堆积相---冲积相的角砾岩、砂砾岩及砂岩，湖泊相的粉砂岩、细砂岩或透镜状砂岩、砾岩和煤层等。地层厚度由南向北（沿走向）逐渐增大，自0---372米；自西向东（沿倾向）逐渐变薄自218---60米。焦坑组上段风化带为弱含水层，单位涌水量、渗透系数为。焦坑组上段以湖泊相的粉砂岩为主，夹细---中粒砂岩和少量透镜状含砾砂岩等组成，中厚层状、层理发育，含植物化石碎片偶见少量瓣鳃类动物化石，本地层分布较普遍，岩性变化不甚明显，为良好的隔水层。⑶、侏罗系下统梨山组本组地层分布较普遍，系为煤系地层的盖层。岩性一般纵横变化不大，以河床相的长石、石英砂岩为主，间夹石英质砾岩和粉砂岩，为矿区的主要含水层。由于基岩裂隙发育不均一，该含水层可分为相互分隔的三个含水带，其中中带即第二含水带中等含水、单位涌水量、渗透系数为，其他两个带均为弱含水带。⑷、第四系残坡积层和冲洪积层为坡积黄土层，内含滚石、洪积亚粘土，常为耕作区，河床冲积砾岩石层及河漫滩砂土层等。主要分布于富屯溪，晒溪两岸及矿区西部山脚一带，河岸以冲积层砂、砾石为主，山脚一带以坡积含砂土为主，渗透系数。3.构造含水性和导水性晒口煤矿主要构造以断层为主，分别为近于南北及北东向的逆断层为主以及近于东西向的正断层为主。大断层都在矿区边缘，井内落差米的北东向及南东向中小断层密布，断层导水性弱或基本不导水。4矿井充水条件充水水源分析⑴大气降水大气降水是矿区的主要补给水源，它通过地表潜水层及采空区塌陷裂隙补给深部裂隙承压含水层中，成为矿坑的直接补给来源。⑵裂隙含水岩层水主要赋存于三叠系上统焦坑组（T3j）砂岩、砂砾岩、含砾砂岩的裂隙中。含水层呈透镜体分布，浅部富水性中等~弱；深部富水性弱～极弱。主要表现为顶板的滴水和渗水，通过调查分析煤层底板的涌水量极小，底板突水的可能性极小。充水通道分析矿井充水的水源主要是大气降水，其次是地表水和潜水。主要充水通道是煤层采动时上覆岩层被破坏造成“两带”沟通引起的山体基岩和表土裂隙，塌陷区域，以及采动使断褶构造活化而形成的断褶导水带。5矿井涌水量、水害预测及其评估-40m水平涌水量由一采区、二采区、三采区涌水量构成，-200m水平涌水量由五采区、六采区、七采区涌水量构成。矿井排水主要是通过-200m水平中央水泵抽水至-40m水平中央水泵，再由－40中央泵房经箕斗井两趟管路排至地面后流入富屯溪。-200m～-600m水平平均涌水量，最大涌水量，其中，-200m～-400m水平平均涌水量，最大涌水量。通过矿区水文地质特征及充水分析，矿井主要充水因素为大气降水、地表水、线状断层带、基岩裂隙水。通过开展矿区水患现状调查，分析矿井水害现状，矿井目前无大的水害威胁。通过对矿井实际涌水量观测，矿井目前实际观测的最大涌水量为880m3/h，平均涌水量为580m3/h。近些年本矿开采老空区已封闭，留有排水口，存在小部分积水基本能通过排水口排出，对下部的开采影响较小。晒口煤矿目前的排水能力满足生产要求，但仍要做好季节防治水工作。6.矿井防水害措施矿井主要充水因素为大气降水、含水岩层和采空区积水。矿井地表水体为沟谷水，含水岩层富水性弱，断层导水性弱，地表水和地下水对开采影响不大，但为了做到预防为主，确保矿井正常生产，对于强降雨后，对采空区的补给，在矿井生产过程中必须做好以下防治水措施：1、煤矿企业必须在雨季来临前，派专门人员对防治水工作进行全面检查。2、矿井生产时，应做好水文地质调查工作，在矿井范围内进行水患分析预报；加强职工防治水知识教育，特别是透水预兆、应急措施知识的普及教育；坚持“有疑先停、有疑必探、先探后采（掘）”的原则，配备探放水设备。3、各矿井在开采下山水平时，要对各矿井主平硐及以上水平的矿井水采取“堵、截、引”等措施排出地面，留设足够隔水煤柱，严防上水平的通过钻孔裂隙带直接馈入下水平，造成额外排水负担。4、在各个生产水平开采过程中，必须留设足够的隔水煤柱、采空区煤柱、护巷煤柱、断层隔离煤（岩）柱、矿井边界煤柱等保安煤柱，确保矿井安全生产。5、矿井在开采过程中必须做好水文观测工作，应根据实际涌水量情况，及时扩大水仓容量和更换相应型号、功率的水泵。同时做好水泵及其供电线路维护工作，保持井下排水设备完好和正常运转，确保有足够的排水能力。6、断层为弱导水或局部弱导水，对矿井充水一般无威胁。但矿区中褶皱构造发育，一般在背斜轴部由于张性裂隙的发育，会形成较大面积的含水层，且含水量较大。对此断裂带、构造带应加强矿山地质及水文地质工作，密切注意井巷围岩、断层破碎带、掘进面等涌水特征，发现顶板淋水加大，顶板来压等透水预兆时，应立即停止作业，采取防范措施。
矿井涌水量的大小不仅是对煤田建设进行技术经济评价、合理开发的重要指标，更是矿井生产设计部门制定采掘方案、确定矿井排水能力和制定疏干措施的主要依据。因此，正确地预计矿井涌水量是矿井水文地质工作的重要任务之一。
矿井涌水量预测评述
由于普遍存在的水文地质参数难于准确确定，矿井涌水量预测是矿井防治水工作中最重要也最困难的问题。目前在矿井涌水量预测方面，发展较为迅速的有限元法和人工神经网络法、灰色控制系统理论法；计算矿井涌水量使用较为广泛的还属解析法、水文地质比拟法、相关分析法和应用Bernoulli方程等。对这些预测方法研究分析，可以更准确地预测矿井涌水量。
1.矿井涌水量预测方法
（1）有限元法：有限元法是解地下水运动偏微分方程的主要数值方法。它具有以下特点：使用灵活的网格，便于处理曲线边界和放稀、加密结点；生成的结点方程对所有结点都高度统一；生成的导水系数矩阵对称、正定，便于用平方根法求解；便于处理各向异性。中国矿业大学（北京）武强教授首次将“拟三维”数值模拟与优化管理技术应用于焦作演马庄矿，这项技术，不仅可以对不同开采水平的矿井涌水量作出预测，而且可以模拟断层（裂隙）型煤层底板突水通道的具体空间展布位置和确定其通道的水文地质参数以及预测通道的涌水量。该方法对煤层底板突水灾害的预测基本上达到了定量化的要求。
（2）人工神经网络法：以能够同时处理众多影响因子与条件的不准确信息问题著称的人工神经网络（ANN）技术，在复杂水文地质条件的煤层底板突水预测上，具有独特的优越性。控制矿井涌（突）水的主要因素有充水水源和充水通道。充水水源主要包括大气有效降水（年降水量大小及季节性变化、降水性质与矿区地形、煤层埋藏与上覆岩层的透水性）、含水层水（含水层岩性、空隙性、含水层分布、厚度与补给条件）、地表水（地表水体性质与规模、地表水体与充水含水层间的水力联系和地表水体与矿井开采深度的相对位置和二者间岩层的透水性关系）和老窑水等。充水通道主要包括构造断裂带（或喀斯特发育带）、开采冒落导水裂隙带、底板隔水层扰动破坏裂隙带和人工导水通道等。将这些充水水源和充水通道作为输入层结点的神经元，经过隐含层，输出到输出神经元结点上（神经元结点为矿井涌水量）。其向后传播神经网络的预测模型如图3-34矿井涌（突）水量预测BP网模型所示。经过对该预测模型进行多个涌水实例的训练，此时该模型就具有了矿井涌水的知识，则该模型将可应用于实际矿井涌（突）水预测。
图3-34 矿井涌（突）水量预测BP网模型
（3）相关分析法：相关分析法主要包括相关因素的选择和回归方程的建立。南方矿区涌水量多与降水量、采煤面有关，并且用相关分析法取得了较多成功的范例。而北方矿区则不然。焦作矿区是典型的北方煤矿区，降水过后20～40天，水位才逐渐回升到峰值，但涌水量因降水变化并不大。矿井涌水量与大气降水并不密切，与巷道长度、开采面积少有关系，用相关分析法并不多，演马庄矿用于煤层底板突水分析。演马庄矿与断层无直接关系的底鼓出水在煤层底板突水中占了较大比例，对于这一类煤层底板突水若使用：Ts=P/M，可以发现Ts值随煤层底板突水点埋深增大而增大，假设它们服从正态分布的话，非线性回归结果表明，表达式Ts=的回归效果最佳。式中H为煤层底板突水点的埋深值，计算相关系数，数据最大误差小于。
（4）水文地质比拟法：比拟条件是以开拓水平或邻近的水文地质条件、开拓方式与延深水平相似为依据来预计延伸水平的涌水量。顶板水量根据焦作矿区实际情况，顶板砂岩水量随采煤面积的增加而有所增加，采用Q2=Q1×F2/F1。Q2×F2为未知水量和要预计区面积，Q1、F1为已知水量和面积。煤层底板L8灰岩水量根据焦作矿区钻孔抽水资料和排水试验，涌水量与降深存在平方根关系， 。该方法简单易行。
（5）解析法：计算巷道竖井都有各自的计算公式，这里主要讨论“大井法”。由于巷道系统面积大且形状复杂，因此在计算涌水量时，可把复杂的巷道系统假想成一个与巷道系统面积相等的大井在工作。此时，整个巷道系统的涌水量就相当于井的涌水量，就可将垂直集水建筑物的公式用于计算巷道系统的涌水量。此方法较简单，经实践检验常有较满意的结果。因此在生产上广为应用。焦作矿区计算L8灰岩水，采用Q=（R0/r0），r0引用半径，R含水层抽水时的影响半径，R0引用影响半径（R0=R+r0），K渗透系数，M含水层厚度，S预计降深。
（6）应用Bernoulli能量方程：喷水钻孔法计算涌水量，据中国矿业大学在华北某矿研究，钻孔成孔后用堰测法计算，钻孔涌水量为544m3/h，采用 ，（Q，喷水钻孔涌水量；d，套管内径m；g，重力加速度m/s2；h，喷出高度m。）计算钻孔涌水量536m3/h，误差；煤层底板突水量大小的预测，采用 （Q，突水口的突水量；ω，突水口进水断面面积；g，重力加速度；h，突水口处的有效水头）计算九里山矿12031工作面煤层底板突水，计算煤层底板突水量与实际最大煤层底板突水量相对误差仅，计算演马庄矿12121工作面煤层底板突水，计算煤层底板突水量与实际煤层底板突水量相对误差仅。由此可见，两者均源出Bernoulli能量方程，两者的实际应用结果是可行的。
2.矿井涌水量预测中的几个问题
正确地预计矿井涌水量至今仍是一项复杂和困难的工作，其原因是：①人们对复杂的自然条件（地质、水文地质）认识有局限性；②对开采活动引起地下水天然动态的变化认识不足；③地下水向井巷运动过程中，无论在空间上或时间上均呈现出复杂的运动形式，且在计算方法上常将自然条件理想化和简单化，因而影响计算结果的精度。
（1）系统透彻分析水文地质条件：系统透彻分析水文地质条件，是正确预计矿井涌水量的基础。焦作演马庄矿1903l工作面L8灰岩煤层底板突水Qmax=，略有减少达左右持续了几个月。峰值水量一定，其静储量一定，并且补给不足，但有一定补给量。因此，在预计该工作面下部27011工作面煤层底板突水量时，预计，应该小于，大于的可能性不大，结果在原煤层底板突水点下部27011运输巷再次煤层底板突水Qmax=，预计结果基本正确。
（2）精心采集水文地质数据：水文地质参数的取得正确与否，是涌水量预测的关键。比如考虑焦作演马庄西部韩王东部这一喀斯特水文地质单元时，二水平会袭夺一水平L8灰岩水。二二采区的K、R、r0值就应综合考虑。应该将煤层底板突水点反求法、注水试验、抽水试验、幅射流等求出的K值综合评价。同一煤层底板突水水源通道，对于抽水、注水这一相反水文地质试验，K值相差较大；R值更应考虑到水文地质边界条件；r0取值应该包括F3断层以下面积，该采区的涌水量预测有待进一步验证。
合理选择适当的预测方法，善于利用先进的技术手段，系统透彻分析水文地质条件，精心采集水文地质参数，是正确预计矿井涌水量的前提，是搞好矿井防治水工作的基础。