為了備考2014年環(huán)境影響評價工程師考試，中大網(wǎng)校編輯特別整理了環(huán)境影響評價工程師考試科目《環(huán)境影響評價技術(shù)方法》歷年考試的重點，以備迎接2014年環(huán)境影響評價工程師考試。

第三節(jié)地表水環(huán)境現(xiàn)狀調(diào)查與評價

一、環(huán)境水文與水動力特征

1.自然界的水循環(huán)、徑流形成與水體污染

(1)自然界的水循環(huán)。

地球上的水蒸發(fā)為水汽后，經(jīng)上升、輸送、冷卻、凝結(jié)，在適當條件下降落到地面，這種不斷的反復過程稱為水循環(huán)。如果循環(huán)是在海洋與陸地之間進行的，稱 為大循環(huán);如果循環(huán)是在海洋或陸地內(nèi)部進行的，稱為小循環(huán)(圖3-14)。人類活 動可以影響小循環(huán)，例如大量砍伐森林能減少枯季徑流，而且常常是造成沙漠化的主要原因。

由陸地吹向海洋的水氣

(2)徑流形成及河川徑流的表示方法。

降落的雨、雪、雹等通稱為降水。一次較大的降雨經(jīng)過植物的枝葉截留、填充 地面洼地、下滲和蒸發(fā)等損失以后，余下的水經(jīng)坡面漫流(呈片狀流動)進入河網(wǎng)， 再匯入江河，最后流入海洋，這部分水流稱為地面徑流。從地表下滲的水在地下流動，經(jīng)過一段時間以后有一部分逐漸滲入河道，這部分水流稱為地下徑流。河川徑 流包括地面徑流與地下徑流兩部分。

在徑流形成過程中，常常將從降雨到徑流形成叫產(chǎn)流階段，把坡面漫流及河網(wǎng) 匯流稱為匯流階段。

河流某斷面以上區(qū)域內(nèi)，由降水所產(chǎn)生的地面與地下徑流均通過該斷面流出 時，這塊區(qū)域稱作流域面積或集水面積。顯然，流域的周界就是分水線，一般可從地形圖上勾繪出來。

在研究河川徑流的規(guī)律時，常用以下的徑流表示方法和度量單位。

流量指單位時間通過河流某一斷面的水量，單位為m3/s。

徑流總量%指在r時段內(nèi)通過河流某一斷面的總水量，艮P:

W=QT (3-1)

常用單位為m3、104m3 (萬m3)、108m3 (億m3)等。

徑流深h指將徑流總量平鋪在全流域面積上的水層厚度，單位為mm。

若r以秒計，T時段內(nèi)的平均流量0以m3/s計，流域面積F以km2計，則徑 流深r的計算公式為：

Y = H (3-2)

1000F

徑流模數(shù)M:指流域出口斷面流量與流域面積的比值。常用單位為L/(s.km2), 計算公式為：

M = (3-3)

F

徑流系數(shù)指某一時段內(nèi)徑流深與相應降雨深P的比值。計算公式為.?

a = — (3-4)

P

(3)水文現(xiàn)象的變化特點。

水文現(xiàn)象是許多因素綜合作用的結(jié)果，它在時間和空間上都有很大變化。對于 河川徑流主要有以下的變化。

①年際變化。一般大江大河多水年比少水年的水量多1?2倍甚至更多，而小河流則多達4?5倍甚至10倍以上。

②年內(nèi)變化。一般豐水季比枯水季或多水月比少水月多幾倍至幾十倍，而最大日流量比最小日流量大幾百倍甚至幾千倍。

③地區(qū)變化。我國北方地區(qū)雨季短，年降水量少;南方地區(qū)雨季長，年降水 量多。一般北方地區(qū)河川徑流在時間上的變化比南方劇烈。

對于湖泊來說，由于它與河流關(guān)系密切，所以湖泊水量的變化基本上受河流水量變化的制約。

關(guān)于感潮河段的水文現(xiàn)象，一方面受上游來水量的影響，另一方面還受潮汐現(xiàn) 象的制約，因此它在時間上的變化規(guī)律與天然河川徑流有較大的差異。

地球上的水文現(xiàn)象雖然變化多端，但它們均服從確定的或隨機的兩種基本規(guī) 律。確定規(guī)律主要反映的是物理成因關(guān)系，例如地球的公轉(zhuǎn)導致河川徑流在一年內(nèi)呈有規(guī)律的季節(jié)性交替變化;又如在一個流域上降了一場大暴雨，必然要產(chǎn)生一場 大洪水等。有些水文現(xiàn)象主要受隨機因素的支配，而現(xiàn)象的產(chǎn)生是隨機的，例如一 個河流斷面上年最大洪峰流量出現(xiàn)的時間和數(shù)量等，它們服從的是統(tǒng)計規(guī)律。實際上絕大多數(shù)水文現(xiàn)象兩種規(guī)律同時存在，只是程度上不同。

針對水文現(xiàn)象所存在的基本規(guī)律，構(gòu)成了三種主要研究途徑：成因分析、數(shù)理 統(tǒng)計與地區(qū)綜合。

2.河流的基本環(huán)境水文與水力學特征

(1)河道水流形態(tài)的基本分類。

由于河道斷面形態(tài)、底坡變化、走向各異，上、下游水邊界條件各異等，河道 中的水流呈現(xiàn)著各種不同的流動形態(tài)。按不同的標準，可將河道水流分成不同的類型。例如，洪水季節(jié)或上游有電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態(tài);而當上、下游水邊界均勻(或近似為)恒定時，則呈恒定 流流態(tài)。 #

當河道斷面為棱柱形且底坡均勻時，河道中的恒定流呈均勻流流態(tài)，反之為非 均勻流。不恒定流均屬非均勻流范疇。

當河道形態(tài)變化不劇烈時，河道中沿程的水流要素變化緩慢，則稱為漸變流， 反之稱為急變流。

隨河道底坡的大小變化，大于、等于或小于臨界底坡時，又有急流、臨界流與 緩流之分，亦即其水流的佛洛德數(shù)仄大于、等于或小于1。

河道為單支時，水流僅順河道流動，而當河道有汊口或多支河道相連呈河網(wǎng)狀時，隨叉口形態(tài)的不同在汊口處的分流也不相同。一般而言，河網(wǎng)地處沿海地區(qū)， 往往受到徑流或潮流頂托的影響，因而流態(tài)更為復雜。

一般而言，計算河道水流只需釆用一維恒定或不恒定流方程。但在一些特殊情 況，例如研究的河段為彎道時，會有螺旋運動出現(xiàn)，在河道的支流入?yún)R處會有局部回流區(qū);研究近岸或近建筑物的局部流場時，流態(tài)又往往各異，需根據(jù)需要選擇二 維甚至三維模型求解。

①恒定均勻流。對于非感潮河道，且在平水或枯水期，河道均勻，流動可視為恒定均勻流。這是最簡單的河流流動的形態(tài)，基本方程為：

v = Cyfm (3-5)

Q = vA (3-6)

式中：v----- 斷面平均流速，m/s;

R——水力半徑，即過水斷面面積除以濕周，對于寬線型河道，常用斷面平 均水深//直接代替幾m;

/——水面坡降或底坡;

c——謝才系數(shù)，常用丄爐/6表示，《為河床糙率;

n

A----- 過水斷面面積，m2;

Q---- 流量，m3/s0

按式(3-5)和式(3-6)，在測得水面坡降(或河床底坡)、水深，確定了河床 糙率值后即可求出過流斷面的流速及流量。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。河道非恒定流動常用一維圣維南方程描述。河道有側(cè)向入流時， 基本方程為：

dA dQ (、

1 = q (3-7)

dt dx

^- + 2^^- + (gA-^TB)^ = -g Sf+^T^- +q(v -v) (3-8)

ot A ox A dx A ox 2

式中：B——河道水面寬度，m;

蘭——相應于某一高程z斷面沿程變化; dx z

z——河底高程，m;

5f——沿程摩阻坡度，通?？杀磉_為^?2v|v|/?4/3或《20必/0427?4/3); t 時間;

q——單位河長側(cè)向入流，入流為正，出流為負;

Vq--- 側(cè)向入流流速沿主流方向上的分量，m/s。

(2) 設(shè)計年最枯時段流量。

枯水流量的選擇分為兩種情況，一是固定時段選樣，二是浮動時段選樣。固定 時段選樣是指每年選樣的起止時間是一定的。例如某河流最枯水月或季主要出現(xiàn)在 2月或1?3月，則選取歷年2月或1?3月平均流量作為年最枯水月或季徑流序列的樣本。浮動時段選樣是指每年選取樣本的時間是不固定的。推求短時段(例如 30 d以下)設(shè)計枯水流量時都是按浮動時段選樣。例如要研究某河流斷面十年一遇連續(xù)7d枯水流量的變化規(guī)律，選樣時就在水文年鑒中每年找出一個連續(xù)7d平均 流量的最小值組成一個樣本。

年最枯時段流量的設(shè)計頻率一般多采用50%與75%?95%。

(3) 河流斷面流速計算。

設(shè)計斷面平均流速是指與設(shè)計流量相對應的斷面平均流速，工作中計算斷面平 均流速時會碰見三種情況。

①實測流量資料較多時，一般如果有15?20次或者更多的實測流量資料，就

能繪制水位一流量、水位一面積，水位一流速關(guān)系曲線。而且當它們均呈單一曲線時，就可根據(jù)這組曲線由設(shè)計流量推求相應的斷面平均流速。

②由于實測流量資料較少或缺乏不能獲得三條曲線時，可通過水力學公式計算。

③用公式計算。目前廣泛使用的公式有下列兩組：

a) 有足夠?qū)崪y資料的計算公式。

(3-9)

v^l F

A = Bh>

B J

b) 經(jīng)驗公式。

(3-10)

v^aQp h = yQs

B = —0{xp~S) ay

式中：v——斷面平均流速，m/s;

Q---- 流量，m3/s;

A----- 過水斷面面積，m2;

h——平均水深，m;

B----- 河道水面寬度，m;

(X，p, y, 8——經(jīng)驗參數(shù)，由實測資料確定。(X，y—般隨河床大小而變， 盧較為穩(wěn)定，對于大江大河，當河寬5和河床糙率不變時，0=0.4, 5=0.6。

(4)河流水體混合。

混合是流動水體單元相互摻混的過程，包括分子擴散、紊動擴散、剪切離散等分散過程及其聯(lián)合作用。

分子擴散：流體中由于隨機分子運動引起的質(zhì)點分散現(xiàn)象。分子擴散服從費克 (Fick)定律：

式中：c——濃度;

PXi~一為X,方向上的分子擴散定量;

Dm---- 分子擴散系數(shù)。

紊動擴散：流體中由水流的脈動引起的質(zhì)點分散現(xiàn)象。紊動擴散通量常表達為:

：ux c — —Dtxi— (3-12)

1

式中：Pxr

.方向上的紊動擴散通量;

?脈動平均濃度;

——脈動濃度值及各向脈動流速值。

剪切離散：由于脈動平均流速在空間分布不均勻引起的分散現(xiàn)象。 剪切離散通量常表達為：

■■(uxc) = -Dl^- (3-13)

ox

式中：px-

-斷面離散通量;

斷面各點值與斷面均值之差; 一離散系數(shù);

-斷面各點流速與斷面均值之差;

C——斷面各點濃度與斷面均值之差。

混合：泛指分子擴散、紊動擴散、剪切離散等各類分散過程及其聯(lián)合產(chǎn)生的過程。在天然河流中，常用橫向混合系數(shù)(MP和縱向離散系數(shù)(Dl)來描述河流 的混合特性。大量的試驗表明，天然河流中實測的的比值一般在0.4?0.8, 通常用下列公式進行估算：

=0.6(1 ±0.5)/?/ (3-14)

式中，My----- 橫向混合系數(shù)，m2/s;

h——平均水深^ m;

u ---- 摩阻流速，7^,

i----- 河流比降，m/m。

河道可取為0.6，河道擴散可取為0.9,河道收縮可取為0.3。

在考慮河流的縱向混合時，由于分子擴散、紊動擴散的作用遠小于由斷面流速 分布不均勻而引起的剪切離散，一般可將其忽略。由斷面流速分布不均引起的混合過程釆用縱向離散系數(shù)表征。

河流縱向離散系數(shù)的估算公式很多，大都是根據(jù)具體河流的實驗數(shù)據(jù)整理出來的，少數(shù)影響力較大的公式是借助于理論分析及實驗得到的半經(jīng)驗公式。

Fischer 公式：

DL=0.0llu2B2/hu (3-15)

式中：u----- 斷面平均流速，m/s;

B----- 河寬，m。

該式主要考慮了流速在橫向分布不均引起的離散，對于天然河流較為適用。 根據(jù)早期國外30組河流示蹤實驗數(shù)據(jù)分析，縱向離散系數(shù)可用下式估算：

Dh=a- B - u (3-16)

式中：a=0.23?8.3，均值為2.5，a與河槽狀況有關(guān)，河槽越不規(guī)則，a值越大。

3. 湖泊、水庫的環(huán)境水文特征

(1)湖泊、水庫的水文情勢概述。

內(nèi)陸低洼地區(qū)蓄積著停止流動或慢流動而不與海洋直接聯(lián)系的天然水體稱為湖 泊。人類為了控制洪水或調(diào)節(jié)徑流，在河流上筑壩，攔蓄河水而形成的水體稱為水庫，亦稱為人工湖泊。

湖泊與水庫均有深水型與淺水型之分;水面形態(tài)有寬闊型的，也有窄條型的。 對深水湖泊水庫而言，在一定條件下有可能出現(xiàn)溫度分層現(xiàn)象。在水庫里由于洪水 攜帶泥沙入庫等有可能造成異重流現(xiàn)象。

①湖泊、水庫蓄水量的變化。任一時刻湖泊、水庫的水量平衡可寫為下式：

F 入出損土(3-17)

式中：W入——湖泊、水庫的時段來水總量，包括湖、庫面降水量，水汽凝結(jié)量， 入湖、庫地表徑流與地下徑流量;

——湖泊、水庫的時段內(nèi)出水量，包括出湖、庫的地表徑流與地下徑流量與工農(nóng)業(yè)及生活用水量等;

——時段內(nèi)湖泊、水庫的水面蒸發(fā)與滲漏等損失總量;

AW——時段內(nèi)湖泊、水庫蓄水量的增減值。

式(3-17)中各要素是隨時間而變的，要研究湖泊、水庫蓄水量的變化規(guī)律， 實質(zhì)上就是研究式中各要素的變化規(guī)律及相互間影響。這些要素與湖泊、水庫水環(huán)境容量的關(guān)系較大，是本節(jié)將要討論的重點。

②湖泊、水庫的動力特征。湖水、水庫運動分為振動和前進兩種，前者如波 動和波漾，后者包括湖流、混合和增減水。在湖泊與水庫中水流流動比較緩慢，水 流形態(tài)主要是受風、太陽輻射、進出水流、地球自轉(zhuǎn)力等外力作用，其中風的影響 往往是至關(guān)緊要的。

湖流：指湖、庫水在水力坡度力、密度梯度力、風力等作用下產(chǎn)生沿一定方向 的流動。按其成因，湖流分為風成流(漂流)、梯度流、慣性流和混合流。湖流經(jīng)常成環(huán)狀流動，分為水平環(huán)流與垂直環(huán)流兩種。此外還有一種在表層形成的螺旋形流動，稱為蘭米爾環(huán)流。

湖水混合：湖、庫水混合的方式分紊動混合與對流混合。前者系由風力和水力 坡度作用產(chǎn)生的，后者主要是由湖水密度差異所引起。

波浪：湖泊、水庫中的波浪主要是由風引起的，所以又稱風浪。風浪的產(chǎn)生與 發(fā)展是與風速、風向、吹程、作用的持續(xù)時間、水深和湖盆等因素有關(guān)。

波漾：湖、庫中水位有節(jié)奏的升降變化，稱為波漾或定振波，其發(fā)生的原因是由于升力突變(如持續(xù)風應力、強氣壓力、梯度、湖面局部大暴雨及地震作用等)引起 的湖、庫水整個或局部呈周期性的擺動，而湖、庫邊水位出現(xiàn)有節(jié)奏的升降。

湖、庫水運動影響湖、庫水溫度、化學成分與湖、庫中水生生物的變化與分 布，影響物質(zhì)的沉淀與分布，還影響溶解氧進入湖、庫水從而影響湖泊、水庫的自凈能力。

③水溫。湖泊、水庫水溫受湖面以上氣象條件(主要是氣溫與風)、湖泊、水 庫容積和水深以及湖、庫盆形態(tài)等因素的影響，呈現(xiàn)出具有時間與空間的變化規(guī)律， 比較明顯的季節(jié)性變化與垂直變化。一般容積大、水深深的湖泊、水庫，水溫常呈 垂向分層型。通常水溫的垂向分布有三個層次，上層溫度較高，下層溫度較低，中 間為過渡帶，稱為溫躍層。冬季因表面水溫不高，可能沒有顯著的溫躍層。夏季的 溫躍層較為明顯。水中溶解氧在溫躍層以上比較多甚至可接近飽和，而溫躍層以下， 大氣中溶解進水中的氧很難到達，加之有機污染物被生物降解消耗了水中的氧，因 此下層的溶解氧較低，成為缺氧區(qū)。對于容積和水深都比較小的湖泊，由于水能充分混合，因此往往不存在垂向分層的問題。

湖泊、水庫水溫是否分層，區(qū)別方法較多，比較簡單而常用的是通過湖泊、水 庫水替換的次數(shù)指標a和#經(jīng)驗性標準來判別。

a =年總?cè)肓髁?湖泊、水庫總?cè)莘e —次洪水總量/湖泊、水庫總?cè)莘e

當a<10,認為湖泊、水庫為穩(wěn)定分層型;若cc>20,認為湖泊、水庫為混合 型。對于洪水期如按a判別為分層型，而在洪水時實際可能是混合型，因此洪水時 以盧指標作為第二判別標準，當#<1/2時，洪水對湖泊水溫分層幾乎沒有影響。若 )?>1，認為在大洪水時可能是臨時性混合型。另外還有一種最簡單的經(jīng)驗判別法， 即以湖泊、水庫的平均水深//>10m時，認為下層水常不受上層影響而保持一定的 溫度(4?8°C),此種情況為分層型;反之若//<10m,則湖泊、水庫可能是混合 型。

(2)湖泊、水庫水量。

湖泊、水庫水量與總?cè)莘e是隨時間而變的，因此在計算時存在標準問題。一般 以年水量變化的頻率為10%時代表多水年，50%時代表中水年，75%?95%時代表少 水年。按此標準選擇代表年，以代表年的年水量及年平均容積計算《，再以代表年各 次洪水的洪流量及平均容積計算yS，然后對y?進行綜合分析。對于水庫，由于總庫容 已定，故只需確定代表的年水量和次洪水的流量，即可計算cc與夕。

入湖、庫徑流是指通過各種渠道進入湖泊、水庫的水流，它通常由三部分組成： 通過干支流水文站或計算斷面進入湖泊、水庫的徑流;集水面積上計算斷面沒有控制的區(qū)間進入湖泊、水庫的區(qū)間徑流;直接降落在湖、水庫水面上的雨水。

4.河口與近海的基本環(huán)境水文及水動力特征

(1)河口、海灣及陸架淺海的環(huán)境特點。

河口是指入海河流受到潮汐作用的一段河段，又稱感潮河段。它與一般河流最 顯著的區(qū)別是受到潮汐的影響。

海灣相對來說有比較明確的形態(tài)特征，是海洋凸入陸地的那部分水域。根據(jù)海 灣的形狀、灣口的大小和深淺以及通過灣口與外海的水交換能力可以把海灣劃分為閉塞型和開敞型海灣。閉塞型的海灣是指灣口的寬度和水深相對窄淺，水交換和水 更新的能力差的海灣。灣口開闊，水深，形狀呈喇叭形，水交換和更新能力強的海 灣為開敞型的海灣。

陸架淺水區(qū)是指位于大陸架上水深200 m以下，海底坡度不大的沿岸海域，是大洋與大陸之間的連接部。

河口、海灣與陸架淺海水域是位于陸地與大洋之間，由大氣、海底、陸地與外 海所包圍起來的水域，在上述四個邊界不斷地進行動量、熱量、淡水、污染物質(zhì)等的交換，這一部分海域與人類關(guān)系最為密切，具有最劇烈時空變化。由于這個水域水深較淺，容量小，極易接受通過邊界來自外部的影響。復雜的外部影響導致了復雜的環(huán)流與混合擴散過程等與環(huán)境有關(guān)的各種物理過程，并形成不同特性的海洋結(jié)構(gòu)。

①江河的淡水徑流。在河口水域淡水徑流對于鹽度、密度的分布起著極為重 要的作用。河口區(qū)是海水與河流淡水相互匯合和混合之處，一般情況下淡的徑流水因密度較海水小，于表層向外海擴展，并通過卷吸和混合過程逐漸與海水混合，而 高鹽度的海水從底層楔入河口，形成河口鹽水楔(圖3-15 (a))。這樣的河口楔由 底層的入流與表層的出流構(gòu)成垂向環(huán)流來維持。鹽水楔溯江而上入侵河口段的深度主要由徑流大小決定，徑流小入侵就深，徑流大入侵就淺。

河口段的水結(jié)構(gòu)并不是只有這一種形式，在潮流發(fā)達的河口，或者在秋、冬季 降溫期，垂直對流發(fā)展，混合增強的情況下鹽水楔被破壞，按垂直向的混合程度強 弱和鹽度分布的特征呈現(xiàn)圖3-15 (b)和(c)的情況，(b)為部分混合型，(c)為 充分混合型。

在有河流入海的海灣和沿岸海域，于豐水期常常形成表層低鹽水層，而且恰好 與夏季高溫期疊合，因而形成低鹽高溫的表層水，深度一般在10m左右，它與下 層高鹽低溫海水之間有一強的溫、鹽躍層相隔，形成界面分明的上下兩層結(jié)構(gòu)，從 而使流場變得非常復雜。

海

海

海

(a)鹽水楔河口; (b)部分混合河口; (c)充分混合河口 圖3-15沿著河口段的鹽度分布

河流徑流

河流的徑流還把大量營養(yǎng)物質(zhì)帶給海洋，形成河口區(qū)有極高的初級生產(chǎn)力。另 一方面江河沿岸的工業(yè)和城市生活水大量排入，隨徑流帶入沿岸海域，也威脅河口 水域的水生生態(tài)環(huán)境。

②潮汐與潮流。陸架淺海中的潮汐現(xiàn)象主要是來自大洋，本地區(qū)產(chǎn)生的潮汐 現(xiàn)象是微不足道的。盡管大洋中的潮汐現(xiàn)象也是微弱的，但潮波傳入陸架淺水區(qū)后，能量迅速集中，潮高變高，潮流流速變大，因此，在大洋邊緣，陸架淺海水域出現(xiàn) 顯著的潮汐現(xiàn)象。在我國沿岸絕大部分海域潮流是主要的流動水流。因此，潮流對 于這些海域污染物的輸運和擴散、海灣的水交換等起著極為重要的作用。

(2)河口海灣的基本水流形態(tài)。

水流的動力條件是污染物在河口海灣中得以輸移擴散的決定性因素。在河口海 灣等近海水域，潮流對污染物的輸移和擴散起主要作用。潮流是內(nèi)外海潮波進入沿 岸海域和海灣時的變形而形成的淺海特有的潮波運動形態(tài)。所以，潮流數(shù)值模型實質(zhì)上是淺海潮波傳播模型，這樣的模型還可以同時考慮風的影響，構(gòu)成風潮耦合模 型。我國大部分沿岸海灣水深不大，潮流的混合作用很強，水體上下?lián)交炀鶆?，?大部分情況下采用平面二維模型研究環(huán)境容量是適宜的。對于存在鹽水入侵的弱混合型河口和夏季層化明顯的沿岸海域，應考慮使用三維模型。

有些河口受河道泄流影響較大，尤其是在汛期，上游河道來水對海水的稀釋作用及局部流場的影響比較明顯，研究時應充分予以重視，必要時需考慮用一、二維 連接模型求解。

（責任編輯：何以笙簫默）

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