第四章-地表水环境影响评价..ppt

第四章地表水环境影响评价 第一节水体中污染物的迁移与转化第二节水环境影响预测方法第三节河流水质模型的应用第四节水质模型的标定第五节水质现状评价 第一节水体中污染物的迁移与转化 一 水体中污染物的迁移与转化概述1 物理过程 混合稀释和自然沉淀混合作用主要有下面三部分作用构成 扩散 包括分子扩散和紊流扩散 移流 离散 分子扩散 分子扩散的定义 分子扩散是一种由原子或分子热运动引起的物质传输过程 或 原子或离子迁移的微观过程以及由此引起的宏观现象 浓度场 稳态扩散与非稳态扩散 稳态扩散 单位时间内通过垂直于给定方向的单位面积的净原子数 称为通量 不随时间变化 Fick第一定律 稳态扩散与非稳态扩散 非稳态扩散 通量J随时间而变化 Fick第二定律 Fick第一定律 在稳态扩散的条件下 单位时间内通过垂直于扩散方向的单位面积的扩散物质量 通称扩散通量 与该截面处的浓度梯度成正比 扩散通量 J atoms m2 s 或kg m2 s 扩散系数 D m2 s 浓度梯度 atoms m3 m 或kg m3 m 号表示扩散方向为浓度梯度的反方向 即扩散由高浓度向低浓度区进行 自然规律的相似性 热流 傅立叶定律 电流 欧姆定律 物质流 费克定律 Fick第二定律 三维费克第一定律三维费克第二定律 对流 流体流动引起的物质通量浓度变化 对流 扩散方程 湍流扩散 湍流具有高扩散性 湍流中的扩散通量污染物浓度的时间演化 湍流扩散 类比分子扩散 将湍流通量模式化最后得到湍流扩散方程 纵向离散 由于流场速度梯度而应起的纵向混合称为离散 层流流场有离散作用 湍流流场也有离散作用 均可采用费克定律的形式进行模式化 总的纵向扩散系数 一般情况 一 水体中污染物的迁移与转化概述 2 化学过程 氧化 还原反应 混凝沉淀 吸附3 生物作用 二 河流中污染物的对流和扩散混合 垂向混合区横向混合区纵向混合区 三 海水中污染物的混合扩散 1 污水排入海水 污水层厚度通常为 2m 污水从排除口到它的前沿须行进 h 三 海水中污染物的混合扩散 温排水温排水入海后不久就和水体垂直混合均匀 温排水一般只影响到浅表层2 4m 3 溢油溢油动力学过程一般划分为扩展过程和漂移过程扩展过程 在溢油的最初数十小时内 扩展过程占支配地位 这种支配地位随时间而逐渐变弱 扩展过程主要受惯性力 重力 黏性力和表面张力的控制 三 海水中污染物的混合扩散 溢油扩展过程分为三阶段 惯性 重力阶段 重力 黏性阶段 黏性 表面张力阶段 扩展过程的一个明显特征是它的各向异性 如在主风向上 油膜被拉长 在油膜的迎风面上形成堆积等 漂移过程是油膜在外界动力场 如风应力 油水界面切应力等 驱动下的整体运动 其运动速度由三部分组成 即潮流 风海流 风浪余流 其中前两者不会因油膜的存在而发生大的变化 第二节水环境影响预测方法 一 预测方法概述预测方法分为三大类 数学模拟法 物理模拟法和类比分析法 1 数学模拟法利用水体净化机制的数学模型预测水质的变化 2 物理模拟法依据相似理论 在一定的环境模型上进行水质模拟试验 3 类比分析法 二 预测条件确定 1 污水水质 水量 2 排污状况分正常排放 或连续排放 和不正常排放 瞬时排放 有限时段排放 两种情况进行预测 3 水文条件枯水期 丰水期及冰冻期 4 模型参数和边界及初始条件 三 常用河流水质预测方法 1 正常设计条件下河流稀释混合模型 1 点源稀释混合方程 2 非点源 式中 Ws 沿程河段内 x 0到x xs 非点源汇入的污染物总负荷量 kg d Q 下游x距离处河段流量 m3 s Qs 沿程河段内 x 0到x xs 非点源汇入的污染物总负荷量 xs 控制河段总长度 km x 沿程距离 0 x xs km 3 考虑吸附作用 分配系数Kp的物理意义是在平衡状态下 某种物质在固液两相间的分配比例 3 考虑吸附作用对需区分溶解态浓度的污染物 可用下式计算 式中 c 溶解态浓度 mg LCT 总浓度 mg LSS 悬浮固体浓度 mg L 2 河流一维稳态水质模型 1 完全混合距离在实际河流中 污染物从排污口排出后要与河水完全混合需要一定的纵向距离 这个距离称为混合长度 当某一断面上任意点的浓度与断面平均浓度之比介于0 95 1 05之间时 称该断面已达到横向混合 由排放点至完成横向断面混合的距离称为完全混合距离 2 河流一维稳态水质模型 2 混合长度的计算公式当评价河段长度大于混合长度时 既可采用一维水质模型 当评价河段长度小于混合长度时 应采用二维水质模型 2 河流一维稳态水质模型 河流一维水质模型通式式中 A 河流断面面积Q 河流流量c 水质组分浓度DL 纵向离散系数SL 点源或非点源强度SB 上游区域进入的源强SK 动力学转化率 正为源 负为汇 2 河流一维稳态水质模型 在稳态 忽略纵向离散作用 一级反应动力学方程 Kc 河流无侧旁入流 河流断面面积为常数 上游来流量Qu 上游来流水质浓度cu 污染源排放流量Qe 污染物排放浓度ce 则上述微分方程的解为 3 Steeter Phelps模式 3 Steeter Phelps模式 氧垂曲线 氧垂曲线 4 河流二维水质模式 1 二维水质方程 顺直均匀河流 描述污染物的稳态二维对流扩散的基本方程为 4 河流二维水质模式 用累计流量坐标表示的二维水质方程累计流量的定义 4 河流二维水质模式 引入累计流量坐标qc y 代替直角坐标y 得相应的水质方程为 4 河流二维水质模式 2 连续点源的河流水质模式设定条件 河宽为B 在离岸边距离为ys处有一连续点源 源强为QeCe 4 河流二维水质模式 在岸边排放 即ys 0 ps 0 上述方程成为 在大多数情况下可以忽略河岸反射的影响 即n 0 4 河流二维水质模式 岸边浓度为 3 瞬时点源的河流二维模型设定条件 河流为顺直均匀的一维河流 流量为Q 横断面积为A 断面平均流速为u Q A 瞬时源源强为M 4 河流二维水质模式 利用 t 函数的特性和拉氏变换 得到方程的解 四 湖泊水环境影响预测方法 1 湖泊 水库的盒式模型以年为时间尺度来研究湖泊 水库的富营养化过程中 往往可以把湖泊看作一个完全混合反应器 其基本方程为 V 湖泊中水的体积 m3Q 平衡时流入与流出湖泊的流量 m3 acE 流入湖泊的水中水质组份浓度 g m3c 湖泊中水质组分浓度 g m3Sc 非点源的外部源或汇 m3r c 水质组分在湖泊中的反应速率 四 湖泊水环境影响预测方法 在无非点源的外部源和汇 Sc 0 且r c Kc 在稳态条件下 dc dt 0 四 湖泊水环境影响预测方法 2 湖泊 水库 的富营养化预测方法 1 Vollenweider负荷模型 式中 p 磷的年平均浓度 mg m3L 年总磷负荷 水面面积 mg a m2 Q 年入流量 水面积 m3 a m2 TR 容积 年出流量 m3 a m3 四 湖泊水环境影响预测方法 2 Dillon负荷模型Dillon和Rigler收集了南安达略湖等18个湖的数据 提出适合估算春季对流时期磷的湖内平均浓度的磷负荷模型 式中 p 春季对流时期磷平均浓度 mg L 磷的滞留系数 四 湖泊水环境影响预测方法 q0 湖泊出流流量 m3 a p 0 出流磷浓度 mg L N 入流源数目 qi 由源i的入湖水量 m3 a p I 入流i的磷浓度 mg L 五 潮汐河口水环境影响预测方法 1 潮汐河流一维水质预测模式 1 一维潮汐河流水质方程 2 一维潮平均的水质方程对上式进行潮周平均 五 潮汐河口水环境影响预测方法 3 一维潮平均方程的解析解对于均匀的潮汐河流及水质组分为一级动力学反应的情形 潮平均稳态方程为 方程的形式解为 五 潮汐河口水环境影响预测方法 2 潮汐河口二维水质预测模式 第三节河流水质模型的应用 一 河流水质模型的选择 一 河流水质模型的选择 一 河流水质模型的选择 第四节水质模型的标定 水质模型中各个参数 包括K1 K2 Ex Ey等的数值的确定 即为水质模型的标定 这些参数的估值可以单个进行 也可以同时进行 单个估值可以实测估值 应用经验式计算或借用类似水体的经验数据 一 混合系数估值1 经验公式 1 通用公式 一个流量恒定 无河湾的顺直河段 如果河宽很大 而水深相对较浅 其垂向和横向混合系数Ez Ey和纵向混合系数Ex可按下面的公式估算 式中 H 平均水深 mu 摩阻流速 m s u gHI 1 2I 水力坡度g 重力加速度 不同的河流条件下 系数 x y变化很大 一般河流的 z在0 067左右 y的情况较复杂 Fisher统计分析了许多矩形明渠资料 得出 y 0 1 0 2 平均为0 15 有些灌溉渠道达0 25 我国根据一些实测数据 可得Taylor公式 y 0 058H 0 0065B B H 100式中H B分别为河流断面的平均水深和水面宽度 在天然河流中 x的变化幅度很大 对于河宽15 60m的河流 x 140 300 一 混合系数估值 2 爱尔德 Elder 公式 适用于河流 3 Fischer纵向离散系数 一 混合系数估值 2 示踪试验示踪试验法是向水体中投放示踪物质 追踪测定其浓度变化 利用水力模型分析计算环境水力学参数 二 耗氧系数k1的估值1 实验室测定修正法 1 原理 实验室测定k1的理想方法是用自动BOD测定仪 描绘出要研究河段水样的BOD历程曲线 在没有自动测定仪时 可将同一种水样分10瓶或更多瓶放入20 培养箱中培养 分别测定1到10天或更长时间的BOD值 根据 用级数展开 又因为 两式很接近 故 2 实验室测定值的修正实验室测定的k1值可直接用于湖泊或水库的模拟 用于河流或河口需作修正 包士柯 R Bosko 1966 年提出应按河流的纵向底坡 平均流速和水深对k1值进行修正 2 两点法 测定河流上 下游两断面的 BOD值求K1 式中 BOD A BOD B 分别是河流上游断面A和下游断面B处的BOD浓度 t 两个断面间的流行时间 此法应用的条件是在断面A和B之间无废水和支流流入 为了减少测定误差 可多选几个断面 得到几个k1值 然后取平均 用以上方法求得的k1值 实际上包括了沉降和再悬浮耗氧速率 k3 三 复氧系数K2的估算值 1 奥康纳 多宾斯 O conner Dobbins 公式 式中 谢才系数 分子扩散系数Dm 1 774 10 4 1 037 T 20 I 河流底坡n 河床粗糙度H 水深u 平均流速2 欧文斯等人 Owens etal 的经验公式 3 丘吉尔 Churchill 公式 第四节水质现状评价 在水质现状监测的基础上对地表水水质进行评价 1 评价标准地表水的评价标准采用 地表水环境质量标准 GB3838 2002 或相应地方标准 2 单因子评价指标 由于溶解氧和pH与其它水质参数的性质不同 其评价指数要特殊一些 溶解氧的评价指数 DOs 饱和溶解氧浓度 DOj j点的溶解氧浓度 DO 溶解氧的评价标准 pH的评价指数 式中 IpH j j点的pH标准指数单元pHj j点的pH监测值pHsd 评价标准中规定的pH下限pHsu 评价标准中规定的pH上限水质参数的标准型指数单元大于 1 表明该水质分数超过了规定的水质标准 已经不能满足使用功能的要求 名为超标 3 综合评价指数法为了使监测得到的各种水质参数数据能综合反映水体的水质 可以根据水体水质数据的统计特点选用以下指数 幂指数法 加权平均法 向量模法 算术平均值法 式中 Ij j点的综合评价指数Wi 水质分数i的权值Ii 水质分数i的指标 标准指数 m 水质分数的个数Iij 污染物i在j点的水质指数 以上各指数中 幂指数法适用于各水质分数的标准指数相差较大的场合 加权平均法一般用在水质分数的标准指数相差不大的情况 而向量模法用于突出污染最重的水质分数的影响的情况 作业 试根据S P模型 证明当k1 k2时 第五节湖泊水库水质数学模型 湖泊是指天然形成的 水库是由拦河筑坝形成的 它们的水流状况类似 其水力特征为湖流混合作用和波浪运动和波漾 1 湖流 是指湖水在水力坡度 密度梯度和风力作用下产生沿一定方向的缓慢流动 湖流经常呈水平环状 湖水较浅场合 和垂直环状运动 湖水较深 2 混合 指在风力和水力坡度作用下产生的湍流混合和由湖水密度差引起的对流混合作用 3 波浪 主要由风引起 又称风浪 4 波漾 是在复杂的外力作用下 湖中水位有节奏的升降变化 水在湖泊中的停留时间较长 一般可达数月至数年 湖泊中的化学和生物学过程保持一个比较稳定的状态 由湖泊中心至湖边 由于水深的不同而产生明显的水生植物分层 在浅水区生长挺水植物 茎叶伸出水面 如茭白 芦苇 香蒲等 往深处 扎根湖底 但茎叶不露出水面的沉水植物 如苔草等 由于湖泊水库属于相对封闭的水环境 进入湖泊水库的营养物质在其中容易不断积累 致使湖泊发生富营养化 在水深较大的湖泊中 水温和水质是竖向分层的 图 随着一年四季的气温变化 湖泊水温的竖向分布也呈有规律的变化 图 夏季气温高 湖库表层的水温也高 由于湖库的水流缓慢 上层的热量只能有扩散向下传递 因而形成自上而下的温度梯度 整个湖库处于稳定状态 秋末冬初 由于气温的急剧下降 使得湖泊表层的水温也急剧下降 同时导致表层水的密度的增加 当表层水的密度比地层水密度大时 就出现了水质的上下循环 这种水质循环称为翻塘 使湖库水质均匀分布 翻塘现象也发生在春末夏初 与上述的湖泊水质特征相应 湖泊水质模型分为箱式模型 分层箱式模型和温度及水质竖向分布的分层模型 完全混合模型 1 污染物混合降解模型对于停留时间很长 水质基本处于稳定状态的中小湖泊 可以简化为一个均匀混合的水体 其质量平衡方程表示为 积分得 溶解氧模型 扩散模型 水域宽阔的大湖 点污染源排入湖泊时 污染往往出现在入湖口附近水域 这时湖泊水质模型应考虑扩散作用 污染物在湖水中成圆锥形扩散 水质模型宜采用极坐标系 根据湖水中的移流和扩散过程 用质量平衡原理可得下列湖泊水质模型 1 生物降解与耗氧过程 积分 1 有机物的好氧生物降解 呈一级反应 式中 BODc t时刻剩余碳化需氧量 mg l BODa 水中总的碳化需氧量 mg l BODa 已降解的BOD mg lk1 碳化衰减速率系数 1 dt 时间 2 硝化作用 水中氨氮氧化为硝酸盐的过程称为硝化作用 硝化反应也呈一级反应 由于含氮有机物的降解过程中 硝化作用滞后于碳化需氧量衰减耗氧过程 故在一个水体中考虑碳化和硝化的总耗氧量时 式可写成 温度对碳化和硝化速率常数的影响 式中 a 硝化滞后的时间 BODN 水中总的硝化需氧量值 mg l BODn t时刻剩余的硝化需氧量值 mg lKN 硝化速率系数 1 d 式中 1 1 047T 10 35 N 1 08T 10 30 3 水生植物呼吸耗氧 水中的藻类和其他水生植物在光合作用停止后的呼吸作用耗氧 其耗氧的速率为 R 水生植物呼吸消耗水中溶解氧的速率系数 4 水体底泥耗氧 底泥耗氧的主要原因是由于底泥中的耗氧物质返回到水中和底泥顶层耗氧物质的氧化耗氧 底泥耗氧的机理目前还尚未完全阐明 费尔用阻尼反应来表达底泥的耗氧速率 式中 BODd 河床的BOD面积负荷kb 河床的BOD耗氧系数 c 河泥耗氧的阻尼系数 2 复氧过程 水体中的溶解氧被不断消耗的同时 大气中的氧气不断溶于水 水生植物的光合作用产氧等作用使水中的溶解氧水平得到一定程度的恢复 1 大气复氧 氧气由大气进入水体的传质速率与水体的氧亏量成正比 氧亏量 D DOs DO 这里 DOs为该水温下水体的饱和溶解氧浓度 DO为水体中的溶解氧浓度 式中 k2 大气复氧速率常数 是河流水深 流态及温度的函数 r 大气复氧速率常数的温度系数 通常为1 024 2 光合作用复氧 光合作用的速率与光照强度成正比 平均为