环境影响评价师

第三节地表水环境现状调查与评价

一、环境水文与水动力特征

1.自然界的水循环、径流形成与水体污染

(1)自然界的水循环

地球上的水蒸发为水汽后，经上升、输送、冷却、凝结，在适当条件下降落到地面，这种不断的反复过程称为水循环。如果循环是在海洋与陆地之间进行的，称为大循环;如果循环是在海洋或陆地内部进行的，称为小循环(图3 -14)。人类活动可以影响小循环，例如大量砍伐森林能减少枯季径流，而且常常是造成沙漠化的主要原因。

(2)径流形成及河川径流的表示方法。

降落的雨、雪、雹等通称为降水。一次较大的降雨经过植物的枝叶截留、填充地面洼地、下渗和蒸发等损失以后，余下的水经坡面漫流(呈片状流动)进入河网，再汇入江河，最后流入海洋，这部分水流称为地面径流。从地表下渗的水在地下流动，经过一段时间以后有一部分逐渐渗入河道，这部分水流称为地下径流。河川径流包括地面径流与地下径流两部分。

在径流 形成过程中，常常将从降雨到径流形成叫产流阶段，把坡面漫流及河网汇流称为汇流阶段。

河流某断面以上区域内，由降水所产生的地面与地下径流均通过该断面流出时，这块区域称作流域面积或集水面积。显然，流域的周界就是分水线，一般可从地形图上勾绘出来。

在研究河川径流的规律时，常用以下的径流表示方法和度量单位。

流量Q：指单位时间通过河流某一断面的水量，单位为m3/s。

径流总量w:指在T时段内通过河流某一断面的总水量，即：

常用单位为m3、104m3(万m3)、108m3(亿m3)等。

径流深Y：指将径流总量平铺在全流域面积上的水层厚度，单位为mm。

若T以秒计，T时段内的平均流量Q以m3/s计，流域面积F以km2计，则径流

深Y的计算公式为：

径流模数M:指流域出口断面流量与流域面积的比值。常用单位为U(s·km2).计算公式为：

径流系数α：指某一时段内径流深与相应降雨深P的比值。计算公式为：

(3)水文现象的变化特点

水文现象是许多因素综合作用的结果，它在时间和空间上都有很大变化。对于河川径流主要有以下的变化。

①年际变化。一般大江大河多水年比少水年的水量多1～2倍甚至更多，而小河流则多达4～5倍甚至10倍以上。

②年内变化。一般丰水季比枯水季或多水月比少水月多几倍至几十倍，而最大日流量比最小日流量大几百倍甚至几千倍。

⑨地区变化。我国北方地区雨季短，年降水量少：南方地区雨季长，年降水量多。一般北方地区河川径流在时间上的变化比南方剧烈。

对于湖泊来说，由于它与河流关系密切，所以湖泊水量的变化基本上受河流水量变化的制约。

关于感潮河段的水文现象，一方面受上游来水量的影响，另一方面还受潮汐现象的制约，因此它在时间上的变化规律与天然河川径流有较大的差异。

地球上的水文现象虽然变化多端，但它们均服从确定的或随机的两种基本规律。确定规律主要反映的是物理成因关系，例如地球的公转导致河川径流在一年内呈有规律的季节性交替变化;又如在一个流域上降了一场大暴雨，必然要产生一场大洪水等。有些水文现象主要受随机因素的支配，而现象的产生是随机的，例如一个河流断面上年最大洪峰流量出现的时间和数量等，它们服从的是统计规律。实际上绝大多数水文现象两种规律同时存在，只是程度上不同。

针对水文现象所存在的基本规律，构成了三种主要研究途径：成因分析、数理统计与地区综合。

2.河流的基本环境水文与水力学特征

(1)河道水流形态的基本分类

由于河道断面形态、底坡变化、走向各异，上游、下游水边界条件各异等，河道中的水流呈现着各种不同的流动形态。按不同的标准，可将河道水流分成不同的类型。例如，洪水季节或上游有电站的不恒定泄流或河道位于感潮段等，在河道里的水流均呈不恒定流流态;而当上游、下游水边界均匀(或近似为)恒定时，则呈恒定流流态。

当河道断面为棱柱形且底坡均匀时，河道中的恒定流呈均匀流流态，反之为非均匀流。不恒定流均属非均匀流范畴。

当河道形态变化不剧烈时，河道中沿程的水流要素变化缓慢，则称为渐变流，反之称为急变流。

随河道底坡的大小变化，大于、等于或小于临界底坡时，又有急流、临界流与缓流之分，亦即其水流的弗洛德数Fr大于、等于或小于1。

河道为单支时，水流仅顺河道流动，而当河道有汉口或多支河道相连呈河网状时，随汉口形态的不同在汉口处的分流也不相同。一般而言，河网地处沿海地区，往往受到径流或潮流顶托的影响，因而流态更为复杂。

一般而言，计算河道水流只需采用一维恒定或不恒定流方程。但在一些特殊情况，例如研究的河段为弯道时，会有螺旋运动出现，在河道的支流入汇处会有局部回流区;研究近岸或近建筑物的局部流场时，流态又往往各异，需根据需要选择二维甚至三维模型求解。

①恒定均匀流。对于非感潮河道，且在平水或枯水期，河道均匀，流动可视为恒定均匀流。这是最简单的河流流动的形态，基本方程为：

式中：v-断面平均流速，m/s:

R-水力半径，即过水断面面积除以湿周，对于宽线型河道，常用断面平

均水深H直接代替R，m:

i——水面坡降或底坡;

C-谢才系数，常用

A-过水断面面积，m2:

Q-流量， m3/s。

按式(3-7)和式(3-8)，在测得水面坡降(或河床底坡)、水深，确定了河床

糙率值后即可求出过流断面的流速及流量。反之，已知河床底坡、糙率及流量，亦

可求出水深及流速。

②非恒定流。河道非恒定流动常用—维圣维南方程描述。河道有侧向入流时，

基本方程为：

式中：B—河道水面宽度，m;

z——河底高程，m;

Sf ——沿程摩阻坡度，通常可表达为

t——时间;

q——单位河长侧向入流，入流为正，出流为负;

vq——侧向入流流速沿主流方向上的分量，m/s。

(2)设计年最枯时段流量

枯水流量的选择分为两种情况，一是固定时段选样，二是浮动时段选样。固定时段选样是指每年选样的起止时间是一定的。例如某河流最枯水月或季主要出现在2月或1-3月，则选取历年2月或1-3月平均流量作为年最枯水月或季径流序列的样本。浮动时段选样是指每年选取样本的时间是不固定的。推求短时段(例如30d以下)设计枯水流量时都是按浮动时段选样。例如要研究某河流断面十年一遇连续7d枯水流量的变化规律，选样时就在水文年鉴中每年找出一个连续7d平均流量的最小值组成一个样本。

年最枯时段流量的设计频率一般多采用50%与75%～95%。

(3)河流断面流速计算

设计断面平均流速是指与设计流量相对应的断面平均流速，工作中计算断面平均流速时会碰见三种情况。

1)实测流量资料较多时，一般如果有15—20次或者更多的实测流量资料，就能绘制水位—流量、水位—面积，水位—流速关系曲线。而且当它们均呈单一曲线时，就可根据这组曲线由设计流量推求相应的断面平均流速。

2)由于实测流量资料较少或缺乏不能获得三条曲线时，可通过水力学公式计算。

3)用公式计算。目前广泛使用的公式有下列两组：

①有足够实测资料的计算公式。

②经验公式。

式中：v——断面平均流速，m/s：

Q——流量，m3/S：

A——过水断面面积， m2：

h——平均水深，m;

B——河道水面宽度，m;

α，β，γ，δ——经验参数，由实测资料确定。α，γ一般随河床大小而变，口较为稳定，对于大江大河，当河宽宽B河床糙率不变时，β=0.4，δ=0.6。

(4)河流水体混合

混合是流 动水体单元相互掺混的过程，包括分子扩散、紊动扩散、剪切离散等分散过程及其联合作用。

分子扩散：流体中由于随机分子运动引起的质点分散现象。分子扩散服从费克( Fick)定律：

式中：c——浓度;

Dm——分子扩散系数。

紊动扩散：流体中由水流的脉动引起的质点分散现象。紊动扩散通量常表达为：

式中：

剪切离散：由于脉动平均流速在空间分布不均匀引起的分散现象。

剪切离散通量常表达为：

式中：Px——断面离散通量;

DL——离散系数;

混合：泛指分子扩散、紊动扩散、剪切离散等各类分散过程及其联合产生的过程。在天然河流中，常用横向混合系数(My)和纵向离散系数(DL)来描述河流的混合特性。大量的试验表明，天然河流中实测的My/hu 的比值一般在0.4～0.8，通常用下列公式进行估算：

式中：My——横向混合系数，m2/s:

h——平均水深，m;

u*——摩阻流速，u*=

i——河流比降，m/m。

河道可取My/hu*为0.6，河道扩散可取为0.9，河道收缩可取为0.3。

在考虑河流的纵向混合时，由于分子扩散、紊动扩散的作用远小于由断面流速分布不均匀而引起的剪切离散，一般可将其忽略。由断面流速分布不均引起的混合过程采用纵向离散系数表征。

河流纵向离散系数的估算公式很多，大都是根据具体河流的实验数据整理出来的，少数影响力较大的公式是借助于理论分析及实验得到的半经验公式。

Fischer公式：

式中：u——断面平均流速，m/s;

B——河宽，m。

该式主要考虑了流速在横向分布不均引起的离散，对于天然河流较为适用。

根据早期国外30组河流示踪实验数据分析，纵向离散系数可用下式估算：

式中：a =0.23～8.3，均值为2.5，α与河槽状况有关，河槽越不规则，α值越大。

3.湖泊、水库的环境水文特征

(1)湖泊、水库的水文情势概述

内陆低洼地区蓄积着停止流动或慢流动而不与海洋直接联系的天然水体称为湖泊。人类为了控制洪水或调节径流，在河流上筑坝，拦蓄河水而形成的水体称为水库，亦称为人工湖泊。

湖泊与水库均有深水型与浅水型之分;水面形态有宽阔型的，也有窄条型的。对深水湖泊水库而言，在一定条件下有可能出现温度分层现象。在水库里由于洪水携带泥沙入库等有可能造成异重流现象。

①湖泊、水库蓄水量的变化。任一时刻湖泊、水库的水量平衡可写为下式：

式中：W入——湖泊、水库的时段来水总量，包括湖、库面降水量，水汽凝结量，入湖、库地表径流与地下径流量;

W出——湖泊、水库的时段内出水量，包括出湖、库的地表径流与地下径流量与工农业及生活用水量等;

W损——时段内湖泊、水库的水面蒸发与渗漏等损失总量;

△W——时段内湖泊、水库蓄水量的增减值。

式( 3-19)中各要素是随时间而变的，要研究湖泊、水库蓄水量的变化规律，实质上就是研究式中各要素的变化规律及相互间影响。这些要素与湖泊、水库水环境容量的关系较大，是本节将要讨论的重点。

②湖泊、水库的动力特征。湖水、水库运动分为振动和前进两种，前者如波动和波漾，后者包括湖流、混合和增减水。在湖泊与水库中水流流动比较缓慢，水流形态主要是受风、太阳辐射、进出水流、地球自转力等外力作用，其中风的影响往往是至关紧要的。

潮流：指湖、库水在水力坡度力、密度梯度力、风力等作用下产生沿一定方向的流动。按其成因，潮流分为风成流(漂流)、梯度流、惯性流和混合流。潮流经常成环状流动，分为水平环流与垂直环流两种。此外还有一种在表层形成的螺旋形流动，称为兰米尔环流。

湖水混合：湖、库水混合的方式分紊动混合与对流混合。前者系由风力和水力坡度作用产生的，后者主要是由湖水密度差异所引起。

波浪：湖泊、水库中的波浪主要是由风引起的，所以又称风浪。风浪的产生与发展是与风速、风向、吹程、作用的持续时间、水深和湖盆等因素有关。

波漾：湖、库中水位有节奏的升降变化，称为波漾或定振波，其发生的原因是由于升力突变(如持续风应力、强气压力、梯度、湖面局部大暴雨及地震作用等)引起的湖、库水整个或局部呈周期性的摆动，而湖、库边水位出现有节奏的升降。

湖、库水运动影响湖、库水温度、化学成分与湖、库中水生生物的变化与分布，影响物质的沉淀与分布，还影响溶解氧进入湖、库水从而影响湖泊、水库的自净能力。

⑧水温。湖泊、水库水温受湖面以上气象条件(主要是气温与风)、湖泊、水库容积和水深以及湖、库盆形态等因素的影响，呈现出具有时间与空间的变化规律，比较明显的季节性变化与垂直变化。一般容积大、水深深的湖泊、水库，水温常呈垂向分层型。通常水温的垂向分布有三个层次，上层温度较高，下层温度较低，中间为过渡带，称为温跃层。冬季因表面水温不高，可能没有显著的温跃层。夏季的温跃层较为明显。水中溶解氧在温跃层以上比较多甚至可接近饱和，而温跃层以下，大气中溶解进水中的氧很难到达，加之有机污染物被生物降解消耗了水中的氧，因此下层的溶解氧较低，成为缺氧区。对于容积和水深都比较小的湖泊，由于水能充分混合，因此往往不存在垂向分层的问题。

湖泊、水库水温是否分层，区别方法较多，比较简单而常用的是通过湖泊、水库水替换的次数指标α和α经验性标准来判别。

α=年总入流量/湖泊、水库总容积

β=一次洪水总量/湖泊、水库总容积

当α<10，认为湖泊、水库为稳定分层型：若α>20，认为湖泊、水库为混合型。对于洪水期如按α判别为分层型，而在洪水时实际可能是混合型，因此洪水时以β指标作为第二判别标准，当α<1>1，认为在大洪水时可能是临时性混合型。另外还有一种最简单的经验判别法，即以湖泊、水库的平均水深H>10 m时，认为下层水常不受上层影响而保持一定的温度(4，-8℃)，此种情况为分层型;反之若H<10 m，则湖泊、水库可能是混合型。

(2)湖泊、水库水量

湖泊、水库水量与总容积是随时间而变的，因此在计算时存在标准问题。一般以年水量变化的频率为10%时代表多水年，50%时代表中水年，75%～95%时代表少水年。按此标准选择代表年，以代表年的年水量及年平均容积计算α，再以代表年各次洪水的洪流量及平均容积计算β，然后对β进行综合分析。对于水库，由于总库容已定，故只需确定代表的年水量和次洪水的流量，即可计算α与β。

入湖、库径流是指通过各种渠道进入湖泊、水库的水流，它通常由三部分组成：通过干支流水文站或计算断面进入湖泊、水库的径流;集水面积上计算断面没有控制的区间进入湖泊、水库的区间径流;直接降落在湖、水库水面上的雨水。

4.河口与近海的基本环境水文及水动力特征

(1)河口、海湾及陆架浅海的环境特点

河口是指入海河流受到潮汐作用的一段河段，又称感潮河段。它与一般河流最显著的区别是受到潮汐的影响。

海湾相对来说有比较明确的形态特征，是海洋凸入陆地的那部分水域。根据海湾的形状、湾口的大小和深浅以及通过湾口与外海的水交换能力可以把海湾划分为闭塞型和开敝型海湾。闭塞型的海湾是指湾口的宽度和水深相对窄浅，水交换和水更新的能力差的海湾。湾口开阔，水深，形状呈喇叭形，水交换和更新能力强的海湾为开敞型的海湾。

陆架浅水区是指位于大陆架上水深200 m以下，海底坡度不大的沿岸海域，是大洋与大陆之间的连接部。

河口、海湾与陆架浅海水域是位于陆地与大洋之间，由大气、海底、陆地与外海所包围起来的水域，在上述四个边界不断地进行动量、热量、淡水、污染物质等的交换，这一部分海域与人类关系最为密切，具有最剧烈时空变化。由于这个水域水深较浅，容量小，极易接受通过边界来自外部的影响。复杂的外部影响导致了复杂的环流与混合扩散过程等与环境有关的各种物理过程，并形成不同特性的海洋结构。

①江河的淡水径流。在河口水域淡水径流对于盐度、密度的分布起着极为重要的作用。河口区是海水与河流淡水相互汇合和混合之处，一般情况下淡的径流水因密度较海水小，于表层向外海扩展，并通过卷吸和混合过程逐渐与海水混合，而高盐度的海水从底层楔入河口，形成河口盐水楔(图3-15 (a))。这样的河口楔由底层的入流与表层的出流构成垂向环流来维持。盐水楔溯江而上入侵河口段的深度主要由径流大小决定，径流小入侵就深，径流大入侵就浅。

河口段的水结构并不是只有这一种形式，在潮流发达的河口，或者在秋季、冬季降温期，垂直对流发展，混合增强的情况下盐水楔被破坏，按垂直向的混合程度强弱和盐度分布的特征呈现图3·15 (b)和(c)的情况，(b)为部分混合型，(c)为充分混合型。

在有河流入海的海湾和沿岸海域，于丰水期常常形成表层低盐水层，而且恰好与夏季高温期叠合，因而形成低盐高温的表层水，深度一般在10m左右，它与下层高盐低温海水之间有一强的温、盐跃层相隔，形成界面分明的上下两层结构，从而使流场变得非常复杂。

河流的径流还把大量营养物质带给海洋，形成河口区有极高的初级生产力。另一方面江河沿岸的工业和城市生活水大量排入，随径流带入沿岸海域，也威胁河口水域的水生生态环境。

②潮汐与潮流。陆架浅海中的潮汐现象主要是来自大洋，本地区产生的潮汐现象是微不足道的。尽管大洋中的潮汐现象也是微弱的，但潮波传入陆架浅水区后，能量迅速集中，潮高变高，潮流流速变大，因此，在大洋边缘，陆架浅海水域出现显著的潮汐现象。在我国沿岸绝大部分海域潮流是主要的流动水流。因此，潮流对于这些海域污染物的输运和扩散、海湾的水交换等起着极为重要的作用。

(2)河口海湾的基本水流形态

水流的动力条件是污染物在河口海湾中得以输移扩散的决定性因素。在河口海湾等近海水域，潮流对污染物的输移和扩散起主要作用。潮流是内外海潮波进入沿岸海域和海湾时的变形而形成的浅海特有的潮波运动形态。所以，潮流数值模型实质上是浅海潮波传播模型，这样的模型还可以同时考虑风的影响，构成风潮耦合模型。我国大部分沿岸海湾水深不大，潮流的混合作用很强，水体上下掺混均匀，故大部分情况下采用平面二维模型研究环境容量是适宜的。对于存在盐水入侵的弱混合型河口和夏季层化明显的沿岸海域，应考虑使用三维模型。

有些河口受河道泄流影响较大，尤其是在汛期，上游河道来水对海水的稀释作用及局部流场的影响比较明显，研究时应充分予以重视，必要时需考虑用一维、二维连接模型求解。

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