孫宏亮 劉偉江 郜志云 井柳新 洪筱涵 馬樂寬

(環(huán)境保護部環(huán)境規(guī)劃院，北京 100012)

“十二五”期間，全國主要污染物減排目標超額完成，環(huán)境質量改善取得明顯成效?！端廴痉乐涡袆佑媱潯分刑岢?，要采取控源截污、垃圾清理、清淤疏浚、生態(tài)修復等措施，加大黑臭水體治理力度?，F(xiàn)階段我國實行水污染物控制的指標是COD和氨氮，2014年總磷首度超越氨氮成為全國淡水環(huán)境中的主要污染指標之一，也是湖泊環(huán)境的首要污染指標。為此，國家環(huán)境保護“十三五”規(guī)劃將在河湖、近岸海域等重點區(qū)域以及重點行業(yè)新增對總氮、總磷實行污染物總量控制。底泥既是自然水域的重要組成部分，亦是水體中各種營養(yǎng)物和污染物的主要蓄積場所[1]。氮、磷等營養(yǎng)元素進入水體后沉積到底泥中，大部分與水體保持動態(tài)平衡，當生活、工業(yè)及農業(yè)等外源污染得到控制時，底泥中氮、磷則會向上覆水中逐時釋放出來[2-3]，形成內源污染。因此，研究氮、磷等營養(yǎng)元素的釋放規(guī)律，合理分析水環(huán)境污染結構和貢獻量，不僅可有針對性地實施水污染防治或修復工程，而且還能為落實污染物總量控制、探討水質改善與污染物總量控制的響應關系提供理論依據(jù)。

目前，針對河流湖泊污染底泥中氮、磷釋放規(guī)律的測算方法主要有實驗室模擬法和模型估算法兩種。實驗室模擬法對于研究污染物在底泥與間隙水之間的交換規(guī)律、污染物釋放特征與分布規(guī)律以及污染物釋放速率與釋放量等具有很好的驗證效果[4-7]，但實驗室模擬法存在一定的邊壁效應，無法完全模擬自然狀態(tài)下的水文氣象特征，如果以年為周期測算底泥中污染物釋放情況時，其結果可能與實際情況相差較大。模型估算法是利用物理概念、客觀規(guī)律和常識，通過建立氮、磷釋放量質量衡算模型，解析污染物進出總量、沉積量、降解量和大氣降水補給量等參數(shù)的遷移轉化特征，估算出內源污染物釋放量或貢獻量，該法可大幅提高測算速度，為污染底泥的治理和修復提供技術支撐。

圖1 污染物在水環(huán)境中遷移轉化示意圖Fig.1 Schematic diagram of migration and transformation of pollutants in the water environment

1 衡算模型的構建

采用模型估算法測算底泥中氮、磷釋放量，目前多采用釋放速率或轉換系數(shù)的水質模型，主要是量化底泥與間隙水之間的界面交換[8]。荷蘭為治理Grevelingen湖泊的富營養(yǎng)化問題，曾利用質量衡算模型對該湖水體的總磷進行質量衡算。在我國，利用質量衡算模型計算得到太湖1980年全年底泥磷的釋放量為205 t，略低于外源性磷全年入湖量240 t，占全年進入太湖水體總磷量的46.2%[9]。截至目前，鮮有運用質量衡算模型測算底泥中污染物釋放速率的研究，而以往的研究方法并未考慮污染物在水體中的沉降、釋放以及大氣降水對污染物的補給情況，針對以上問題，本研究根據(jù)沉積物遷移轉化循環(huán)規(guī)律，建立質量守恒測算，測算氮、磷的釋放情況。

根據(jù)圖1，污染物通過地表徑流(Wi為污染物地表徑流年均進入量，t)和大氣沉降(R為污染物年均沉降總量，t)進入水體后，一部分以溶解態(tài)溶于水中(S為污染物年均滯留量，t)，另一部分則附著于細小顆粒逐漸匯集并附著于河湖底部細沙中形成污染底泥(P為某年段底泥沉積總量，t)，此時底泥中污染物濃度與水體中的污染物濃度處于相對平衡狀態(tài)。當水體污染物濃度降低或自然條件發(fā)生改變(如外源污染減少、大氣降雨與顆粒沉降、底棲生物群落結構變化或人為擾動等)時，循環(huán)系統(tǒng)為達到下一階段的平衡，污染物會從底泥中再次釋放進入水體(X為底泥污染物年釋放量，t)，最后隨水流流出該循環(huán)系統(tǒng)(W0為污染物地表徑流年均產出量，t)。建立概念模型計算公式如下：

Wi-W0=S+UK+P-X-R

(1)

R=10-3nrsCR

(2)

(3)

U=R+X+Wi

(4)

(5)

K=1/(1+kΔt)

(6)

由式(1)整理得到：

(7)

若僅考慮湖泊水體的水力交換時間，則不考慮W0和P，式(1)可變?yōu)椋?/p>

X=S-(R+Wi+a)×K

(8)

式中：a為水產養(yǎng)殖產生的氮、磷總量，t。

2 邛海底泥中氮、磷釋放量測算

2.1 基礎情況

邛海位于西昌市，湖泊庫容2.76億m3，湖泊面積27.4 km2，年均降雨量為1 004.2 mm。湖體中總氮、總磷平均為0.421、0.017 mg/L。底泥縱向分布自上而下分為淤積底泥層—黏土層/植物根系層—鈣質黏土層。底泥水平分布為：西北片區(qū)淤積嚴重，底泥呈黑色或紅黑色，湖床上基本沒有水生植被；北片區(qū)由于多年水土流失，底泥顆粒較粗，有較明顯的有機質成分，氮、磷含量高于地區(qū)背景值；中部片區(qū)淤泥厚度相對較小，顆粒細，湖床有成片的水生植被存在。

圖2 底泥同位素測定結果Fig.2 The results of sediment isotope determination

圖3 采用CRS模型底泥同位素定年計算結果Fig.3 The results of sediment dating by using CRS model

本研究在湖心對底泥進行了分層取樣，并利用210Pb和137Cs同位素定年的方法，確定底泥的沉積速率。根據(jù)入湖河流流量和年均污染物濃度計算得出，總氮年均入、出湖量分別約為97.0、25.2 t；總磷年均入、出湖量分別約為10.1、3.4 t；降解系數(shù)受溫度影響變化很大，而不同季節(jié)湖水溫度又有明顯差異，取k=k20×1.047T-20(式中：k20為20 ℃下的降解系數(shù)，d-1；T為溫度，℃)，參照鄱陽湖丹江口水庫、三峽庫區(qū)以及漢陽四湖的研究成果，以2000—2005年的水質監(jiān)測資料進行數(shù)值模型參數(shù)的率定，確定總氮和總磷的k20分別為0.008、0.05 d-1。

2.2 監(jiān)測結果分析

邛海底泥中總氮為0.24～1.79 g/kg，平均值為1.26 g/kg；總磷為0.17～0.63 g/kg，平均為0.53 g/kg。邛海底泥泥芯的年代使用210Pb和137Cs同位素定年方法確定。沉積物中的210Pb來自兩部分：一部分是由226Ra衰變并與之達到動態(tài)平衡的210Pb；一部分是來自空氣中的沉降物并且濃度不斷衰減的過剩210Pb(記作210Pbex)[10]。根據(jù)檢測的結果顯示，210Pb的放射性活度隨著底泥深度發(fā)生了顯著變化(見圖2)，因此本研究采用210Pb和恒定補給速率(CRS)模型進行定年測算。

通過CRS模型計算獲得了底泥深度與底泥沉積年份的對應關系(見圖3)。結果表明，該區(qū)域底泥沉積速率較快，底泥平均年沉積速率達3.06 cm/a。類比內蒙古烏梁素海(0.47 cm/a[11])、云南撫仙湖(0.02 cm/a[12])、青海湖(0.020 cm/a[13])可知，邛海底泥沉積速率較快，可能與該流域水土流失嚴重有關。

2.3 邛海底泥中氮、磷釋放量計算結果

利用氮、磷釋放量質量衡算模型計算得出：邛海底泥總氮年釋放量約243.63 t，平均釋放速率為24.3 mg/(m2·d)；總磷年釋放量約93.28 t，平均釋放速率為9.3 mg/(m2·d)，根據(jù)污染物的降解速率計算邛海湖體中底泥貢獻的氮、磷量分別為94.19、4.76 t，分別占湖體氮、磷貢獻總量的40%和48%。關于底泥氮、磷釋放速率的國內現(xiàn)有研究成果對比情況見表1。

根據(jù)表1，在綜合考慮實驗室模擬法的邊壁效應以及因底泥釋放營養(yǎng)物質促使湖泊富營養(yǎng)化的情況下，底泥中氮、磷釋放速率的合理范圍應分別在1～100、1～15 mg/(m2·d)。初步判斷，本研究所得計算結果在該合理范圍內。

表1 關于邛海底泥中氮、磷釋放速率與已有研究成果的對比情況

3 結 語

氮、磷在水體富營養(yǎng)化過程中起關鍵作用，底泥中氮、磷的釋放速率和釋放量對水體富營養(yǎng)化有重要影響。采用氮、磷釋放量質量衡算模型可以較快速地得出區(qū)域河流或湖泊中污染底泥的氮、磷等營養(yǎng)鹽對水體貢獻量，但該方法還需同上覆水水質變化、湖泊富營養(yǎng)化開展相關性研究，同時還應配合實驗室建模研究，對其做進一步驗證。

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