Bài giảng Địa kỹ thuật và địa kỹ thuật môi trường

Nội dung text: Bài giảng Địa kỹ thuật và địa kỹ thuật môi trường

1. TRƯỜNG ĐẠI HỌC THỦY LỢI BỘ MÔN ĐỊA KỸ THUẬT BÀI GIẢNG ĐỊA KỸ THUẬT VÀ ĐỊA KỸ THUẬT MÔI TRƯỜNG Trịnh Minh Thụ, Hoàng Việt Hùng Bùi Văn Trường NĂM 2012
2. MỤC LỤC: CHƯƠNG 1. THẤM TRONG MÔI TRƯỜNG ĐẤT VÀ KHẢ NĂNG LAN TRUYỀN CHẤT Ô NHIỄM 4 1.1. Giới thiệu chung 4 1.2. Vấn đề Địa chất thủy văn Error! Bookmark not defined. 1.3. Phân tích yếu tố thấm trong môi trường đất 13 1.4. Điều kiện dòng chảy ngầm 23 1.5. Vận chuyển và lan truyền khối trong đất 30 1.6. Các chất lỏng không phải là nước trong đất 44 CHƯƠNG 2. CÁC VẤN ĐỀ ĐỊA KỸ THUẬT MÔI TRƯỜNG 60 2.1. Giới thiệu chung 60 2.2. Các dạng ô nhiễm dưới đất 61 2.3. Nguồn gây ô nhiễm dưới đất 63 2.4. Cơ chế phóng thích chất ô nhiễm 65 2.5. Đánh giá điểm ô nhiễm 73 2.6. Phương pháp, thiết bị khảo sát, đánh giá ô nhiễm 76 2.7. Kỹ thuật xử lý hiện trường bị ô nhiễm 83 CHƯƠNG 3. ĐỒ ÁN THIẾT KẾ GIẢM THIỂU Ô NHIỄMERROR! BOOKMARK NOT DEFINED. 3.1. Đánh giá chung 116 3.2. Phân tích số liệu địa chất và địa chất thủy văn 116 3.3. Ứng dụng phần mềm CTRAN/W 117 2
3. LỜI GIỚI THIỆU Bài giảng “Địa kỹ thuật và Địa kỹ thuật môi trường” cung cấp những kiến thức cơ bản về đặc tính thấm nước, khả năng, quy luật vận chuyển lan truyền ô nhiễm, các dạng và nguồn gây ô nhiễm, các nguyên lý kỹ thuật xử lý ô nhiễm nhằm giúp cho học viên cao học chuyên ngành Địa kỹ thuật những nhận thức về ô nhiễm môi trường đất, tính toán, dự báo và giải pháp giảm thiểu ô nhiễm dưới đất. Nội dung bài giảng gồm 3 chương : Chương 1: Thấm trong môi trường đất và khả năng lan truyền ô nhiễm Giới thiệu những kiến thức cơ bản về địa chất thủy văn, bao gồm các dạng tồn tại của nước dưới đất, các đới thủy động lực, sự hình thành thành phần hóa học, đặc điểm các tầng chứa nước và sự vận động của nước dưới đất; phân tích yếu tố thấm trong môi trường đất bão hòa và không bão hòa; điều kiện dòng chảy ngầm; cơ cấu vận chuyển và lan truyền khối trong đất; cơ chế vận chuyển các chất lỏng không phải là nước. Chương 2: Các vấn đề địa kỹ thuật môi trường Chương này trình bày đặc điểm, tính chất các dạng, nguồn gây ô nhiễm; phương thức phóng thích ô nhiễm; nội dung, phương pháp, thiết bị khảo sát đánh giá ô nhiễm đất và nguyên lý, kỹ thuật xử lý hiện trường bị ô nhiễm. Chương 3: Đồ án thiết kế giảm thiểu ô nhiễm Đề cập những nội dung cần phân tích, đánh giá khi thiết kế giảm thiểu ô nhiễm; nội dung phân tích đánh giá các số liệu địa chất, địa chất thủy văn; và ứng dụng phương pháp số để phân tích, dự báo lan truyền ô nhiễm dưới đất. Bài giảng được biên soạn trên cơ sở cuốn sách “Địa kỹ thuật môi trường” tác giả Nguyễn Uyên biên dịch và cuốn sách “Geotechnical Engineering Principles and Pratisces” của Donald P.Coduto. Do nguồn tài liệu còn hạn chế và lần đầu tiên biên soạn cho lớp cao học nên bài giảng chắc chắn sẽ không tránh khỏi những thiết sót. Chúng tôi rất mong nhận được những ý kiến đóng góp của các nhà khoa học và các đồng nghiệp. Trường Đại học Thủy lợi Bộ môn Địa kỹ thuật 3
4. Chương 1 THẤM TRONG MÔI TRƯỜNG ĐẤT VÀ KHẢ NĂNG LAN TRUYỀN Ô NHIỄM 1.1. GIỚI THIỆU CHUNG Trong môi trường đất đá, nước là hợp phần có vai trò quan trọng trong việc vận chuyển, lan truyền chất ô nhiễm. Do vậy những vấn đề về điều kiện địa chất thủy văn bao gồm sự phân bố không gian, thành phần, tính chất của các tầng chứa nước, thấm nước yếu, trạng thái tồn tại, đặc biệt là tính thấm và chế độ thủy động lực của dòng chảy là những yếu tố quan trọng quyết định khả năng, phương thức, tốc độ vận chuyển, lan truyền chất ô nhiễm và cả các quá trình biến đổi hóa, lí, sinh học của chúng. Đó là những vấn đề cơ bản cần để hiểu chất ô nhiễm vận chuyển, lan truyền như thế nào dưới mặt đất. Quá trình vận chuyển, lan truyền khối tham gia vào việc tiêu thụ hay sản sinh khối trong môi trường lỗ rỗng và tuân theo nguyên lí bảo toàn khối lượng. Tuy nhiên, về phương thức vận chuyển, các chất ô nhiễm hòa tan trong nước có quan hệ chặt chẽ với dòng thấm nước lỗ rỗng hơn là các chất ô nhiễm không hòa tan, nó bị khống chế bởi cơ cấu, quy mô lỗ rỗng và các yếu tố bên ngoài. Vậy, cơ cấu vận chuyển, lan truyền khối trong đất như thế nào; sự di chuyển, quan hệ với nước lỗ rỗng và sự tương tác lẫn nhau của các chất ô nhiễm ra sao, đó là những vấn đề cần để hiểu bản chất của quá trình vận chuyển, lan truyền chất ô nhiễm. Chất ô nhiễm dạng chất lỏng không phải nước (NAPL - nonaqueous-phase liquid) không thể trộn lẫn với nước nhưng có thể hòa tan trong nước và lan truyền khối qua các mặt phân cách. Mặc dù tính hòa tan rất thấp nhưng chỉ với một lượng nhỏ NAPL hòa tan trong nước sinh hoạt thì cũng có các tác động tổn hại đến sức khỏe con người và làm cho nguồn nước dưới đất bị ô nhiễm kéo dài. Điều đó cho thấy sự cần thiết phải nghiên cứu tốc độ và sự vận chuyển các NAPL ở dưới mặt đất. Về nguyên lí vận chuyển và lưu trữ NAPL trong đất cũng tương tự với các nguyên lí cho dòng không bão hòa. Lượng tương đối của các pha trong đất lúc cân bằng đều bị khống chế bởi nguyên lí mao dẫn, nguyên lí khống chế hành vi của đất không bão hòa. Các nguyên lí này cho phép phân tích, luận giải các quá trình vận chuyển và lan truyền khối của NAPL. Chương 1 chủ yếu nghiên cứu một số nội dung chính của những vấn đề nêu trên. 4
5. 1.2. VẤN ĐỀ ĐỊA CHẤT THỦY VĂN 1.2.1. CÁC DẠNG NƯỚC TỒN TẠI TRONG ĐẤT ĐÁ Nước trong đất đá tồn tại dưới những dạng : hơi nước, nước liên kết vật lý, nước mao dẫn, nước trọng lực, nước ở trạng thái rắn, nước trong mạng tinh thể khoáng vật . 1. Nước ở trạng thái hơi Nước ở trạng thái hơi tồn tại trong lỗ hổng và khe nứt rỗng. Hơi nước rất dễ di chuyển, chúng vận động từ nơi có áp lực lớn đến nơi có áp lực nhỏ, đi từ nơi có độ ẩm lớn đến nơi có độ ẩm nhỏ hơn, có thể vận động từ khí quyển vào lỗ rỗng của đất hoặc ngược lại. 2. Nước liên kết vật lý Nước liên kết vật lý bị giữ trên bề mặt các hạt cứng bởi những lực liên kết lớn hơn trọng lực, vận động chậm chạp hơn rất nhiều so với nước tự do. - Nước liên kết chặt (nước hấp phụ) được thành lạo do sự hấp phụ các phân tử nước trên bề mặt của các hạt, tạo thành một lớp rất mỏng sát ngay trên bé mặt các hạt. - Nước liên kết yếu (nước màng mỏng) phân bố ngay trên lớp nước liên kết chặt bằng mối liên kết phân tử. Lực liên kết giữa các phân tử nước và bể mặt hạt yếu đi nhiều. Nước liên kết yếu tồn tại trong đất đá khi độ ẩm trong đất đá lớn hơn độ ẩm hấp phụ lớn nhất. 3. Nước mao dẫn Nước mao dẫn là nước chứa trong các lỗ hổng và các khe rãnh mao dẫn, chủ yếu do tác dụng của lực mao dẫn phát sinh ở phần tiếp xúc giữa nước với không khí trong đất đá. 4. Nước trọng lực Nước trọng lực (nước lỏng) được thành tạo trong đất đá khi độ ẩm của chúng lớn hơn độ ẩm phân tử tối đa hay khi các lỗ hổng đất đá bão hoà nước. Vận động của nước trọng lực diễn ra chủ yếu dưới tác dụng của trọng lực và của gradien áp lực. Nước trọng lực còn được gọi là nước tự do có khả năng truyền áp lực thủy tĩnh. Khi vận động trong đất đá nước trạng thái lỏng có những tác dụng khác nhau lên chúng. Nó có thể phá hủy cơ học, hoà tan và rữa lũa đất đá. Nước lỏng được thành tạo ở phần trên của vỏ quả đất. Vận động của nước lỏng trong đất đá có thể chia làm 2 dạng: ngấm và thấm. Khi nước vận động trong đất đá mà chỉ một phần các lỗ rỗng chứa đầy nước và nước vận động qua các lỗ rỗng đó thôi thì vận động của chúng được gọi là ngấm. Quá trình thấm xảy ra trên những diện rộng với dòng thấm lớn; lúc đó tất cả các lỗ rỗng của tầng đất đá đều bão hoà nước và nước thấm dưới tác dụng của áp lực mao dẫn, građien áp lực và trọng lực. 5
6. 5. Nước ở trạng thái rắn Nước ở trạng thái rắn khi nhiệt độ thấp dưới 0° nước trọng lực và một phần nước liên kết đóng băng biến thành nước ở trạng thái rắn. 6. Nước liên kết hoá học Nước liên kết hoá học tham gia vào mạng tinh thể các khoáng vật dưới dạng các ion - + OH hoặc H3O . Nó được tách ra khỏi mạng tinh thể khi nung nóng khoáng vật đến nhiệt độ từ 300°C - 1.300°C và khi mạng tinh thể hoàn toàn bị phá hủy. 7. Nước kết tinh Nước kết tinh là nước nằm trong mạng tinh thể các khoáng vật dưới dạng phân tử nước H20 hoặc nhóm các phân tử nước. Nó có thể tách ra khỏi khoáng vật khi nung nóng chúng đến nhiệt độ từ 250°C - 300°C. 1.2.2. CÁC ĐỚI THỦY ĐỘNG LỰC NƯỚC DƯỚI ĐẤT Phần trên của vỏ quả đất có thể chia làm hai đới chính: đới thông khí và đới bão hoà. Trong đới thông khí nước tồn tại dưới dạng hơi, liền kết vật lý, liên kết hoá học. Trong đới bão hoà lỗ rỗng, các khe rãnh đất đá đều chứa đầy nước trọng lực. Giữa hai đới này thường tồn tại một đới nước mao dẫn. Theo cường độ và điều kiện trao đổi nước, có thể chia làm 3 đới thủy động lực (bảng 1.1) : - Đới trao đổi nước mãnh liệt phân bố ở phần trên cùng của vỏ quả đất, chúng liên hê chặt chẽ với nước mặt. Đới này phân bố đến độ sâu xâm thực của các thung lũng sông lớn nhất. Chiều dày của nó dao động trong khoảng 100 ÷ l.000m và lớn hơn. Đới này đặc trưng bằng vận tốc thấm nước tương đối lớn . Vận tốc thực từ 1mét đến hàng trăm mét trong một năm), hệ số trao đổi nước (tỉ số giữa lượng nước chảy qua bồn chứa nước dưới đất sau 1 năm với loàn bộ lượng nước chứa trong bồn đó) dao động trong khỏang 0,1 - 1. - Đới trao đổi nước chậm chạp thường sâu hơn gốc thoát nước địa phương của các tầng và các phức hệ chứa nước. Chiều sâu giới hạn của đới này có thể được xác định bằng chiều sâu xâm thực các bổn biển. Đới này đặc trưng bằng vận tốc thấm nhỏ hơn rất nhiều so với đới trên. Hệ số trao đổi nước thay đổi trong một khoảng rất rộng từ 1.10-2 - 1.10-9. - Đới trao đổi nước rất chậm chạp chiếm những phần sâu nhất của các hệ chứa nước có áp (sâu hơn 2 - 3km). Vận tốc thấm thực thường khoảng vài phần chục đến vài % cm trong 1 năm, hệ số trao đổi nước thường khổng vượt quá 1.10-9. Đới này đặc trưng bởi nhiệt độ và áp suất cao. 6
7. Bảng 1.1 Phân đới nước trong vỏ quả đất Đới trao đổi nước Đới trao đổi nước Đới trao đổi nước Đặc trưng mãnh liệt chậm rất chậm Vài chục đến vài phần Vận tốc thấm >1m/năm < lm/năm trăm cm/năm Hệ số trao đổi nước 0,01 ÷ 1 l.l0-2 - 1.l0-9 < 1.10-9 Môi trường tồn tại Oxi hoá Ôxi hoá - khử Khử ôxi Nhiệt độ < 25°C 10 ÷ 40°C 40 ÷ 150°C Thành phần hoá học Đa dạng Đa dạng Clorua Độ khoáng hóa Nhạt, mặn 2 ÷ 50g/l 50 ÷ 500g/1 1.2.3. SỰ HÌNH THÀNH THÀNH PHẦN HOÁ HỌC NƯỚC DƯỚI ĐẤT Thành phần hoá học nước dưới đất được hình thành bởi các quá trình xảy ra rất phức tạp, trong đó những quá trình chính có ảnh hưởng quyết định là: 1. Quá trình rữa lũa và hoà tan Rữa lũa là quá trình chuyển vào dung dịch một nguyên tố nào đó từ khoáng vật của đất đá mà không phá hủy mạng tinh thể của chúng. Hoà tan là quá trình đưa vào dung dịch các nguyên tố của khoáng vật và làm mạng tinh thể của chúng bị phá hủy. Nước dưới đất có khả năng hoà tan, rữa lũa hàng trăm chất khác nhau và là một chất hoà tan tổng hợp. 2. Quá trình tạo hỗn hợp nước Sự hỗn hợp các loại nước có thành phần khác nhau thường rất phổ biến trong tự nhiên. Nó có thể tạo nên các hỗn hợp nước phức tạp. Sự hỗn hợp nước tạo nên thành phần hoá học hỗn hợp và thường xảy ra cùng với quá trình trầm đọng muối cacbonat canxi, magiê, sắt, thạch cao 3. Quá trình lắng đọng muối Quá trình này có thể xảy ra trong quá trình hỗn hợp muối hay khi điều kiện nhiệt động thay đổi. Sự lắng đọng muối xảy ra làm giảm nồng độ muối hoà tan trong nước và như vậy sẽ làm thay đổi thành phần hoá học của nước. 4. Quá trình cô đặc nước Sự cô đặc nước là quá trình làm tăng lượng các chất dễ hoà tan trong nước do nước bị bốc hơi, phát tán hay đóng băng. Quá trình cô đặc nước dưới đất bằng quá trình bốc hơi thường rất phổ biến trong điều kiện khí hậu khô khi mực nước ngầm nằm không sâu (nhỏ hơn 3m). Khi nước bốc hơi, các muối hoà tan trong nước sẽ được giữ lại trong đất đá và 7
8. trong nước dưới đất làm tăng độ muối của đất đá và nước. Sự tăng độ khoáng hoá của nước ngầm nằm không sâu cũng có thể xảy ra do sự phát tán của thực vật. 5. Quá trình khuếch tán Khuếch tán là quá trình dịch chuyển vật chất từ môi trường có nồng độ cao đến nơi thấp hơn. Sự khuếch tán trorg điều kiện tự nhiên sẽ dẫn đến quá trình làm đồng đều nồng độ và thành phần hoá học nước dưới đất. 6. Quá trình trao đổi cation Sự trao đổi cation có liên quan đến khả năng hấp phụ hoá lý của đất đá phân tán hạt mịn (sét, á sét) với đường kính hạt nhỏ hơn 0,02 mm. Quá trình trao đổi cation có ý nghĩa quan trọng đối với các trầm tích loại sét và á sét và tuỳ thuộc vào nhiều yếu tố khi trao đổi, xảy ra ở các loại nước có nguồn gốc khác nhau, làm thay đổi mãnh liệt thành phần hoá học nước dưới đất. 7. Các quá trình vi sinh vật Các quá trình này có ý nghĩa to lớn đối với sự biến đổi thành phần hoá học nước dưới đất. Vi sinh vật có thể tồn tại, hoạt động trong những điều kiện rất khác nhau, trong nước đới thông khí và cả trong các tầng chứa nước dưới sâu hàng nghìn mét. Chúng có thể hoạt động trong môi trường ôxi hoá hoặc môi trường khử. Trong điều kiện ôxi hoá thì các loại vi khuẩn có vai trò quan trọng nhất. Còn trong điều kiện khử thì các vi khuẩn hiếm khí hoạt động. Kết quả các quá trình ôxy hoá và khử của các vi sinh vật làm cho thành phần của nước dưới đất bị biến đổi. 1.2.4. CÁC TẦNG CHỨA NƯỚC DƯỚI ĐẤT 1. Nước trong đới thông khí (nước thượng tầng) Nước dưới đất nằm trong đới thông khí (nước thượng tầng) là tầng nước phân bố ngay sát mặt đất. Loại nước này chịu sự tác động mãnh liệt của điều kiện thủy văn, khí tượng. Nước thượng tầng có thể được thành tạo trong tất cả các loại đất đá đó dưới các dạng khác nhau. Dưới đây là một số dạng phổ biến. - Nước lầy : Theo H.D Đubac, nước lầy có thể xem như là vũng nước mà trong đó nước không thoát hết được hoặc có thể xem như là một khu đất chứa gần 90% nước. Nước lầy có một hình dạng tàng trữ đặc biệt, một mặt nó liên hệ rất mật thiết với nước mặt và nước mưa, mặt khác có thể xem nó là một khối thống nhất với các dạng nước thượng tầng khác và nước ngầm. 8
9. - Nước thổ nhưỡng : bao gồm tất cả các dạng nước tổn tại trong thổ nhưỡng (lớp trên cùng của vỏ quả đất). Trong nước thổ nhưỡng có một lượng lớn vật chất hữu cơ và vi sinh vật. Nước thổ nhưỡng chủ yếu do nước mưa thấm xuống cung cấp. Ngoài ra, nước thổ nhưỡng còn được hơi nước ngưng tụ lại và nước mao dẫn dâng cung cấp (khi nước ngầm ở nông). Nước thổ nhưỡng phần lớn bị tiêu hao do bốc hơi và phát tán. - Nước trên thấu kính cách nước, thấm nước yếu : nước ngấm từ trên mặt đất vào trong đất đá đới thông khí gặp thấu kính đất đá cách nước hoặc thấm nước yếu bị giữ lại tạo thành lớp nước có bề dày không lớn ngay trên thấu kính đó. Mực nước, thành phần hoá học và trữ lượng nước phụ thuộc vào lượng mưa, nước thải, nước rò rỉ thấm xuống cũng như thành phần hạt, độ dày, kích thước của đất đá chứa nước và thấu kính cách nước. Kích thước và độ dày nhỏ, điều kiện cung cấp nước cục bộ, không ổn định mà lượng nước trên thấu kính thường ít và động thái của nó thay đổi rất mãnh liệt. Đặc biệt do phân bố gần mặt đất nó thường bị nhiễm bẩn. 2. Tầng chứa nước ngầm có mặt thoáng tự do Nước ngầm có mặt thoáng tự do là nước trọng lực tự do, là tầng chứa nước thường xuyên thứ nhất tính từ mặt đất. Phía trên, nước ngầm không bị lớp cách nước che phủ và nó không chiếm toàn bộ bề dày vỉa đất đá thấm nước nên bề mặt nước ngầm là một mặt thoáng có áp lực bằng áp lực khí quyển vì vậy tầng chứa nước ngầm được gọi là tầng nước không có áp lực (hình 1.1). Hình 1.1. Sơ đồ tầng chứa nước ngầm 1. Đất đá thấm nước; 2. Đất đá chứa nước; 3. Đất đá cách nước; 4. Mực nước; 5. Hướng nước chảy; 6. Mưa Miền cung cấp cho nước ngầm thường trùng với miền phân bố. Nước ngầm liên hệ với nước mưa, nước mặt và nước thượng tầng. Sự phân bố của nước ngầm phụ thuộc vào điều kiện địa lý tự nhiên, địa hình, địa mạo và địa chất của khu vực. Động thái của nước 9
10. ngầm chịu ảnh hưởng trực tiếp của các nhân tố khí tượng, và đặc trưng bằng sự dao động mực nước, lưu lượng và thành phấn hóa học theo mùa. 3. Tầng chứa giữa tầng không áp Nước giữa tầng không áp là loại nước tàng trữ trong các tầng chứa nước giữa các tầng cách nước có mực nước thấp hơn mái cách nước, tầng đất đá chứa nước không hoàn toàn hão hoà nước (hình 1.2). Hình 1.2. Sơ đồ tầng chứa nước giữa tầng không áp 1. Cát; 2. Cát chứa nước; 3. Sét; 4. Mực nước không áp Do điều kiện thế nằm mà nước giữa tầng không áp vừa có một số tính chất của nước ngầm vừa có một số tính chất của nước áp. Miền cung cấp và miền thoát không trùng nhau. Chúng được cung cấp hởi nước mưa, nước mặt qua miền cung cấp và bởi nước của các tầng chứa nước khác qua các “ ô cửa sổ” hoặc qua mái, đáy thấm nước yếu. Do có mái cách nước nên chúng ít bị các nhân tố khí tượng, nhân tạo, tác động hơn so với nước ngầm. 4. Tầng chứa giữa tầng có áp Nước giữa tầng có áp là nước dưới đất nằm trong các tầng chứa nước (hoặc các phức hệ chứa nước) giữa các tầng cách nước hay tương đối cách nước có cột nước áp lực khi khoan hay đào vào tầng chứa nước mực nước dâng lên trên mái cách nước. Nước giữa tầng có áp thường nằm sâu hơn nước ngầm và giữa hai lớp cách nước hoặc tương đối cách nước liên tục; Miền cung cấp, miền phân bố, miền thoát của chúng không trùng nhau (hình 1.3); Khi khoan vào tầng chứa nước giữa tầng có áp nước dâng lên cao hơn mái cách nước; Động thái nước giữa tầng có áp ổn định hơn so với động thái nước ngầm; các nhân tố thủy văn, khí tượng ít ảnh hưởng hơn đến động thái của chúng. Do có lớp cách nước ở trên chúng ít bị nhiễm bẩn hơn so với nước ngầm. 10
11. Hình 1.3. Sơ đồ tầng chứa nước giữa tầng có áp 5. Nước trong đất đá nứt nẻ Nước dưới đất tồn tại trong các khe nứt của đá gốc cứng nút nẻ được gọi là nước khe nứt. Nước khe nứt có thể là nước ngầm, nước giữa vỉa không áp hoặc có áp, áp lực nước gây nên do áp lực thủy tĩnh của nước trong các khe nứt giao nhau, một số nơi, do áp lực của khí đi lên từ dưới sâu, một số nơi khác do áp lực hơi nước sinh ra khi núi lửa trẻ hoạt động. Chúng được thành tạo do nước mưa và một phần do nước mặt ngấm xuống cung cấp. Nước khe nứt thường vận động tuân theo qui luật chảy tầng. 6. Nước castơ Nước chứa trong các hình thái castơ ngầm được gọi là nước castơ. Điều kiện địa chất thủy văn trong các khối castơ, nói chung giống như những điều kiện vốn có trong các đất đá thấm nước khác, nhưng nước dưới đất trong khối castơ, đặc biệt trong tầng trên có một số đặc tính riêng. Nước castơ chịu tác dụng của các nhân tố ngẫu nhiên của động thái (mưa rào, lũ, tuyết tan) đồng thời phản ứng với các tác động đó rất nhanh. Động thái của chúng dao động theo mùa, hàng năm và nhiều năm của các nhân tố đó. Tính hút nước tốt của các khối castơ tạo nên những điều kiện thuận lợi để nước mưa, nước mặt ngấm xuống, tạo thành các hồn nước castơ lớn. 1.2.5. VẬN ĐỘNG CỦA NƯỚC DƯỚI ĐẤT Sự vận động của nước trọng lực trong môi trường lỗ rỗng của đất đá gọi là thấm. Môi trường thấm bao gồm các lỗ rỗng và các khe nứt có kích thước khác nhau và liên hệ chặt chẽ với nhau. Khác với sự vận động của nước trong đường ống, kênh hở thấm trong môi trường lỗ rỗng không những phụ thuộc vào kích thước các lổ rỗng, khe nứt mà còn phụ thuộc vào hình dạng, sự 11
12. liên hệ giữa chúng với nhau và được đặc trưng bởi tốc độ khá bé của quá trình vận động. Vận động của nước trong đất đá có thể ổn định hoặc không ổn định. Vận động ổn định đặc trưng bởi sự ổn định của các yếu tố dòng thấm (tốc độ, lưu lượng, mực nước, građien thủy lực ) theo thời gian. Trong vận động không ổn định các yếu tố dòng thấm thay đổi theo thòi gian. Sự thay đổi này thường do các nhân tố tự nhiên và nhân tạo gây nên. Vận động nước dưới đất tạo nên dòng chảy của chúng. Dòng chảy nước dưới đất được đặc trưng bởi các yếu tố sau: - Đường dòng chảy là đường mà theo đó nước vận động. Đường dòng chảy có thể là những đường song song với nhau hoặc không (hình 1.4). - Đường đồng áp vuông góc với những đường dòng chảy. Đối với nước ngầm đường đồng áp được biểu thị bằng các đường thủy đẳng cao, còn đối với nước áp là các đường thủy đẳng áp. Dòng chảy tia có thể hội lụ (hình 1.4b) hoặc phân ly (hình 1.4c). Hình 1.4. Sơ đồ dòng chảy nước dưới đất 1. Đường đồng áp; 2. Đường dòng cháy, a: Dòng chày phẳng; b. Dòng chảy tỏa tia; c. Dòng hội tụ. Vận động nước dưới đất trong đất đá có thể là chảy tầng hoặc chảy rối. Khi chảy tầng các tia riêng biệt của nước vận động với một tốc độ không lớn và song song với nhau, tạo thành một dòng liên kết. Khi chảy rối nước vận động với một tốc độ rất lớn, nhiều chỗ dòng chảy bị xáo trộn lung tung và tính liên kết của dòng bị phá hủy. Phần lớn các trường hợp nước dưới đất vận động trong đất đá theo qui luật chảy tầng. 12
13. 1.3. PHÂN TÍCH YẾU TỐ THẤM TRONG MÔI TRƯỜNG ĐẤT 1.3.1. Sự hình thành dòng thấm và trạng thái năng lượng của nước trong đất Dòng nước thấm trong đất được hình thành do sự biến đổi năng lượng (thế năng và động năng) của nước từ vị trí này đến vị trí khác. Thế năng phụ thuộc vị trí và trạng thái của nước so với mặt chuẩn còn động năng liên hệ với sự chuyển động của nước. Tuy nhiên, vận tốc dòng nước thấm trong đất không đủ lớn nên năng lượng sản sinh ra dòng thấm trong đất chủ yếu là sự biến đổi thế năng tổng từ vị trí này đến vị trí kia. Thế năng tổng của nước trong đất Ψ có thể xác định bằng biểu thức: ψ = ψg + ψp + ψo (1-1) Trong đó: ψg – thế trọng lực (do sự chênh lệch cao trình); ψp – thế áp lực (do chênh lệch áp lực); ψo – thế thẩm thấu (do sự khác nhau về thành phần hóa học của nước). - Thế trọng lực ψg (hình 1.5) không phụ thuộc các điều kiện áp lực của nước trong đất và đất có được bão hòa hay không mà chỉ phụ thuộc vào cao trình tương đối z1 của khối nước và mặt chuẩn, được xác định bằng biểu thức: ψg = γwz1 (1-2) Trong đó: γw - trọng lượng đơn vị của nước. Hình 1.5: Các thế trọng lực và áp lực - Thế áp lực ψp phụ thuộc vào điểm đang xem xét trong đất tại áp lực thủy tĩnh lớn hơn hay nhỏ hơn áp lực khí quyển (hình 1.5). Giá trị ψp dương khi điểm xem xét ở phía dưới bề mặt nước tự do và thường được coi là thế ngập. ψp = γwz2 (1-3) Trong đó: z2 – chênh lệch cao trình điểm đang xét và mực nước ngầm. Khi áp lực tại điểm đang xem xét thấp hơn áp lực khí quyển, năng lượng cần để vận chuyển một thể tích đơn vị nước từ các điều kiện khí quyển được xem xét bởi nguyên lí mao dẫn (hình 1.6). Thế trong trường hợp này được xem là thế mao dẫn hay hút ẩm. Thế trong trường hợp này được xem là thế mao dẫn hay hút ẩm. 13
14. 2σ ψp = (1-4) R m Trong đó: σ - sức căng bề mặt của nước; Rm – bán kính cong của mặt khum. R R = c (1-5) m cosα Thay (3-5) vào (3-4), ta có: Hình 1.6: Cân bằng áp lực trong ống mao quản 2σ cosα ψp = (1-6) R c Tuy có các hạn chế khi xét đến bản chất của đất như thành phần, cấu trúc của đất, , song nguyên lí mao dẫn cho ta hiểu các yếu tố tạo ra thế âm và hiệu dụng của nó xem xét trường hợp các lỗ rỗng đất được các chất lỏng không phải nước, là không khí chiếm chỗ (bẫy chất lỏng), Khi áp lực khí ở trạng thái chuẩn (khí quyển) khác áp lực khí trong đất tại điểm đang xét, sự khác nhau từ áp lực (gọi là thế khí) phải được tăng thêm cho thế áp lực hoặc là dương hoặc là âm. - Thế thẩm thấu phụ thuộc vào nồng độ chất hòa tan và nhiệt độ, với các dung dịch pha loãng có thể tính gần đúng (Slatyer, 1967): ψo = MCT Trong đó: M – nồng độ molarcuar hạt hòa tan; T- nhiệt độ tuyệt đối; C- hằng số hơi tổng quát (8,32 x 107 egr/mol độ). 1.3.2. Các định luật thấm trong đất bão hòa Khi nghiên cứu, phân tích các đặc trưng dòng thấm, có sự khác nhau lớn giữa đất bão hòa và không bão hòa. Trong đất bão hòa, thường giả thiết là dòng thấm chiếm toàn bộ khoảng trống lỗ rỗng (trừ đất sét đầm chặt và đất hạt mịn khác thì chỉ có khoảng rỗng mới dẫn nước). Còn đối với đất không bão hòa thì chỉ có khoảng rỗng được nước chiếm chỗ là có sự tham gia dòng nước thấm. Do vậy cần nghiên cứu tách biệt dòng thấm bão hòa và không bão hòa. a. Định luật Poiseuille và định luật Darcy Với giả thiết là khối đất đồng nhất có các ống mao quản song song không nối tiếp nhau cho phép sử dụng kiến thức thủy lực về dòng chảy trong ống để tìm hiểu, phân tích đặc trưng dòng thấm. - Định luật Poiseuille Khi xem xét dòng thấm qua một ống mao quản đơn (hình 1.7) do độ chênh thế áp lực ∆P giữa hai đầu ống (lực truyền động cho dòng thấm để chống lại ma sát do độ nhớt η của nước) cho phép xác lập phương trình quan hệ giữa lưu lượng qua ống mao quản và độ chênh thế áp lực ∆P, chiều dài của ống L và bán kính R của ống theo định luật Poiseuille: 14
15.  πR 2  ΔPR 2   πR 4  ΔP  =    =   qr       (1-7)  2  4Lη   8η  L  Hình 1.7: Dòng thấm qua một ống mao quản đơn Phương trình (3-13) có thể viết lại theo diện tích tiết diện At của ống:  R 2  ΔP  =   q t   (At ) (1-8)  8η  L  Vận tốc “trung bình” của dòng thấm Vt trong ống mao quản : 2 q t  R  ΔP  V t = =    (1-9) A t  8η  L  Số hạng thứ nhất ở vế phải phương trình (1-9) được coi là hằng số biểu thị tỉ lệ giữa vận tốc dòng thấm và gadien áp lực (∆P/L) trong ống mao quản. - Định luật thấm Darcy Khi lí tưởng hóa hệ đất như là một bó các ống mao quản song song như đã phân tích ở trên, vận tốc dòng thấm trong đất cũng có thể biểu thị tỉ lệ với độ chênh gradien áp lực. Điều này được Henry Darcy (1856) tìm được bằng thực nghiệm. Lưu lượng q của dòng thấm tỉ lệ tuyến tính với độ chênh thế áp lực :  ΔP  q = k A (1-10)  L  Trong đó: A – diện tích tiết diện mẫu; K – hằng số tỉ lệ. Phương trình (1-10) của Darcy là biểu thức được sử dụng phổ biến để biểu thị đặc trưng dòng thấm trong đất. Quan hệ tuyến tính giữa lưu lượng và gradien thủy lực có thể không phù hợp ở gradien rất thấp hay rất cao (Swartzendruker, 1962; Bear, 1972). Tuy nhiên, trong đa số trường hợp quan trọng của dòng nước ngầm các điều kiện đó đã không xảy ra. Với dòng thấm chảy tầng có thể dùng định luật Darcy cho các loại đất. 15
16. 1.3.3. Hệ số thấm Từ phương trình (1-9) và (1-10) cho thấy là hằng số k chứa đựng các ảnh hưởng của cả cấu trúc đất (biểu thị bằng bán kính lỗ rỗng) và tính nhớt của chất lỏng đến lưu lượng thấm, và được gọi là hệ số thấm. Giá trị hệ số thấm k biến đổi trong phạm vi rất rộng từ 102 cm/s cho sỏi đến 10-10 cm/s cho đất sét. Lưu lượng q bằng tích của vận tốc dòng thấm với diện tích tiết diện: q = VA (1-11) Vận tốc dòng thấm trong đất V được tính theo:  ΔP  V = k  (1-12)  L  Khi nước vận động trong đất đá chúng chỉ chảy qua các lỗ rỗng. Diện tích của các lỗ rỗng ứng với tiết diện ngang của đất đá là A.n (n - độ lỗ rỗng). Vì vậy tốc độ thực của dòng thấm là: V V = (1-13) a n Khi nghiên cứu sự vận chuyển chất ô nhiễm cần phân biệt V và vận tốc thực Va. Hệ số thấm xác định bằng cách thông thường là quan sát lưu lượng qua hệ đất dưới gradien áp lực ∆P/L và sử dụng (1-10). Các phương trình này như thế chỉ là cách gián tiếp. Phương trình trực tiếp xác định hệ số thấm theo Kozeny (1927) và Carman (1956) đã cho thấy liên giữa hệ số thấm của đất dạng hạt với hình dạng lỗ rỗng của chúng :  1  e3  =    k Cs  2   (1-14)  ηSo 1+ e  Casagrande đề nghị một biểu thức đơn giản và thực tế tính k theo e cho đất cát: 2 k(e) = 1,4k0,85e (1-15) Trong đó: k0,85 – hệ số thấm tại hệ sỗ rỗng là 0,85. Đối với đất hạt thô như cát, hệ số rỗng phụ thuộc vào kích cỡ đại diện của các hạt đất Hazen (1911) đưa ra biểu thức : 2 k(cm/s) = C D10 (1-16) Trong đó: D10 – kích cỡ hiệu quả, cm; C – hằng số tỉ lệ, biến đổ từ 90 đến 120. Do các yếu tố phụ thêm và chủ yếu do ảnh hưởng cấu trúc đất, các phương trình trên được sử dụng hạn chế cho đất sét . Hệ số thấm k là thông số gộp chung chứa đựng các tính chất chất lỏng (chủ yếu là độ nhớt) và hình dạng khoảng rỗng. Thuận lợi khi tách các hiệu quả của các thông số chất lỏng và môi trường. Ví dụ, có thể chỉ quan tâm riêng các ảnh hưởng của hình dạng khoảng rỗng đến hệ số thấm của một chất lỏng đã cho. Thường dùng hệ số thấm “thực” hay “tuyệt đối” để chỉ hệ số thấm chỉ liên quan các tính chất của môi trường. Khi loại trừ độ nhớt chất lỏng lỗ rỗng từ phương trình (1-14), hệ số thấm thực có thể biểu hiện theo: 16
17.  C  e3  =  s   k a  2   (1-17)  So 1+ e  Phương trình (1-17) chỉ chứa các thông số của đất và so sánh với (1-14), rút ra: k k = a (1-18) η Với một chất lỏng đã cho thường đã biết sự biến đổi độ nhớt theo nhiệt độ có thể chuyển đổi hệ số thấm tiêu chuẩn tại 200C (700F) với k ở nhiệt độ t bằng quan hệ: k η 20 = a (1-19) k t η20 Sự phân bố cỡ hạt, dung trọng đặc biệt là cấu trúc của đất có ảnh hưởng rất lớn đến tính thấm của đất. Đất có các kích cỡ hạt nhỏ hơn thường có khoảng rỗng nhỏ hơn và có tính thấp thấp hơn. Tương tự, khi dung trọng đất tăng do dầm chặt hay cố kết sẽ làm giảm khoảng rỗng và do vậy k nhỏ hơn. Hình 1.8 cho thấy ảnh hưởng của cỡ hạt và dung trọng đến hệ số thấm. Hình 1.8: Các kết quả thí nghiệm cho thấy ảnh hưởng của loại đất (biểu thị bằng cỡ hạt và hệ số rỗng (biểu thị bằng dung trọng đất) đến hệ số thấm (theo Lambe và Whitman, 1969) 17
18. 1.3.4. Tính thấm của đất sét đầm chặt Đất sét đầm chặt có vai trò quan trọng trong các công trình chứa chất thải, song cấu trúc của đất không chỉ khống chế các tính chất hóa lí của đất mà cả kiểu chuẩn bị đất. Điều đó cho thấy, cần có những phân tích đầy đủ về tính thấm của loại đất này. Một số nghiên cứu cho thấy hệ số rỗng của đất đầm chặt không chỉ là yếu tố khống chế tính thấm. Với một hệ số rỗng đã cho thì vi cấu trúc không phải là duy nhất. Do vậy dự đoán tính thấm của đất sét đầm chặt theo các biến đổi cấu trúc đất là khố khăn. Sự phức tạp về hành vi thấm của đất sét đầm chặt được minh họa trong hình 1.9. Ta thấy là tính thấm biến đổi độ lớn vài bậc mặc dù bốn đất sét được chuẩn bị gần như cùng các điều kiện độ ẩm đất đầm chặt và dung trọng khô lớn nhất. Kết quả nghiên cứu cho thấy, có 3 nhóm yếu tố có ảnh hưởng lớn đến tính thấm của đất sét đầm chặt : 1. Các biến liên quan đến việc chuẩn bị đất sét đầm chặt. 2. Hóa học thấm 3. Các phương pháp thí nghiệm Hình 1.9: Khả năng biến đổi hệ số thấm của đất sét đầm chặt Ảnh hưởng của các biến đầm chặt đến vi cấu trúc và k của đất sét đầm chặt được Mitchell et al. (1965) nghiên cứu đầu tiên và được thấy trong hình 1.10. Hình này cho biết là, nói chung là sự giảm từ hai đến ba lần độ thấm khi cấu trúc đất chuyển từ phía khô đến phía ướt của độ thấm tốt nhất. Tính thấm thấp nhất xảy ra ở phía ướt của độ ẩm tốt nhất, khi vượt quá có khả năng hồi phục phần nào. Đó là cơ sở cho quy trình kĩ thuật hiện thời khi chuẩn bị đất sét đầm chặt phía ướt của độ ẩm tốt nhất trong khi xây dựng lớp sét lót cho bãi chứa chất thải. 18
19. Các nghiên cứu gần đây cũng đã xác lập các ảnh hưởng của các biến như loại và năng lượng đầm chặt và kích cỡ các cục đất dùng trong quá trình đầm chặt. Có thể tham khảo sự mô tả chi tiết các vấn đề này của Day và Daniel (1985) và Daniel (1987) và mô hình chùm của Olsen. Hình 1.10: Biến đổi hệ số thấm theo độ ẩm đất chế bị và năng lượng đầm chặt (theo Mitchell et al. 1965) Sự giảm kích thước cục đất và loại trừ các lỗ rỗng giữa các cục sẽ cho các lỗ rỗng vi kết cấu nhỏ hơn và dẫn đến khả năng thấm nhỏ hơn (Benson và Daniel, 1990). Không giống trường hợp của cát, hóa học của sự thẩm thấu (ngoài tính chất vật lí của độ nhớt) ảnh hưởng tính thấm đất sét đầm chặt. Đó là do hóa bề mặt mà các hạt sét biểu hiện khi tương tác với chất lỏng lỗ rỗng trong giai đoạn chế bị cũng như trong giai đoạn thấm. Lý thuyết lớp kép khuếch tán là cơ sở để rút ra các kết luận tổng quát về hóa thẩm thấu biến đổi vi cấu trúc của đất sét đầm chặt. Dựa trên sự thẩm thấu đang xúc tiến cấu trúc kết bông hay phân tán, có khả năng dự đoán định tính ảnh hưởng đến tính thấm. Các yếu tố làm giảm bề dày lớp kép hay chiều dài Debye, tạo ra kết cấu kết bông. Nói chung, kết cấu kết bông làm tăng tính thấm còn kết cấu phân tán làm giảm tính thấm. Dựa trên các ảnh hưởng của thành phần chất lỏng lỗ rỗng đến bề dày lớp kép khuếch tán, có thể phỏng đoán các biến đổi giống như thế về tính thấm. Xu hướng biến đổi tính thấm do sự biến đổi các thông số chất lỏng lỗ rỗng phổ biến được thấy trong bảng 1.2. Các ảnh hưởng của một số chất ô nhiễm thực, đa dạng đến cấu trúc đất và k chưa được thiết lập cần được tiếp tục nghiên cứu. Theo Daniel (1989), khả năng thấm hiện trường thường lớn hơn 10 đến 1000 lần bằng các phương pháp trong phòng . 19
20. Bảng 1.2. Các xu hướng biến đổi tính thấm do tăng cao các thông số chất lỏng lỗ rỗng phổ biến Các thông số Xu hướng bề dày lớp Cấu trúc đất Xu hướng được tăng kép khuếch tán (1/K) tạo ra tính thấm pH Tăng Phân tán Giảm Nồng độ chất diện phân Giảm Kết bông Tăng Hóa trị cation Giảm Kết bông Tăng Kích thước cation Tăng Phân tán Giảm Hằng số chất điện môi Tăng Phân tán Giảm 1.3.5. Các nguyên lí và đặc trưng của dòng thấm trong đất không bão hòa a. Các nguyên lí của dòng thấm trong đất không bão hòa Với các xử lý như trong đất bão hòa, chấp nhận khái niệm ống mao quản để đặc trưng cho dòng thấm không bão hòa. Chú ý chỉ tới cơ cấu truyền động, tức là thế áp lực – được gọi là thế hút dính khi xem xét đới không bão hòa. Với một ống mao quản đơn, thế hút dính tỉ lệ nghịch với bán kính ống. Quan hệ nghịch trong hình 1.11 cho thấy là khi các lỗ rỗng trong khối đất được lí tưởng hóa như các ống mao quản, nước trong các lỗ rỗng nhỏ hơn có thể hút dính cao hơn các lỗ rỗng lớn hơn. Điều này có nghĩa là khi đất bão hòa bắt đầu chuyển sang không bão hòa, các lỗ rỗng lớn hơn thoát nước trước tiên sau đó là các lỗ rỗng nhỏ hơn. Do vậy, độ ẩm thể tích θ tại trạng thái không bão hòa của đất đã cho là sự phản ánh trạng thái năng lượng hay thế hút dính của nước. Sự phụ thuộc nội tại này giữa độ ẩm và thể hút dính là một yếu tố quan trọng và làm cho dòng không bão hòa khó mô tả đặc trưng hơn dòng bão hòa. Khi thể tích nước là hằng số bằng độ rỗng được huy động như là kết quả của độ chênh thế áp lực tác dụng trong đới bão hòa, trong trường hợp đới không bão hòa thì độ ẩm biến đổi liên tục với thế áp lực. Hình 1.11: Quan hệ nghịch giữa thế hút dính và bán kính ống mao quản 20
21. Từ nguyên lý trên kết hợp với quan hệ giữa kích cỡ và khả năng giữ nước tương ứng của các lỗ rỗng đất, ta nhận được các đường cong đặc trưng độ ẩm (hay đất – nước). Các đường cong này cho biết quan hệ giữa độ ẩm và thế hút dính (hình 1.11). Nói chung, đất hạt thô chứa nhiều nước trong các lỗ rỗng lớn, nó có thể được thoát tại các độ hút dính tương đối không lớn. Trong khi hạt mịn có nước được phân bố trong phạm vi các lỗ rỗng tương đối nhỏ hơn, nó cần độ hút dính cao để thoát nước. Trong trường hợp khác, có độ ẩm (được hiểu là độ ẩm dư hay độ ẩm không thể giảm bớt) mà ở dưới độ ẩm này nước thực tế không thể thoát nước, và đường cong đặc trưng độ ẩm tiến tới tiệm cận trục thế hút dính. Các biểu thức dùng phổ biến được liệt kê trong bảng 1.3. Bảng 1.3. Các biểu thức thực nghiệm phổ biến cho các đường cong đặc trưng độ ẩm Phương trình Mô tả các thông số Tham khảo ψ = a(n − θ)b / θc n – độ ẩm lớn nhất (độ rỗng); Viser (1996) λ  θ − θ   ψ  a, b, c – các hằng số kinh nghiệm.  r  =  a      θr – độ ẩm dư; Brooks và Corey (1966)  n − θr   ψ  −g ψ Gardner et al. (1970) ψ = fθ a – độ hút dính khí vào; 1/ l λ- thông số kinh nghiệm θ  ψ a  =   f, g – các hằng số kinh nghiệm Campbell (1974) n  ψ  l – hằng số kinh nghiệm  θ − θ  1  r  = α - nghịch đảo của áp lực khí vào; Van Genuchten (1978)   p m  n − θr  + α ψ [1 ( ) ] m, n – các hằng số kinh nghiệm (m = 1 – 1/p) Hình 1.12 cho thấy biểu hiện tượng trễ, tức là dạng đường cong phụ thuộc vào đất đang ẩm hay khô như thấy trong. Góc tiếp xúc của mặt phân cách với các hạt có xu hướng khác nhau trong và pha làm khô và làm ướt, và các lỗ rỗng có xu hướng nối lại với nhau theo các cách khác nhau trong hai pha. Đường cong đặc trưng được gọi là đường cong làm khô hay thoát nước khi đất được làm khô ngày càng tăng từ trạng thái bão hòa và đường cong làm ẩm hay hấp thụ khi đất được ẩm ướt từ trạng thái khô Hình 1.12: Bản chất hiện tượng trễ trong ban đầu. các đường cong đặc trưng độ ẩm 21
22. c. Biến đổi hệ số thấm theo độ ẩm Tại một trạng thái dòng không bão hòa đã cho, không phải toàn bộ các ống mao quản tham gia dòng thấm. Hệ số thấm của đới không bão hòa phụ thuộc vào số và kích cỡ các ống rỗng tham gia. Vì độ ẩm θ phản ánh trực tiếp các thông số này nên rõ ràng là độ thấm của đất không bão hòa phụ thuộc vào θ. Theo định luật Poiseuille, lưu lượng thấm qua ông mao quản tỉ lệ thuận với lũy thừa bậc 4 của bán kính ống. Điều này có nghĩa là Hình 1.13: Biến đổi độ thấm không bão hòa lưu lượng thấm lớn hơn khi các lỗ rỗng theo độ ẩm thể tích lớn hơn. Vì các lỗ rỗng lớn thường có độ ẩm cao hơn nên rõ ràng là độ thấm tăng khi độ ẩm tăng. Sự biến đổi đọ thấm không bão hòa theo độ ẩm cho các loại đất khác nhau được thấy trên hình 1.13. Lúc bão hòa hoàn toàn (tương ứng θ = n), các đất thô hơn như cát có độ thấm cao hơn do các lỗ rỗng lớn hơn. Tuy nhiên sau khi các lỗ rỗng lớn này thoát nước, độ thấm giảm khá nhanh. Sự giảm độ thấm khá chậm trong trường hợp đất hạt mịn, như đất sét. Chúng ta có thể hiện dòng thấm trong một ống mao quản đơn và cộng các tham số của toàn bộ các ống dẫn để nhận được quan hệ cho độ thấm không bão hòa. Già thiết là có K bán kính ống mao quản khác nhau có chiều dài L, tất cả chúng đều dẫn nước, lưu lượng tổng có thể được tính theo: k π  ∆P  4 q =  ∑ Ni R i (1-20) 8η  L  i=l Trong đó: Ni – số các ống có bán kính Ri, cho mỗi diện tích tiết diện đơn vị. Với chiều dài ống rỗng đơn vị, có thể tính ∆θ theo: 2 ∆θ = Niπ R i (1-21) Biểu thức cho số lỗ rỗng có bán kính Ri: ∆θ = Ni 2 (1-22) πR i Theo phương trình (1-20), biểu thị số ống rỗng Ni theo ∆θ và Ri, lưu lượng tổng dòng thấm tương ứng độ ẩm θi được thể hiện theo biểu thức: K 1  ∆P  2 q u (θi ) =  ∆θ∑R i (1-23) 8η  L  i=2 22
23. Tương tự với định luật Darcy, hệ số thấm của đất không bão hòa xác định theo: K ∆θ 2 k u (θl ) = ∑R i (1-24) 8η i=2 Có thể biến đổi bán kính theo các thế hút dính, và k có thể biểu thị theo thế hút dính: σ2∆θ K 1 k (ψ ) = (1-25) u pl ∑ 2 2η i=2 ψ pi Vì thế về lí thuyết có thể sử dụng hiểu biết về đường cong đặc trưng độ ẩm để nhận được biểu thức cho hệ số thấm không bão hòa. Tương tự với các quan hệ đặc trưng độ ẩm, một số quan hệ kinh nghiệm để thể hiện sự biến đổi ku theo θ hoặc ψ (bảng 1.4). Bảng 1.4. Các quan hệ kinh nghiệm cho hệ số thấm không bão hòa Hàm số Tác giả n −1 Child và Collis – George (1950) k u (ψ) = a(b + ψ ) k k (ψ) = s u 2   ψ   Gardner (1958) 1+     ψ    c   n  θ − θ  θ =  r  k u ( ) k s   Brooks và Corey (1966)  θs − θr  a k u (ψ) = Baver et al (1972) ψ Mulem (1976 k u (ψ) = k s exp(aψ) n Marshall và Homes (1979) k u (θ) = a(θ) 2  1/ m m  θ − θ   θ − θ    θ = r −  r   Van Genuchten (1980) k u ( ) k s 1    θs − θr  θs − θr       Ghi chú: ks – hệ số thấm bão hòa; θs – độ ẩm thể tích lúc bão hòa (bằng độ rỗng); ψc – thế hút dính cho ku = ks/2; θr – độ ẩm dư; a, b, m và n – các hằng số kinh nghiệm. 1.4. ĐIỀU KIỆN DÒNG CHẢY NGẦM 1.4.1. Dòng thấm bão hòa a. Phương trình dòng thấm bão hòa Dùng định luật Darcy và khái niệm thấm để xây dựng một phương trình toán học cho quá trình thấm bão hòa. Phương trình tổng quát khống chế quá trình trong dòng thấm cơ bản có dạng đã cho bất kì và nhóm các điều kiện biên và ban đầu đã cho. 23
24. Xét một thể tích nguyên tố (hình 1.14) theo nguyên lí bảo toàn khối lượng ta có : Lưu lượng biến đổi Lưu lượng Lưu lượng khối - = độ trữ trong thể tích (1-26) khối ra vào nguyên tố giám sát Hình 1.14: Bảo toàn khối lượng trong thể tích nguyên tố giám sát Khi biểu thị bằng toán học theo ba hướng, vế trái của phương trình (1-26) trở thành:  ∂   ∂   ∂  ρ − ρ − ρ + ρ − ρ − ρ + ρ − ρ − ρ  Vx ( Vx ) Vx  Vy ( Vy ) Vy  Vz ( Vz ) Vz  ∂x   ∂y   ∂z  ∂ ∂ ∂ Hay (ρVx ) − (ρVy ) − (ρVz ) ∂ x ∂y ∂z Trong đó: ρ - dung trọng chất lỏng; Vx, Vy và Vz – các vận tốc dòng thấm theo các hướng x, y và z. Độ trữ trong thể tích nguyên tố đang xét biến đổi do dung trọng chất lỏng thay đổi gây ra sự dãn nở hay ngót chất lỏng hoặc do thể tích lỗ rỗng của nguyên tố thay đổi do khả năng ép co của đất theo thời gian. Với các đất hạt mịn, đó là quá trình cố kết. Khi đánh giá hai yếu tố này ở vế phải phương trình (1-26), theo nguyên lí bảo toàn khối lượng có thể biểu diễn ở dạng: ∂ ∂ ∂ ∂ (ρVx ) − (ρVy ) − (ρVz ) = (ρn) (1-27) ∂ x ∂y ∂z ∂ t Tốc độ biến đổi độ trữ thường được biểu thị theo thông số độ trữ riêng Ss – thể tích nước mà một thể tích đơn vị tầng chứa nước phóng thích khi độ dốc cột nước thủy lực là đơn vị. Thông số này có thể biểu thị bao trùm các ảnh hưởng của tính ép co của chất lỏng và môi trường (Freeze và Cherry, 1979): Ss = ρg(α+nβ) (1-28) 24
25. Trong đó: α - hệ số nén của môi trường lỗ rỗng, được định nghĩa là sự biến đổi thể tích đất cho mỗi biến đổi đơn vị ứng suất hiệu quả; β - hệ số nén của chất lỏng khi biến đổi thể tích chất lỏng cho mỗi biến đổi đơn vị áp lực nước lỗ rỗng u. − dV / V α = T T (1-29) dσ − dV /V β = w w (1-30) du Biểu diễn theo độ trữ riêng, phương trình 1-27có thể viết lại ở dạng: ∂ ∂ ∂ ∂h - (ρV ) − (ρV ) − (ρV ) = ρS (1-31) ∂x x ∂y y ∂z z s ∂t Trong đó: h – cột nước thủy tĩnh. Kết hợp với định luật Darcy để viết các thành phần vận tốc với các thể áp lực theo cột nước thủy tĩnh h ta được: ∂  ∂h  ∂  ∂h  ∂  ∂h  ∂h   k x  − k y  − k z  = Ss (1-32) ∂x  ∂x  ∂y  ∂y  ∂z  ∂z  ∂t Trong đó: kx, ky và kz – hệ số thấm theo các hướng x, y và z tương ứng. Khi giả thiết môi trường bão hòa là đồng nhất và đẳng hướng (kx = ky = kz = k) có thể đơn giản hóa phương trình (1-32) thành: ∂ 2h ∂ 2h ∂ 2h S ∂h + + = s (1-33) ∂x 2 ∂y2 ∂z 2 k ∂t Hầu hết các mô hình nước dưới đất có liên quan chặt chẽ với việc giải phương trình (1- 33). Khi tồn tại các lời giải cho các trường hợp riêng xác định, nói chung cần các phương pháp số. Dưới dây sẽ xem xét một số trường hợp để hiểu biết hơn về các bài toán cho dòng thấm bão hòa. b. Dòng thấm bão hòa trạng thái ổn định Trong các điều kiện trạng thái ổn định, khi độ trữ của môi trường rỗng không biến đổi, phương trình (1-33) rút gọn thành phương trình Laplace : ∂ 2h ∂ 2h ∂ 2h + + = ∇ 2h = 0 (1-34) ∂x 2 ∂y2 ∂z 2 - Với dòng thấm một hướng như khi cột đất thí nghiệm trong phòng (hình 1.15) : ∂ 2h = 0 (1-35) ∂x 2 Tích phân hai lần phương trình (1-35) cho ta lời giải tổng quát: h = C1x + C2 (1-36) Trong đó: C1 và C2 – các hằng số tích phân. 25
26. Để xác định các hằng số này, ta sử dụng các điều kiện biên đơn giản sau đây: h = h1 tại x = 0 (1-37) và h = h2 tại x = L (1-38) Khi h1 > h2, với các điều kiện này, lời giải phương trình là: (h − h ) h = h − 1 2 x (1-39) 1 L Hình 1.15: Dòng thấm bão hòa trạng thái ổn định, một hướng - Với dòng thấm hai hướng, phương trình (1-34) trở thành ∂ 2h ∂ 2h + = 0 (1-40) ∂x 2 ∂y2 Trường hợp này tồn tại hai hàm toán học φ(x,y) và ψ(x,y) thỏa mãn phương trình chỉ đạo (3-44). ∂φ ∂h ∂φ ∂h ∂φ ∂h ∂ψ ∂h = −k (1-41); = −k (1-42); = −k (1-43); = −k (1-44) ∂x ∂x ∂x ∂y ∂y ∂y ∂y ∂x Tích phân cả hai vế phương trình (1-41) đối với x cho ta: φ(x, y) = -kh(x, y) + C3 (1-45) 1 hay h(x, y) = [C − φ(x, y)] (1-46) k 3 Trong đó: C3 – hằng số tích phân. Một thể áp lực h(x, y) là hằng số, biểu thị φ(x, y) = hằng số. Vì thế đường cong biểu thị φ(x, y) = hằng số sẽ tương ứng một thể áp lực không đổi. Đường cong như thế gọi là đằng đẳng thế. Một số đường đẳng thế có thể vẽ trong trường hợp thấm bằng cách dùng các hằng số khác nhau cho h(x, y). Tương tự, ψ(x, y) = hằng số biểu thị nhóm các đường cong khác trên mặt phẳng (x, y). Các đường này gọi là các đường dòng, do độ dốc các đường cong này trong mặt phẳng (x, y) cùng hướng như vận tốc tổng. Điều này tuân theo cách lấy tích phân quy tắc chuỗi đơn giản của ψ(x, y) = hằng số. 26
27.  dy  Vy   = (1-47)  dx ψ Vx Tương tự khi tích phân φ(x,y) = hằng số, ta có thể có:  dy  Vy   = − (1-48)  dx φ Vx Từ các phương trình (1-47) và (1-48), φ(x, y) và ψ(x, y) cho các nhóm đường cong vuông góc lẫn nhau để giải các bài toán dòng thấm bão hòa bằng phương pháp vẽ các lưới thấm gồm hai nhóm đường cong vuông góc nhau trong phạm vi dòng thấm thích hợp với các điều kiện biên. Lưới thấm là phương pháp hữu ích để đánh giá các thế áp lực trong phạm vi dòng thấm và dùng để tính lượng nước thấm. Trường hợp đập bê tông với cọc cừ ở mép thượng lưu có thể dùng lưới thấm đơn giản như hình 1.16. Lưới thấm được vẽ sao cho các nguyên tố dòng thấm (được giới hạn bởi các đường dòng và đường thẳng thế) là các hình vuông có các cạnh là đường cong như thường thực hiện (a = b). Độ sụt thế áp lực giữa hai đường đẳng thế kế tiếp nhau ∆h thì bằng h/Nd, ở đây h – độ chênh thế áp lực tổng và Nd số lần sụt thế. Với chiều dài đơn vị của đập, lưu lượng thấm ∆q qua kênh thấm I có thể biểu thị theo định luật Darcy: ∆h h ∆q = k (b) = k∆h = k (1-49) a Nd Hình 1.16: Lưới thấm cho đập (các đường liền và đường nứt tương ứng các đường đẳng thế và đường dòng) Nếu số kênh tổng trong lưới là Nf thì lưu lượng thấm tổng qua phạm vi xác định là: N q = kh f (1-50) Nd Việc xây dựng lưới thấm trong vùng đồng nhất đẳng hướng là độc lập với hệ số thấm. Tuy nhiên, đối với vùng dị hướng, cần chuyển các trục để tương ứng với các khác nhau theo các phương của độ thấm. Hình 1.17 là một vài ví dụ về lưới thấm trong địa kĩ thuật môi trường . 27
28. Hình 1.17: Các ví dụ về lưới thấm trong các bài toán dòng thấm nước dưới đất a) Dòng thấm về giếng trong tầng chứa nước ngầm; b) Dòng thấm trong tầng chứa nước với một dãy vô tận các giếng; c) Vùng có dòng thấm đồng nhát với một cặp giếng hút và ép nước (theo Bear, 1979) 1.4.2. Dòng thấm không bão hòa Tương tự như đối với dòng thấm bão hòa, ta sẽ biểu thị toán học dòng không bão hòa bằng cách kết hợp định luật bảo toàn khối lượng và định luật Darcy. Do độ dẫn thủy lực không là hằng số và phụ thuộc lớn vào độ ẩm nên không thể sử dụng cách đơn giản hóa đã thực hiện như cho dòng thấm bão hòa. Xem lại yếu tố khống chế thể tích của hình 1.14, độ trữ của nó không thay đổi mặc dù chất lỏng và môi trường có thể không bị nén. Do vậy, dòng không bão hòa luôn là dòng chuyển tiếp. Vì độ ẩm luôn nhỏ hơn độ rỗng tổng, có thể biểu thị như là tích của độ bão hòa S và độ rỗng n, vế phải của phương trình (1-27) có thể cải biến để phản ánh cho dòng không bão hòa: ∂ ∂ ∂ ∂ ∂n ∂ρ ∂S − (ρV ) − (ρV ) − (ρV ) = (ρSn) = ρS + Sn + ρn (1-51) ∂x x ∂y y ∂z z ∂t ∂t ∂t ∂t Bỏ qua các ảnh hưởng do độ nén của chất lỏng lỗ rỗng và môi trường khi so sánh với sự biến đổi bão hòa. Có thể đơn giản phương trình (1-51) thành: ∂ ∂ ∂ ∂ ∂θ (V ) + (V ) + (V ) = (Sn) = (1-52) ∂x x ∂y y ∂z z ∂t ∂t Kết hợp với định luật Darcy ta có : ∂  ∂ψ  ∂  ∂ψ  ∂  ∂ψ  ∂θ ψ + ψ + ψ = k u ( )  k u ( )  k u ( )  (1-53) ∂x  ∂x  ∂y  ∂y  ∂z  ∂z  ∂t Không giống trường hợp dòng thấm bão hòa, phương trình (1-53) không có khả năng đơn giản hơn do ku phụ thuộc lớn vào ψ. Tương tự độ trữ riêng trong bài toán dòng bão hòa, khả năng ẩm riêng C (ψ) được dùng để thể hiện vế phải của phương trình (1-53). Nó được định nghĩa là sự biến đổi độ ẩm cho mỗi biến đổi đơn vị cột áp lực, tức là: 28
29. dθ C(ψ) = (1-54) dψ C (ψ) tương đương độ dốc đường cong đặc trưng độ ẩm. Vế phải của phương trình (1-53) được viết theo thế hút dính ψ và thay vào phương trình (1-54), ta có: ∂  ∂ψ  ∂  ∂ψ  ∂  ∂ψ  ∂ψ ψ + ψ + ψ = ψ k u ( )  k u ( )  k u ( )  C( ) (1-55) ∂x  ∂x  ∂y  ∂y  ∂z  ∂z  ∂t Phương trình (1-55) là phương trình Richard. Do không có tính tuyến tính cao nên các phương pháp số thường được dùng để giải với một số các điều kiện ban đầu và điều kiện biên đơn giản, lời giải giả tích đầu tiên là của Philip (1957). Trong các bài toán xác định, ở nơi sự ngấm của nước xuống dưới sâu quan trọng hơn việc dự đoán các thế hút dính trong suốt đới mao dẫn thì đơn giản hơn và không cần lời giải theo phương trình (1-55). Những khe hở để nước đi qua tại bề mặt đất bị khống chế chủ yếu bởi phương pháp đưa vào (sự tạo thành ao hồ, sự phun tưới ) và nguồn cấp nước có khả năng và các điều kiện độ ẩm trước đây. Ví dụ, lượng nước thấm vào đất khô ban đầu thì lớn; tuy nhiên khi lớp đất trên mặt trở nên bão hòa, gradien truyền động dòng thấm giảm và lưu lượng đến gần độ dẫn thủy lực bão hòa theo thời gian. Sơ đồ biến đổi lưu lượng ngấm theo thời gian được thấy trong hình 1.18. Hình 1.18: Sơ đồ biến đổi lượng ngấm theo thời gian 29
30. 1.5. VẬN CHUYỂN VÀ LAN TRUYỀN KHỐI TRONG ĐẤT Quá trình vận chuyển, lan truyền khối tham gia vào việc tiêu thụ hay sản sinh khối trong môi trường lỗ rỗng và tuân theo nguyên lí bảo toàn khối lượng : Lưu lượng Lưu lượng Lưu lượng Lưu lượng - +/- khối sinh ra = khối tích lũy (1-56) khối vào khối ra hay tiêu thụ (dấu + hay - dùng cho luuw lượng khối sinh ra hay tiêu thụ) Tuy nhiên, về phương thức vận chuyển, các chất ô nhiễm hòa tan trong nước có quan hệ chặt chẽ với dòng thấm nước lỗ rỗng hơn là các chất ô nhiễm không hòa tan, nó bị khống chế bởi cơ cấu, quy mô lỗ rỗng và các yếu tố bên ngoài. Trong mục này chúng ta sẽ tìm hiểu các chất ô nhiễm di chuyển như thế nào ở dưới mặt đất, quan hệ với nước lỗ rỗng và sự tương tác lẫn nhau như thế nào. 1.5.1. Cơ cấu vận chuyển khối Sự vận chuyển các chất ô nhiễm hòa tan theo con đường bình lưu và liên quan với vận tốc dòng nước thấm. Hướng của gradien thủy lực khống chế phạm vi, hướng vận chuyển chất ô nhiễm được hòa tan. Vận tốc lỗ rỗng (vận tốc Darcy chia cho độ rỗng) là một thông số quan trọng đối với sự vận chuyển các chất ô nhiễm được hòa tan. Khi một hóa chất có nồng độ C0 được đưa vào hệ đất bão hòa nước như Hình 1.19: Hóa chất vận chuyển trong nước ngầm a) Bằng bình lưu; b) Bằng hình lưu và khuếch tán thấy ở hình 1.19a, nó di chuyển như một frown nhọn với vận tốc bằng vận tốc rỗng Va. Tuy nhiên, trong thực tế có các cơ cấu khác làm tăng thêm sự vận chuyển. Khi hệ đất bão hòa có gradien nồng độ do sự có mặt cục bộ của hóa chất hòa tan. Các gradien nồng độ này thực hiện hoạt động động lực và vận chuyển theo cơ chế khuếch tán (hình 1.19b). Khuếch tán làm cho chất ô nhiễm trải rộng ra theo tất cả các phương. Trong các hệ có vận tốc thấp (do hệ số thấm nhỏ như trong trường hợp các công trình chắn giữ chất thải) chủ yếu quá trình khuếch tán khống chế. Còn trong các hệ có vận tốc dòng thấm cao như trong đất hạt thô thì phân tán là chủ yếu. 30
31. Quá trình khuếch tán được mô tả bằng Định luật Fick thứ nhất, nó phát biểu là dòng hóa chất khuếch tán J (khối lượng chất hòa tan cho mỗi diện tích đơn vị, cho mỗi thời gian đơn vị, M/L2T) tỉ lệ thuận với gradien nồng độ: dC J = −D* (1-57) dx Trong đó: C – nồng độ chất hòa tan (M/L3); D* - hệ số khuếch tán cho môi trường đất (L2/T); dC/dx – gradien nồng độ, là âm theo hướng khuếch tán. Hệ số khuếch tán của dung dịch tự do (Do) thể hiện độ linh động (u) của các ion, nó phụ thuộc vào khối lượng, bán kính và hóa trị của chúng và bởi các tính chất của chất lỏng như độ nhớt (η), hằng số chất điện môi và nhiệt độ tuyệt đối (T). uRT D = phương trình Nerst – Einstein (1-58) o N RTλ D = o phương trình Nerst (1-59) o F2 z RT D = phương trình Einstein – Stokes (1-60) o 6πNηr Trong đó: R – hằng số khí phổ biến; N – số Avogadro (6,022 x 1023 mol-1); λo – độ dẫn ion giới hạn; F – hằng số Faraday (96500 C/Eg); z  – giá trị tuyệt đối của hóa trị ion; r – bán kính phân tử hay ion hợp nước. Hệ số khuếch tán hiệu quả D* trong dịch tự đất : * D = ωDo (1-61) Trong đó: ω - hằng số kinh nghiệm (điển hình trong phạm vi 0,5 đến 0,01) được tính cho sự có mặt pha rắn của đất trong môi trường. Các cách tính chính xác hơn có xét các yếu tố khác nhau liên quan đến quá trình khuếch tán trong đất được Shackelford và Daniel (1991) đề xuất: * D = Doταγθ (1-62) Trong đó: τ - hệ số ngoằn ngoèo (uốn khúc) tính đến đường đi ngoằn ngoèo của các ion; α - hệ số lỏng hay linh động xét đến độ nhớt của nước; γ - hệ số ngăn chặn (loại trừ) anion xét đến khả năng ngăn chặn các anion từ các lỗ rỗng nhỏ hơn trong trường hợp độ rỗng đất thấp; θ - độ ẩm thể tích tính đến phạm vi dòng thấm giảm cho sự di chuyển ion. 31
32. Để tính đến ảnh hưởng kết hợp của khuếch tán và phân tán ta dùng hệ số phân tán D: * D = D + Dm (1-63) Trong đó: Dm – hệ số phân tán cơ học và thường biểu thị bằng hàm tuyến tính của vận tốc lỗ rỗng Va: Dm = αVa (1-64) Trong đó: α - độ phát tán [L] Theo kết quả thực nghiệm, α trong phương trình (1-9) được biểu thị bằng: α = 1,75d (1-65) Trong đó: d – đường kính hạt trung bình của đất, m. Hình 1.20. cho thấy sự biến đổi D theo vận tốc thực Va cho hai điều kiện cực đại của D* và d. Trong đất hạt mịn vớn độ khuếch tán cao, riêng D* khống chế hệ số phân tán, còn trong đất hạt thô có độ khuếch tán thấp, D được khống chế bởi phân tán cơ học cho các vận tốc lớn hơn 1m/năm. Đất sét đầm chặt thể hiện rất rõ các nguyên lí ở trên. Hình 1.20: Các ảnh hưởng tương đối của sự khuếch 1.5.2. Cơ cấu lan truyền khối tán phân tử và phân tán cơ học đến hệ số phân tán Một nguyên tố hay hợp chất hóa D (theo Perkins và Johnston, 1963) học riêng biệt có thể tồn tại trong nước dưới đất ở dạng sau đây (Johnson et al 1989): 1. Như là các ion “tự do” bao quanh là các phân tử nước 2. Như là các nhóm không hòa tan, chẳng hạn Ag2S, BaSO4. 3. Như là các phức hợp kim loại, chẳng hạn Al(OH)2+ 4. Như là các nhóm được hấp phụ 5. Như là các nhóm được giữ trên bề mặt bởi sự trao đổi ion 6. Như là các nhóm khác nhau bởi trạng thái oxi hóa, chẳng Fe2+, Fe3+; Cr3+, Cr4+ Các hóa chất khác nhau tồn tại ở một hay nhiều dạng này khi tham gia các phản ứng với nhau để đạt cân bằng có thể truyền từ một pha sang pha khác trong ba pha: rắn, lỏng và hơi. Nói cách khác, các phản ứng có thể đồng nhất (xảy ra chỉ trong một pha) hoặc không đồng nhất (liên quan sự lan truyền pha). Sự biến đổi hóa chất từ trạng thái ban đầu là một quá trình phức tạp, nó 32
33. diễn tả không ngừng và chịu ảnh hưởng bởi cơ cấu lan truyền. Ngoài ra, sự biến đổi trạng thái của một nhóm có thể thay đổi cơ cấu lan truyền khối của các nhóm khác. Cần tìm một mô hình vận chuyển khối cùng với một mô hình địa hóa có xét đến khá nhiều biến đổi mà một hóa chất ở dưới mặt đất trải qua trong quá trình di chuyển. Nhiều quá trình có tốc độ phản ứng lớn hơn nhiều tốc độ của dòng nước ngầm, vì thế ta cần đề cập chi tiết các quá trình này. Để thuân lợi ta chia cơ cấu lan truyền khối thành hai nhóm: 1) Các quá trình vô sinh (quá trình không sinh học trong tự nhiên) 2) Các quá trình sinh học Quá trình sinh học liên quan đến sự tiêu hao khối lượng hóa chất do vi khuẩn, thường được coi là sự phân hủy sinh học. Sự phát triển/suy giảm quần thể (chủng loại) các vi khuẩn trong khi có mặt các hóa chất khác nhau là điều quan trọng đầu tiên trong các quá trình này. Trong thực tế, cả hai quá trình vô sinh và hữu sinh diễn ra đồng thời. Các vi khuẩn liên quan với các quá trình hữu sinh có vai trò như là các chất xúc tác cho một số phản ứng trong quá trình vô sinh. 1.5.3. Các quá trình vô sinh Các cơ cấu chủ yếu trong nhóm này gồm có: 1) Các phản ứng axit – bazơ; 2) Thủy hóa; 3) Các phản ứng oxi hóa - khử; 4) Phức hợp; 5) Kết tủa và hòa tan; 6) Hòa tan ngoài và bốc hơi; 7) Sự phân hủy phóng xa; 8) Sự hút thấm bề mặt. - Các phản ứng axit – bazơ Các phản ứng axit – bazơ là các quá trình cơ bản nhất liên quan với sự trao đổi ion hydro (H+). Các phản ứng này diễn ra hầu như đồng thời giữa các vật chất có xu hướng làm mất các ion H+ (axit) và đạt được cũng hệt như thế (bazơ). Chúng biến đổi pH của hệ và do vậy tác động các cơ cấu khác như hút thấm bề mặt. Chính ảnh hưởng gián tiếp của các phản ứng axit – bazơ này (thông qua các biến đổi pH) là quan trọng khi mô hình sự vận chuyển. Do các biến đổi pH, các hóa chất tham gia các phản ứng này có thể ảnh hưởng sự vận chuyển các chất ô nhiễm mặc dù bản thân các hóa chất có thể không là các chất ô nhiễm được quan tâm. Sau đây là hai ví dụ của các phản ứng này: − − 2− HCO3 + H 2O = H3O + CO3 (1-66) + − NH3 + H 2O = NH 4 + OH (1-67) - Thủy phân Thủy phân là quá trình lan truyền khối do sự thay thế giữa hợp chất hữu cơ và nước và có thể biểu diễn ở dạng sau đây: - + (R – X) + H2O → (R-OH) + X + H (1-68) 33
34. Ở đây R là phần chủ yếu của phần tử hữu cơ và X biểu thị halogen, cacbon, photopho hay nitơ tham gia. Việc đưa hydroxin vào trong phân tử hữu cơ có thể tạo sản phẩm, phản ứng có khả năng hòa tan nhiều hơn và nhạy cảm với sự phân rã sinh học. Vì thế thủy phân có thể là một cơ cấu lan truyền quan trọng trong xử lý, bởi vì nó có thể biến đổi một hợp chất hữu cơ ban đầu có sức chống lại sự phân hủy sinh hóa thành hợp chất có khả năng phân hủy. Tuy nhiên, không phải tất cả các hợp chất hữu cơ tham gia các quá trình thủy phân. Các hợp chất hữu cơ nhạy cảm với thủy phân gồm có alkyl halide, amit, cacbamat, este axit cacboxilic, epoxi và lacton, este axit photphoric và este axit sunfonic (Neely, 1985). - Các phản ứng oxi hóa – khử Các phản ứng oxi hóa – khử liên quan sự trao đổi các điện tử, tương tự sự trao đổi các proton trong trường hợp các phản ứng axit – ba zơ. Oxy hóa và khử ám chỉ quá trình loại bỏ và chấp nhận các điện tử tương ứng. Ví dụ của các quá trình này là: 2+ 3+ − Fe = Fe + e (1-69) 3+ − 2+ Fe + e = Fe (1-70) Phương trình (1-69) thể hiện quá trình oxi hóa Fe2+ - cho một điện tử, còn phương trình (1-70) thể hiện quá trình khử của Fe3+ - nhận một điện tử. Các phản ứng này làm biến đổi số nguyên tố oxi hóa. Ví dụ số oxi hóa của sắt thay đổi từ 2 đến 3. Dưới đây trình bày một phản ứng khử hoàn toàn: 2+ + 3+ O2 + 4Fe + 4H = 2H2O + 4Fe (1-71) Khi mà sắt và oxi tham gia như là chất cho điện tử (khử) và chất nhận điện tử (oxi hóa) tương ứng. Số oxi hóa của các biến đổi oxi từ o đến -2 và của sắt biến đổi từ 2 đến 3. Nói chung, một nguyên tố bất kì có các hóa trị khác nhau có thể giam gia các phản ứng khử. Một số nguyên tố vết có các số oxi hóa biến đổi. Các nguyên tố phổ biến thường thấy trong các trạng thái oxi hóa biến đổi. - Phức hợp Phức hợp là phản ứng giữa các cation đơn giản (thường là kim loaij0 và các anion, có - - - 2− 3− 2− thể là vô cơ như Cl , F , Br , SO 4 , PO 4 và CO3 hay hữu cơ như axit amino. Các ví dụ của các phản ứng phức hợp là: Mn2 + Cl- = MnCl+ (1-72) 2+ + + Cu + H2O = caOH + H (1-73) 34
35. Các phản ứng phức hợp có thể diễn ra theo chuỗi với sự phức hợp của một phản ứng tham gia trong phản ứng khác. Phản ứng liên quan với Cr3+ (Domenico và Schwartz, 1990) là một ví dụ. Sự hình thành Cr có thể bị khống chế bởi pH của chất lỏng lỗ rỗng và vì thế bởi các phản ứng axit – bazơ (hình 1.21) - Kết tủa và hòa tan Các quá trình này xảy ra phổ biến trong tự nhiên và dẫn đến sự lan truyền khối lượng Hình 1.21: Ảnh hưởng của pH đến sự lớn ở dưới đất. Nước hòa tan mạnh một số chất phức hợp hydroxit crom hóa học ở pha hơi, pha rắn cũng như pha lỏng. (theo Domenico và Schwartz, 1990) Có khả năng hòa tan hoàn toàn một nguyên tố đã cho trong nước ngầm. Các chất ô nhiễm có mặt trong chất lỏng lỗ rỗng tại nguồn là do cơ cấu hòa tan này. Các khoáng vật tự nhiên hòa tan trong chất lỏng lỗ rỗng bằng quá trình tương tự như quá trình phong hóa . Sự hòa tan thạch cao và kaolinit diễn ra như sau: SiO2 + H2O = H2SiO3 (1-74) Kaolinit + 5H2O = 2Al(OH)3 + 2H2SiO4 (1-75) Các thành phần được hòa tan có thể kết tủa lại do các phản ứng với các nhóm hòa tan khác. Một số ví dụ của các hóa chất có thể bị giảm bớt tới nồng độ thấp hơn trong chất lỏng lỗ rỗng do sự hình thành các kết tủa như chì và bạc, chúng tham gia vào các phản ứng với sunfit, cacbonat hay clorit. Các chất kết tủa cũng có thể hình thành như là các sản phẩm của phản ứng thủy phân (kết tủa sắt, đồng, crom và kẽm) hay các phản ứng khử (kết tủa crom và acsenic). Có khả năng trong các trường hợp xác định quá trình kết tủa lẫn hòa tan tiếp diễn theo nhau khi dải ô nhiễm di chuyển theo gradien hạ thấp. Do pH phụ thuộc vào sự hình thành các kim loại (hình 1.21), khả năng hòa tan của oxit và hydoroxit kim loại cũng phụ thuộc vào pH. Hình 1.22 cho thấy các ví dụ về khả năng hòa tan của kẽm và đồng như là một hàm của pH. Độ hòa tan của các chất tan hữu cơ thì biến đổi mạnh. Nói chung, các nhóm hợp chất hữu cơ tích điện hoặc chứa oxi hay nitơ thì dễ hòa tan nhất. Ví dụ như rượu, tham gia liên kết hydro với nước và vừa khít với cấu trúc của nó. Các phân tử hữu cơ lớn hơn thì kém hòa tan hơn do chúng không thể chứa trong cấu trúc của nước. Độ hòa tan nói chung tỉ lệ nghịch với khối lượng của các phân tử hữu cơ (Mackay và Leinonen, 1975). Hệ số phân bố octanol/nước (Kow) thường được dùng để biểu thị độ hòa tan của chất tan hữu cơ trong nước. Kow là hằng số không thứ nguyên, biểu thị phần của chất tan hữu cơ octanol và nước. 35
36. Hình 1.22: Độ hòa tan của kẽm và đồng là hàm số của pH (theo Stumm và Morgan, 1981) - Hòa tan ngoài và bốc hơi Các quá trình này bao hàm sự lan truyền khối giữa các pha hơi hoặc pha lỏng hay rắn. Tương tự kết tủa, các quá trình này chuyển khối lượng từ nước lỗ rỗng sang pha hơi. Chúng được khống chế bởi áp lực hơi – áp lực của hơi trong cân bằng với pha lỏng hay rắn tại một nhiệt độ đã cho. Áp lực hơi phản ánh độ hòa tan của một hợp chất dạng hơi và do vậy chỉ báo xu hướng của hợp chất bị bốc hơi. Quá trình được khống chế bởi hai định luật quen thuộc, định luật Raoult và định luật Henry. Định luật Raoult được dùng để liên hệ áp lực cục bộ cân bằng của chất hữu cơ bay hơi trong khí quyển với áp lực hơi thành phần tinh khiết. Nói cách khác: o Pi = xiPi (1-76) Trong đó: Pi – áp lực cục bộ của hơi trong pha khí; xi – phần mole của dung môi hữu cơ; o Pi – áp lực hơi của dung môi hữu cơ tinh khiết. Phương trình (1-76) chỉ dùng khi phần mole của dung môi lớn hơn 0,9 và do vậy có giá trị để biểu thị khả năng bốc hơi của dung môi tinh khiết. Để mô tả khả năng bốc hơi của nhiều dung môi hòa tan trong nước thì thay bằng định luật Henry. Nó liên hệ bậc nhất áp lực cục bộ cân bằng của một phân tử với phần chiết mole của phần tử trong pha nước theo biểu thức sau: Pi = HiXi (1-77) Trong đó: Pi – áp lực cục bộ của hơi trong pha khí; Xi – phần mole của phân tử trong pha nước; Hi – hằng số Henry đặc trưng cho phân tử. 36
37. - Phân hủy phóng xạ Phân hủy phóng xạ là quá trình các chất đồng vị không ổn định (các nguyên tử của cùng nguyên tố khác nhau về khối lượng) phân hủy để tạo các chất đồng vị mới. Nó liên quan đến sự phát ra các hạt từ hạt nhân nguyên tố. Quá trình phân hủy α hay phân hủy β phụ thuộc vào nguyên tố mất hạt α (hê li) hay hạt β (điện tử). Phân hủy là quá trình không thuận ngịch với nguyên tố mẹ phân hủy liên tục với thời gian khi lượng chất đồng vị con tăng lên. Quan trong trọng kĩ thuật địa môi trường là các nhóm phóng xạ phóng thích vòa nước ngầm từ các hoạt động như khai mỏ, xay nghiền và lưu trữ các chất thải. Sự chuyển động của các chất đồng vị phóng xạ như uran, plutoni, xesi và selen ra khỏi các chỗ chứa chất thải phóng xạ mức độ cao và các thiết bị phòng vệ là vô cùng quan trọng. - Hút thấm bề mặt Hút thấm bề mặt là quá trình lan truyền pha, mô tả sự lan truyền các chất ô nhiễm từ trạng thái lỏng sang trạng thái rắn và là quá trình chủ đạo tác động hầu hết các nhóm hòa tan trong nước. Hút thấm bề mặt là thuật ngữ được dùng để chỉ tất cả quá trình quyết định sự lan truyền khối bao gồm: thu hút, hấp thụ và trao đổi ion. Thu hút là quá trình hóa chất được hợp chất vào trong pha rắn, trong khi hấp thụ là quá trình hút các hóa chất vào bề mặt. Trao đổi ion diễn ra do sự thay thế các cation trong pha rắn như đã đề cập trong chương 1, và do vậy có thể được xem như một trường hợp đặc biệt của thu hút. Nhiều phản ứng hút thấm bề mặt là thuận nghịch toàn bộ hay một phần và không hút thấm bề mặt được dùng để chỉ quá trình ngược này. Các phản ứng hút thấm bề mặt nói chung được phân chia ra phản ứng khởi động chất hấp phụ và phản ứng khởi động dung môi (Weber, 1972). Khởi động chất hấp phụ xảy ra khi pha rắn là pha hoạt động, hút hóa chất do có các vị trí trao đổi ion trên pha rắn. Khởi động dung môi xảy ra khi các hóa chất (thường không có cực và hữu cơ) bản chất không ưa nước và do vậy có xu hướng liên kết với pha không cực như lượng hữu cơ của môi trường lỗ rỗng. Vì thế trong trường hợp trước thì chống lại lực hút, còn trong trường hợp sau thì tác động qua lại với nhau như các vật cùng loại. Hai dạng này bao trùm toàn bộ các phản ứng hút thấm bề mặt có khả năng xảy ra và cho ta biết các thông số khống chế hiện tượng hút thấm bề mặt sau đây: Các đặc trưng chất ô nhiễm và chất lỏng lỗ rỗng: - pH của chất lỏng lỗ rỗng; - Khả năng hòa tan trong nước của chất ô nhiễm; - Bản chất cực của chất ô nhiễm; Các đặc trưng của chất rắn và môi trường lỗ rỗng: - Khoáng vật: điện tích bề mặt và diện tích bề mặt; 37
38. - Lượng cacbon hữu cơ; - Tính đồng nhất; - Cấu tạo; - Độ rỗng và tính thấm của môi trường rỗng. Dùng đường đẳng nhiệt hấp thụ bề mặt có thể đánh giá phạm vi hút thấm bề mặt của một thành phần đã cho. Các đường đẳng nhiệt này cho phép phân chia thành phần giữa các pha rắn và lỏng. 1.5.4. Các mô hình cân bằng và động học của các phản ứng Các quá trình đã được đề cập trong mục trước diễn ra với tốc đọ khác nhau để đạt cân bằng hóa học. Một phương pháp đơn giản giả thiết là các phản ứng sẽ ngay lập tức được câng bằng. Điều này được biểu hiện trong trường hợp các phản ứng axit-bazơ và một số phản ứng khác được gọi là mô hình cân bằng của phản ứng. Tuy nhiên, khá nhiều phản ứng diễn ra là chuyển tiếp tương tự như quá trình phân tán và khuếch tán khi vận chuyển. Một số phản ứng như phân hủy phóng xạ và phản ứng khử do sinh học có thể diễn ra vài tháng hay vài năm. Trong các trường hợp này cơ bản chấp nhận mô hình động học và xử lý phản ứng phụ thuộc vào thời gian. Hình 1.23 cho thấy bán thời gian (thời gian cần cho một nửa quá trình phản ứng) của một số phản ứng phổ biến diễn ra ở dưới đất. Phân hủy phóng xạ, không thấy trong hình 1.23, co giá trị bán thời gian khá lớn. Hình 1.23: Phạm vi bán thời gian của các phản ứng phổ biến diễn ra ở dưới đất (theo Langmuir và Mahoney, 1984) Mô hình cân bằng của phản ứng dựa trên định luật tác động khối lượng cho phép ta trình bày sự phân bố cân bằng về khối lượng giữa các chất phản ứng và các sản phẩm. Xem xét một phản ứng thuận nghịch có các chất tham gia A và B để tạo ra chất C và D: aA + bB = cC + dD (1-78) 38
39. Trong đó: a, b, c và d biểu thị số mole của các thành phần riêng biệt. Lúc cân bằng, định luật khối lượng phát biểu là: [C]c [D]d K = (1-79) [A]a [B]b Trong đó K là hằng số cân bằng và [] biểu thị tính chất nhiệt động cân bằng với nồng độ pha nước cho các nhóm bị hòa tan hay cho áp lực cục bộ của khí. Hằng số cân bằng K là hằng số phân tách trong trường hợp các phản ứng axit-bazơ, là hằng số hòa tan trong trường hợp phản ứng hòa tan, là hằng số ổn định hay phức hợp trong trường hợp phản ứng phức hợp, là hằng số thay thế cho trường hợp thay thế/thủy phân và hằng số hấp thụ cho các phản ứng bề mặt. Phương trình (1-79) cũng được dùng để nhận biết sự rời bỏ cân bằng của một phản ứng đã cho. Lấy ví dụ nếu về bên phải của phương trình (1-79) được biết là sản phẩm hoạt động ion (IAP) mà nhỏ hơn K thì phản ứng tiến về phía trước, còn nếu lớn hơn K thì phản ứng sẽ lùi lại, giảm các sản phẩm và tăng các chất phản ứng. Mô hình động học cho phản ứng trong phương trình (1-78) có liên quan định luật tốc độ theo dạng: x1 x2 y1 y2 rA = −k1[A] [B] + k 2 [C] [D] (1-80) Trong đó: rA – tốc độ tích lũy khối lượng của thành phần A; k1 và k2 – các hằng số tốc độ cho các phản ứng tiến và ngược; x1, x2, y1 và y2 là các hệ số kinh nghiệm hay hệ số Stoichiometric và biểu thị thứ tự phản ứng. Số hạng thứ nhất của vế phải biểu thị tốc độ tại đó các nhóm A được tiêu thụ theo hướng tiến và số hạng thứ hai biểu thị tốc độ tại đó, nó được tạo ra theo hướng ngược. Phương trình (1-80) cho thuật ngữ về nguồn suy giảm đối với một thành phần đã cho và có thể hợp nhất trực tiếp trong phương trình vận chuyển khối khi đề cập trong mục tiếp sau. Trong một số trường hợp, các phản ứng có thể biểu thị bằng dạng đơn giản của định luật tốc độ như được cho dưới đây (Langmuir và Mahoney, 1984): 14 rC = −k1[ C] (1-81) 2+ rFe = −k1[Fe ][O2 ] (1-82) 14 Trong đó: rC và rFe là tốc độ biến đổi khối của phân hủy thuận nghịch của C và của Fe2+ trong phản ứng phân hủy phóng xạ và oxi hóa sau đây: 14C → 14N + e (1-83) + 1 1 − Fe2 + O + H O → FeOH2 (1-84) 4 2 2 2 39
40. Thông thường một số các phản ứng có thể diễn ra đồng thời, làm cho khó biểu hiện động học một thành phần đã cho bằng một phương trình đơn giản. Ngoài ra khi các phản ứng ở bậc cao hơn lời giải của các phương trình vận chuyển khối có xu hướng phức tạp hơn. Vì các lí do này thường tìm cách đơn giản hóa khi biểu thị các phản ứng địa hóa trong hiện tượng vận chuyển khối. Hội đồng nghiên cứu quốc gia (1990) nhắc nhở là, nói chung mô hình cân bằng thiết lập chỉ phù hợp các phản ứng oxi hóa/khử và axit/bazơ. Phương trình động học thích hợp cho các phản ứng phóng xạ hòa tan, phức hợp và thay thế/thủy phân; tuy nhiên các hằng số tốc độ cần cho các mô hình này đối với một số nhóm thích ứng ở dưới mặt đất thì khó xác định. Do vậy, người ta có thể hi vọng các nỗ lực nghiên cứu tăng lên trong tương lại về một số trong các cơ cấu lan truyền khối này. 1.5.5. Các quá trình sinh học Đất là nơi sống cho rất nhiều loại vi khuẩn. Điển hình, số vi khuẩn vào khoảng 1 x 106 tế bào cho mỗi gam trọng lượng khô trong các hệ tự nhiên. Các vi khuẩn này hoạt động như là các chất xúc tác cho các chuyển đổi vô sinh đã trình bày ở trên, đặc biệt là các phản ứng khử. Các phản ứng khử liên quan sự phóng thích năng lượng khi các điện tử được cho trong quá trình oxi hóa hợp chất hóa học. Khá giống sự hô hấp của con người, phần lớn chất hữu cơ sử dụng oxi trong khi hô hấp, khi oxi hóa vật chất hữu cơ. Sự oxi hóa vật chất hữu cơ để tạo dioxit cacbon là một ví dụ của sự hô hấp sinh học. Tuy nhiên, oxi có thể đọc hại cho một số hữu cơ, trong trường hợp sinh trưởng hữu cơ diễn ra trong các điều kiện vô sinh. Với các hữu cơ này, oxi được thay thế bởi hợp chất hữu cơ khác. Một ví dụ điển hình về quá trình sinh học liên quan với các hữu cơ này là quá trình khử nitơ, trong đó nitrat được biến đổi thành khí nitơ. Trong khi xử lí sự lan truyền khối các chất ô nhiễm ở dưới đất, quan tâm của chúng ta là lượng tiêu thụ hóa chất của các vi khuẩn. Liên quan với các phản ứng sinh học, chúng ta cần nắm bắt về khả năng tồn tại và sinh trưởng/ suy giảm về số lượng vi khuẩn. Số lượng vi khuẩn được kích thích trao đổi chất như thế nào sẽ phụ thuộc vào sự có mặt của nguồn năng lượng, các chất dinh dưỡng (chủ yếu là nitơ và photpho) và các điều kiện môi trường thích hợp (nhiệt độ, pH, ). Sự sinh trưởng được kích thích của hữu cơ và sự chấp nhận chất ô nhiễm có liên quan các chất hữu cơ này tăng lên là điều mong muốn ở nơi tiến hành xử lí ở hiện tượng. Đó là kĩ thuật xử lí bằng phương pháp sinh học chất ô nhiễm. Các giai đoạn sinh trưởng khác nhau của vi khuẩn điển hình diễn ra trong môi trường được giới hạn bởi sự cấp các chất dinh dưỡng và khả năng chấp nhận điện tử như thấy ở hình 1.24. Nói chung có 6 giai đoạn phát triển. Ở giai đoạn thứ nhát – giai đoạn trễ, vi khuẩn chấp nhận các điều kiện môi trường sớm và các địa tầng có khả năng cho nguồn năng lượng và cacbon. Tiếp theo là giai đoạn gia tốc khi số vi khuẩn sinh trưởng vối tốc độ gia tăng. Tốc độ sinh trưởng lớn nhất được duy trì trong giai đoạn sinh trưởng theo hàm số mũ khi địa tầng bị hủy hoại nhiều. 40
41. Tiếp đó là giai đoạn suy giảm và ổn định là do khả năng giới hạn của địa tầng, chất dinh dưỡng không phù hợp hay khả năng chấp nhận điện tử bị suy yếu đi. Các tế bào chết trong các pha này, dẫn tới giai đoạn nội sinh cuối cùng, có tốc độ tế bào chết vượt tốc độ sinh trưởng. Các giai đoạn sinh trưởng khác nhau của vi khuẩn được thấy trong hình 1.24 làm cho việc đánh giá tốc độ mà một hóa chất trong dòng lỗ rỗng được vi khuẩn tiêu thụ trở nên phức tạp. Có thể dùng quan hệ hàm số mũ sau đây để mô phỏng đơn giản khả năng suy giảm hóa chất. -kt C(t) = Coe (1-85) Trong đó: C(t) – nồng độ tại thời điểm t; Co – nồng độ ban đầu; k – tốc độ tiêu thụ. Hình 1.24: Các giai đoạn sinh trưởng của vi khuẩn (theo Monod, 1949) Dĩ nhiên các phương pháp này có thể mô phỏng thích hợp sự tiêu thụ hóa chất trong giai đoạn sinh trưởng gia tăng của vi khuẩn, nhưng chúng không xem xét các khía cạnh hạn chế sinh trưởng. Biểu thức phổ biến nhất dùng cho vi khuẩn của địa tầng dựa trên hàm bão hòa hyperbon do Monod đề nghị (1942): k MC J = max (1-86) Y(Ck + C) Trong đó: J – tốc độ biến đổi nồng độ của địa tầng; kmax – tốc độ sinh trưởng lớn nhất của vi khuẩn; M – khối lượng vi khuẩn; C – nồng độ giới hạn sinh trưởng của địa tầng; Y – hệ số năng suất biểu thị các chất hữu cơ hình thành cho mỗi địa tầng sử dụng; Ck – nồng độ địa tầng, ở đó có tốc độ sinh trưởng bằng kmax/2. 41
42. Như thấy trong phương trình (1-86), các giá trị nhỏ hơn của Ck và lớn hơn của kmax có liên quan với tốc độ tiêu thụ lớn nhất của địa tầng. Điều quan trọng cần ghi nhớ là khối lượng vi khuẩn M không phải là hằng số, vì thế phương trình (1-86) sẽ phải cặp đôi với phương trình khác mô tả tốc độ biến đổi của M. Điều này được thực hiện bằng các dùng động học Monod với một số hạng phân hủy có tính đến sự hủy diệt của tế bào. Vì thế: dM C = k maxMY − bM (1-87) dt Ck + C Trong đó: b – hệ số biểu thị tốc độ, ở đó các vi khuẩn phân hủy. Sự phụ thuộc nội tại giữa khối lượng vi khuẩn và nồng độ địa tầng đã đưa đến một số mô hình phân hủy sinh học mà hầu hết chúng sử dụng các nguyên lí dựa vào động học Monod đã nêu ở trên. Mô hình màng sinh học (McCarty et al. 1984) là mô hình có xét đến các quá trình vận chuyển các hóa chất ở dưới đất có liên quan đến vi khuẩn. Khái niệm đưa ra là các vi khuẩn sinh ra từ địa tầng cần thiết từ chất lỏng lỗ rỗng sẽ bám vào bề mặt mạng chất rắn ở dạng màng sinh học (hình 1.25). Ở giữa chất lỏng lỗ rỗng và màng sinh học tồn tại lớp khuếch tán. Ở trong bản thân màng sinh học, sự vận chuyển do khuếch tán phân tử diễn ra khi sử dụng các vi khuẩn. Tốc độ xảy ra sự khuếch tán này được xác định theo định luật Fick thứ hai: d2C J = D f (1-88) f f dx 2 Trong đó: Df – hệ số khuếch tán phân tử của địa tầng trong màng sinh học; x – kích thước vuông góc với bề mặt màng. Hình 1.25: Khái niệm về dòng ngầm vào trong màng sinh học (theo McCarty et al. 1984) 42
43. 1.5.6. phương trình vận chuyển khối Để vấn đề dơn giản, ta giả thiết là môi trường lỗ rỗng là đồng nhất, đẳng hướng và bão hòa. Tương tự xử lí của chúng ta cho quá trình dòng thấm, sử dụng định luật tổng hợp bảo toàn khối lượng và kết hợp với định luật Fick thứ nhất . Ta xem xét thể tích nguyên tố giám sát thấy trong hình 1.26. Phương trình bảo toàn khối lượng cho thể tích này được phát biểu trong phương trình (1.56), có thể biểu Hình 1.26: Thể tích nguyên tố giám sát cho dòng khối thị bằng toán học như sau: ∂J ∂J y ∂J  ∂(nC) −  x + + z  ± r = (1-89)  ∂x ∂y ∂z  ∂t Trong đó: J – dòng khối của dung dịch cho mỗi tiết diện đơn vị được vận chuyển theo hướng biểu thị bởi các chữ viết dưới x, y hay z; n – độ rỗng; r – tốc độ sản sinh/tiêu thụ khối được cho bởi mô hình động học của phản ứng; C – nồng độ dung dịch biểu thị bằng khối lượng dung môi cho mỗi thể tích đơn vị dung dịch. Hai quá trình vận chuyển khối phân tán và khuếch tán khống chế J trong phương trình (1-89). Theo hướng x, J do phân tán và khuếch tán có thể biểu thị bằng: Jdo phân tán = VxnC (1-90) ∂C Và Jdo khuếch tán = - nDx (1-91) ∂x Trong đó: Vx – vận tốc lỗ rỗng theo hướng x. Dx trong phương trình (1-91) bao gồm hai thành phần khuếch tán phân tử và phân tán cơ học. Tổng các đóng góp từ phân tán và khuếch tán các dòng khối theo ba hướng sẽ bằng; ∂C J = V nC − nD (1-92) x x x ∂x ∂C J = V nC − nD (1-93) y y y ∂y ∂C J = V nC − nD (1-94) z z z ∂z 43
44. Thay thế các phương trình (1-92) và (1-93) và (1-94) vào (1-89) cho ta:  ∂  ∂C   ∂  ∂C    −  Vx nC − nDx  −  VynC − nDy  − ∂x  ∂x  ∂y  ∂y    (1-95)  ∂  ∂C  ∂(nC) −  VznC − nDz  ± r = ∂z  ∂z  ∂t Giả thiết các vận tốc ổn định và như nhau và các hệ số phân tán không biến đổi trong không gian, phương trình (1-95) có thể đơn giản thành:  ∂ 2C ∂C  ∂ 2C ∂C Dx 2 − Vx  + Dy 2 − Vy  +  ∂x ∂x   ∂y ∂y  (1-96)  ∂ 2C ∂C r ∂C + Dz 2 − Vz  ± =  ∂z ∂z  n ∂t Trong phương trình (1-96) cũng giả thiết là độ rỗng của môi trường là hằng số theo thời gian và không gian. Theo một hướng, phương trình (1-96) biến đổi thành phương trình phân tán - khuếch tán quen biết (ADE): ∂2C ∂C r ∂C D − V ± = (1-97) x ∂x 2 x ∂x n ∂t Dạng chính xác của ADE (advection – dispersion) phụ thuộc vào các quá trình lan truyền khối được tính cho số hạng r. Phụ thuộc vào bản chất của r, các lời giải giải tích tồn tại cho ADE đối với các điều kiện biên và ban đầu đơn giản. Mục sau sẽ trình bày một số lời giải giải tích phổ biến cho ADE. 1.6. CÁC CHẤT LỎNG KHÔNG PHẢI NƯỚC TRONG ĐẤT Chất lỏng không phải nước (NAPL – nonaqueous-phase liquid) là chất lỏng không thể trộn lẫn với nước. NAPL hay gặp trong kĩ thuật địa môi thường được chia thành hai nhóm: nhẹ (LNAPLs) và nặng (DNAPLs). LNAPLs có trọng lượng riêng nhẹ hơn nước còn DNAPLs có trọng lượng riêng nặng hơn nước. Mục này giới thiệu nguyên lí lưu giữ NAPL, các quá trình vận chuyển và lan truyền khối của NAPL. 1.6.1. Các nguyên lý lưu giữ NAPL trong đất Sự vận chuyển NAPL ở dưới đất phụ thuộc phần lớn vào lượng NAPL đất. Sự tranh giành chiếm khoảng rỗng giữa ba pha: nước, khí và NAPLs liên quan đến: 1. Lực căng giữa các mặt của ba pha này. 2. Khả năng ẩm của đất có ba pha này. 3. Nguyên lí mao dẫn. 44
45. a. Lực căng giữa bề mặt phân cách Chất lỏng đồng nhất có chứa các phân tử được kết lại với nhau bởi lực hút Van der Waals. Độ lớn của các lực này khác nhau cho từng loại chất lỏng. Khi hai chất lỏng không thể pha trộn với nhau mà gần nhau thì tồn tại mặt phân cách giữa hai nhóm phân tử (hình 5.1). Để duy trì sự cân bằng lực, mặt phân cách được căng bởi chất lỏng có các phân tử kết lại với nhau do lực hút lớn hơn. Vì thế hình thành thấu kính lồi lên hay lõm xuống. Mặt phân cách được căng ra có hành vi khá giống màng đàn hồi chịu lực kéo. Lực căng tồn tại ở mặt phân cách được gọi là lực căng mặt phân cách σ là do sự chênh áp lực bên trong của hai pha nằm kề nhau. Một trong hai chất lỏng không pha trộn trong hình 1.27 có thể là khí có chứa pha hơi của một chất lỏng trong trường hợp này lực căng ở mặt phân cách là lực căng bề mặt. Hình 1.27: Các lực hút phân tử trong các pha riêng biệt và tại mặt phân cách hai pha b. Khả năng làm ẩm đất Khi hai chất lỏng không tan trộn lẫn nhau cùng tồn tại ở bề mặt rắn, mặt phân cách giữa pha rắn và các pha lỏng khống chế hình dạng pha. Hình dạng của hai pha trên bề mặt rắn sẽ như thế nào đó để năng lượng là nhỏ nhất và đạt được cân bằng lực (hình 1.28). Ba biên của mặt Hình 1.28: Các lực tác động dọc các mặt phân cách giữa ba pha lúc cân bằng phân cách được phác họa: 1) mặt phân cách giữa pha rắn và chất lỏng 1; 2) mặt phân cách giữa pha rắn và chất lỏng 2; và 3) mặt phân cách giữa hai chất lỏng. Dạng ổn định sẽ là dạng, ở đó lực căng liên quan với ba mặt phân cách này là cân bằng. Lúc cân bằng: σ = σ + σ cosλ s,f1 s,f2 f1,f2 (1-98) 45
46. σ − σ  Hay λ = cos−1  s,f1 s,f2  (1-99) σ  f1,f2  Ở đây các chữ viết dưới biểu thị hai pha tương ứng với mặt phân cách, và s, f1, f2 biểu thị các pha rắn và hai chất lỏng. Góc λ giữa bề mặt pha rắn và lỏng 1 – chất lỏng 2 là do số đo khả năng làm ẩm bề mặt pha rắn đối với chất lỏng 2 và được gọi là góc tiếp xúc. Dĩ nhiên, thông thường góc tiếp xúc xảy ra khi trên bề mặt kính có một giọt nước, trong trường hợp này hai chất lỏng là nước và khí. Khả năng làm ẩm tương đối của chất lỏng đối với các chất lỏng khác nhau được phản ảnh trong ba phạm vi góc tiếp xúc λ có khả năng xảy ra (hình 1.29). Hình 1.29: Các góc tiếp xúc có thể có giữa các bề mặt pha rắn và các chất lỏng Nói chung, môi trường rỗng với NAPL và nước như là chất lỏng 1 và 2 được xem là ẩm do nước nếu λ (giữa nước và pha rắn) 1100 và trung tính, nếu λ ở giữa 700 và 1100 (Anderson, 1986). Góc tiếp xúc λ có thể cực nhỏ không có khả năng định rõ. Các mặt pha rắn trong đất có thể không đồng nhất trong các đặc trưng bề mặt nên λ là pha trộn. Ngoài ra, góc λ có thể không duy nhất cho một mặt đã cho là vì biểu thị hiện tượng trễ, tức là phụ thuộc vào sự chuyển động của pha lỏng làm ướt bề mặt. Khi một giọt chất lỏng 2 chuyển động Hình 1.30: Góc tiếp xúc không duy nhất dọc bề mặt pha rắn (hình 1.30), λ1 tại cuối chỗ cho một pha chất lỏng chuyển động lùi nói chung nhỏ hơn λ2 tại đầu xuất phát. Đó là lí do chủ yếu cho hành vi trễ trong việc giữ nước trong đất. c. Mao dẫn Mao dẫn là tính chất của môi trường rỗng có thể kéo chất lỏng làm ẩm vào trong lỗ rỗng và đẩy lui chất lỏng không làm ẩm. Sự khác nhau giữa các áp lực bên trong của hai chất lỏng không pha trộn gọi là áp lực mao dẫn đã gây ra sự chứa đầy ưu tiên này của lỗ 46
47. rỗng đất. Với hệ nước – NAPL, áp lực mao dẫn Pc được xác định bằng: Pc = Pn – Pw (1-100) Trong đó: Pn – áp lực NAPL; Pw – áp lực nước. Với một ống nhỏ cắm vào hệ nước – NAPL, áp lực mao dẫn làm cho chất lỏng làm ẩm được kéo vào (hình 1.31a). Chiều cao hc mà chất lỏng làm ẩm (nước) được kéo quan hệ trực tiếp với áp lực mao dẫn. Áp lực mao dẫn cũng quan hệ với sức căng giữa các mặt, góc tiếp xúc và kích cỡ rỗng tương ứng với định luật Laplace: 2σ cosλ P = nw (1-111) c r Trong đó: σnw – lực căng giữa các mặt giữa NAPL và pha nước; λ - góc tiếp xúc của nước với bề mặt ống; r – bán kính ống. Hình 1.31: Áp lực mao dẫn trong hệ đất - NAPL Để chứng minh pha nước và NAPL tranh giành khoảng rỗng như thế nào, ta coi toàn bộ các lỗ rỗng trong hình 1.32a ban đầu chứa đầy nước, tức là Pc = 0. Nay ta đưa vào pha NAPL hoặc tăng Pn hay giảm Pw một cách chậm chạp (bằng cho hút dính), do vậy làm tăng Pc. Các lỗ rỗng có bán kính r lớn hơn thì có Pc nhỏ hơn và đầu tiên sẽ được NAPL xâm nhập vào. NAPL thay thế nước trong ống 3 và 4. Tuy nhiên trong trường hợp ống 4, sự tiến lên của NAPL bị dừng lại ở chỗ nút cổ chai đầu trên vì để tiến xa thêm thì cấp áp lực mao dẫn cao hơn. Các nút cổ chai và các ống 2 và 1 sẽ chỉ chứa đầy tại áp lực mao dẫn cao hơn. Quá trình thay thế NAPL này cho pha nước thường được coi như pha tiêu thoát nước là vì pha làm ẩm được tiêu thoát. Nếu thể tích khoảng rỗng được nước (θw) chiếm chỗ, bị di chuyển trong quá trình này thì sự biến đổi giữa θw và pc sẽ thấy trong hình 1.32b. 47
48. Bây giờ ta đảo ngược quá trình trên nhằm làm ẩm hệ số rỗng chứa đầy NAPL. Đó là pha làm ẩm hay hút ẩm đã biết. Nó có thể được thực hiện bằng cách biến đổi Pc có nghĩa là hoặc bằng cách tăng Pw hay giảm Pn. Qua các nghiên cứu thực nghiệm đã xác lập là đường tạo ra trên khoảng rỗng θ - Pc không trùng với đường tiêu thoát. Cần áp lực nhỏ hơn để đạt cùng độ ẩm thể tích như trong pha tiêu thoát. Nguyên nhân của hiện tượng tắc nghẽn trễ của chất lỏng là sự phân bố không liên tục của chất lỏng làm ướt tại giá trị Pc cao và hành vi trễ của góc tiếp xúc của chất lỏng làm ướt. Có thể thấy từ hình 5.6b là chất lỏng làm ướt không được tiêu thoát hoàn toàn, và độ ẩm dư θwr giữ lại ngay cả khi Pc tới giá trị lớn. Tương tự, trong pha hút ẩm chất lỏng không làm ướt không có thể thay thế hoàn toàn ngay cả khi Pc = 0. Lượng NAPLs dư giữ lại trong pha làm ướt hay hút ẩm có quan trọng đặc biệt trong các hoạt động xử lí. Nó thường được lưu giữ trong các lỗ rỗng nhỏ và áp lực cần để thắng áp lực mao dẫn tương ứng với các lỗ rỗng nhỏ này thì rất cao. Do vậy, một khi bị lưu trữ, pha không liên tục của NAPLs khó huy động được. Hình 1.32: Tiêu thoát nước và làm ẩm đất a) Hình thành khái niệm bằng các ống mao dẫn; b) Hành vi trễ do tắc nghẽn chất lỏng Với một khối đất đã cho, áp lực Pn của NAPL cần để thay thế nước khỏi lỗ rỗng được gọi là áp lực vào thay thế hay áp lực ngưỡng. Sự biến đổi áp lực mao dẫn thể hiện bằng phương trình (5-4) được thấy trong hình 1.33. Rõ ràng là, đất có lỗ rỗng nhỏ thì có áp lực ngưỡng cao hơn đất có lỗ rỗng lớn. Điều này có nghĩa là để thấm, đất sét cần bề dày của vũng NAPL lớn hơn nhiều đất cát. Hình 1.33: Áp lực mao dẫn là một hàm của sức căng giữa các mặt và bán kính lỗ rỗng 48
49. 1.6.2. Sự vận chuyển NAPL tại hiện trường a. Các chất lỏng pha không là nước nhẹ Khi LNAPL bị đổ tràn trên mặt đất, nó đi vào đới không bão hòa trong hệ đất – nước – khí dưới ảnh hưởng của trọng lực. Khi đất hoàn toàn khô, LNAPL sẽ là chất lỏng làm ẩm tương đối với với không khí, do vậy nó sẽ tiến vào trong các lỗ rỗng tương đối dễ dàng. Còn khi đất tương đối ẩm, LANPL sẽ bị chỉ làm ẩm cục bộ (làm ẩm đối với nước). Do vậy, nó có áp lực thích hợp để vượt lực mao dẫn nhằm tiến vào trong các lỗ rỗng nhỏ hơn chứa đầy nước. Độ ẩm thể tích và sự phân bố LNAPL trong đới không bão hòa bị khống chế bởi áp lực LNAPL, lượng thể tích ban đầu của các pha khí và nước và sự phân bố kích cỡ lỗ rỗng của đất. Nếu LNAPL có đủ khả năng thì sẽ tiến sâu vào trong đới không bão hòa, như thấy ở hình 1.34a. Nếu mực nước ngầm ở nông và nếu nguồn LNAPL phong phú sản phẩm tiến đến đỉnh đới mao dẫn. Vì nhẹ hơn nước, nó có xu hướng nổi trên đỉnh đới mao dẫn (hình 1.34b). Khi áp lực của sản phẩm phóng thích tăng lên, mực nước ngầm bắt đầu hạ xuống với LNAPL tích lũy tại chỗ lõm. Nếu nguồn LNAPL ở mặt đất kiệt quệ, LNAPL trong đới không bão hòa tiếp tục thấm do trọng lực để lại phía sau các màng mỏng và các hạch trong đới không bão hòa (hình 1.34c). Vì thế, lượng LNAPL dư để lại phía sau từ 10-20% thể tích lỗ rỗng. Trong lúc ấy, sản phẩm thấm đạt tới đáy ở đới mao dẫn và bắt đầu trải rộng ra phía bên hình thành “chiếc bánh kếp”. Sự trải rộng sang phía bên của sản phẩm làm giảm áp lực vùng lõm LNAPL khiến cho mực nước ngầm nâng lên chút ít. Tuy nhiên, mực nước ngầm nâng lên không diễn ra toàn bộ LNAPL vì một phần bị giam giữ trong các lỗ rỗng do bão hòa dư vì mao dẫn. LNAPL dư này này được giữ ở dưới mực nước ngầm sẽ hòa tan chậm trong một số năm, thường là hàng chục năm, và vì thế hình thành một hiểm họa lâu dài cho chất lượng nước. Sự dao động mực nước ngầm do các biến đổi theo mùa hay các hoạt động khác sẽ làm cho vùng trũng chuyển động lên hay xuống. Khi vùng trũng hạ xuống, đới bão hòa được sản phẩm tự do chiếm chỗ. Sự dâng tiếp theo của vùng trũng làm cho một phần LNAPL bị giam hãm phía dưới mực nước ngầm tại các bão hòa dư tạo ra “đới xáo động” và có thể trải rộng LNAPL trên bề dày tầng chứa nước lớn hơn ở dạng bão hòa dư. Điều này có ảnh hưởng trọng khi xử lí do việc thu hồi các khối LNAPL không liên tục và bất động tương đối khó hơn việc thu hồi sản phẩm tự do tại mực nước ngầm. 49
50. Hình 1.34. Chuyển động LNAPLs ở dưới mặt đất a) Sự phân bố LNAPL sau khi một thể tích nhỏ đổ tràn; b) Sự hạ thấp đới mao dẫn và mực nước ngầm; c) Sự dừng lại mực nước ngầm khi LNAPL thoát từ khoảng rỗng nằm trên (Palmer và Johnson, 1989) b. Chất lỏng pha không phải nước nặng DNAPLs có cách di chuyển phức tạp hơn. DNAPLs linh động hơn LNAPLs do nặng hơn nước và hầu hết có độ nhớt thấp. Mật độ tương đối cao của DNAPLs khiến sản phẩm nằm sâu trong tầng chứa nước, trong một số trường hợp ở dưới mặt đất hàng trăm ft. Tương tự LNAPLs, DNAPLs thâm nhập hệ đất – nước – khí của đới không bão hòa dưới ảnh hưởng của trọng lực. Tuy nhiên, không giống LNAPLs, DNAPLs có biểu hiện hành vi của kĩ thuật chạy ngón (hình 1.35a) khi đất không bão hòa tương đối ẩm. Hiện tượng chạy ngón này đã được thiết lập là do chất lỏng có mật độ cao, độ nhớt thấp (DNAPL) thay thế chất lỏng mật độ thấp, độ nhớt cao hơn (nước) (Kueper và Frind, 1988). Tuy nhiên không xảy ra chạy ngón nếu đất khô. Khi lượng DNAPL thích hợp được giải thoát, nó tiến về mực nước ngầm và không giống LNAPLs, nó xâm nhập vào trong tầng chứa nước. Tuy nhiên DNAPL còn là chất lỏng không làm 50
51. ướt so với nước, do vậy nó phải vượt qua lực mao dẫn để xâm nhập vào trong các lỗ rỗng của hệ đất-nước. Mật độ cao hơn của DNAPL đóng góp vào áp lực đi vào này. Nếu áp lực DNAPL cao hơn áp lực đi vào, DNAPL tiếp tục vào trong hệ đất – nước cho tới khi nguồn cạn kiệt. Một tầng đất hạt mịn hơn trong đới không bão hòa đôi khi có thể chặn sự di chuyển DNAPL (hình 1.35b) là do các vật liệu hạt mịn hơn có các lỗ rỗng nhỏ hơn nên cần áp lực đi vào cao hơn. Nếu nguồn DNAPL lớn hơn, nó có thể thấm vào toàn bộ bề dày chứa nước và trầm lắng xuống trên lớp không thấm tại đáy tầng chứa nước (hình 1.35c). Trong các trường hợp nơi tầng không thấm dốc, DNAPL có xu hướng chảy theo độ dốc xuống của lớp, có thể theo hướng ngược với dòng ngầm trong tầng chứa nước. Điều này gây ra các vấn đề trong mô tả đặc trưng nguồn của DNAPL, bởi vì pha hòa tan có thể được vận chuyển theo hướng khác hướng của sản phẩm tự do. Sự vận chuyển của DNAPLs cực kì phức tạp do hiện tượng không đồng nhất của môi trường . Hình 1.35: Chuyển động của DNAPLs ở dưới đất a) Sự phân bố DNAPL sau khi có thể tích nhỏ được đổ tràn; b) Sự phân bố DNAPL sau khi thể tích vừa phải được đổ tràn; c) Sự phân bố DNAPL sau khi đổ tràn thể tích lớn (Feenstra và Cherry, 1987) 51
52. 1.6.4. Biểu đồ pha cho hệ Đất – Nước – LNAPL - Khí Việc đánh giá thể tích của ba pha khí, nước và NAPL là một nhiệm vụ cơ bản khi mô hình sự vận chuyển của NAPL ở dưới đất. Hợp chất pha ở lân cận mực nước ngầm được mô tả trong hình 1.36, ở đây dw và d1 biểu thị độ sâu tới mực nước ngầm và tới đỉnh sản phẩm tự do tương ứng. Bề dày của vũng LNAPL, được tính lũy như là một bánh kếp tại đỉnh nước ngầm, do vậy bằng (dw – d1). Nếu một giếng giám sát được khoan trong ở vị trí ô nhiễm LNAPL, sản phẩm LNAPL tự do sẽ được quan sát tới độ cao (dw – d1) ở trên mực nước ngầm. Trong phạm vi, dw > d > d1 chỉ có LNAPL và nước tồn tại trong khoảng rỗng. Trực tiếp ở trên phạm vi này, LNAPL tự do tồn tại kết hợp vói nước và khí. Ở trên độ sâu d = dw, sản phẩm tự do không tìm thấy và chỉ có nước và khí cùng tồn tại. Tách xa khỏi khí, nước và LNAPL tự do, pha thứ tư cũng có mặt ở dạng các hạch LNAPL bị giam hãm được bao quanh là nước tự do, pha này là kết quả của sự dao động mực nước ngầm. Hình 1.36: Hợp phần của các pha chất lỏng ở gần mực nước ngầm (Ostendorf et al. 1993) Để giới thiệu các biểu thức xác định sự phân bố pha, chúng ta định nghĩa các lượng chất lỏng thể tích của các pha khác nhau như sau: Tổng thể tích nước θw = (1-112) Tổng thể tích lỗ rỗng Tổng thể tích LNAPL θl = (1-113) Tổng thể tích lỗ rỗng Tổng thể tích khí và θa = = n - θw - θl (1-114) Tổng thể tích lỗ rỗng 52
53. Trong đó: n – độ rỗng của đất Coi cả LNAPL và nước tồn tại ở dạng tự do và dư: θw = θwr + θwf θl = θlr + θlf Độ bão hòa nước hiệu quả (Sw) và độ bão hòa của các chất lỏng tổng S (nước và LNAPL), có thể xác định theo các lượng chứa thể tích: (θ w + θlr ) − θwr Sw = (1-115) n − θwr (θ + θ + θ ) − θ S = w lf lr wr (1-116) n − θwr Các độ bão hòa hiệu quả của LANPL ở dạng tự do và dư được biểu thị bằng: θlf Slf = = S − Sw (1-117) n − θwr θlr Và Slr = (1-118) n − θwr Độ bão hòa nước hiệu quả, Sw được biểu thị bằng: α (1/ α)−1 Sw = {1+ [βw (d w − d] } (dw > d > dm) (1-119) Sw = 1 (d > dw) (1-120) α (1/ α)−1      β1σla  ρw   Và S = 1+  d − d + d) (1-121) w σ  l w ρ w    wa  l   Trong đó: σwa – sức căng giữa các mặt nước và khí, tức là sức căng bề mặt; ρw – mật độ nước và βw là hệ số tỉ lệ được cho bởi [(ρw / ρl ) −1]σla βw = β (1-122) σwl Trong đó: σwl – sức căng giữa các mặt nước và pha LNAPL. Độ sâu dm tới đó sản phẩm LNAPL tự do dâng ở trên mực nước ngầm : βldl − βwd w dm = (1-123) βl − βw Theo Osterderf et al (1993) và Parker và Lenhard (1987), có thể hình dung sự lưu trữ trễ LNAPLs trong nước ( hình 1.37). Khi mực nước ngầm dâng lên từ C tới D, đường đặc trưng độ ẩm không trung với CB (hình 1.37b) do hiện tượng trễ, nó theo đường CD. Một số LNAPL tự do bị lưu giữ trong giai đoạn này có độ lớn bằng BD trong hình 1.37b. 53
54. Hình 1.37: Lưu giữ trễ của LNAPL a) Phạm vi dao động mực nước ngầm; b) Các biến đổi Sw là do chuyển động mực nước ngầm (Ostendorf et al. 1993) 1.6.5. Mô hình vận chuyển NAPLs trong đất Mô hình sự vận chuyển NAPLs trong đất phức tạp do có nhiều pha và có khá nhiều thông số liên quan với các pha. a. Khái niệm hệ số thấm tương đối Sự vận chuyển NAPLs tương tự sự vận chuyển của dòng nước trong đất không bão hòa về hai phương diện 1) độ bão hòa hiệu quả của các pha tiếp tục thay đổi và 2) các thay đổi về độ bão hòa hiệu quả, gây ra các biến đổi lực truyền động cho dòng chất lỏng. Để dùng định luật Darcy nhằm biểu hiện dòng khí và NAPL, khái niệm độ dẫn thủy lực được thay bằng hệ số thấm thực (với đơn vị diện tích) hay: − kραg Va = ∇φ (1-124) µα Trong đó: Vα - tốc độ pha α; k – hệ số thấm thực của môi trường; g – gia tốc trọng lực; ρα,µα - mật độ và độ nhớt động của pha α tương ứng; ∇φ - gradien thế của pha α. Khi NAPL, nước và khí cũng tồn tại trong lỗ rỗng, hệ số thấm của môi trường đối với chất lỏng bất kì thì nhỏ hơn khi khoảng rỗng hoàn toàn do chất lỏng này chiếm chỗ. Sự biến đổi hệ số thấm này phụ thuộc vào độ bão hòa hiệu quả của chất lỏng đó và được gọi là hệ số thấm tương đối krα . k α (Sα ) k rα = (1-125) ksα 54
55. Trong đó: kα (Sα) – hệ số thấm của đất ứng với pha α tại độ bão hòa hiệu quả Sα; ksα - hệ số thấm của đất lúc bão hòa hoàn toàn pha α. Xem xét một hệ hai pha gồm có nước và NAPL, sự biến đổi hệ số thấm tương đối với độ bão hòa hiệu quả được thấy trong hình 1.38. Trong vùng I, NAPL trội hơn về khoảng rỗng và hệ số thâm tương đối với nước gần bằng không. Trong vùng II, cả NAPL và nước tồn tại ở dạng liên tục và chảy cùng với nhau. Trong vùng này, sự cản trở lẫn nhau là cực đại và hệ số thấm của môi trường toàn bộ giảm khá lớn. Trong vùng III, nước trội hơn về khoảng rỗng và hệ số thấm tương đối với NAPL gần bằng không do NAPL có mặt ở dạng không liên tục. Hình 1.38: Hệ số thấm tương đối của nước và NAPL là hàm số của độ bão hòa Các khái niệm ở trên có thể mở rộng cho hệ ba pha khi ngoài NAPL và nước, còn có khí. Điều này thường biểu hiện ở biểu đồ ba thành phần như thấy ở hình 1.39. b. Phương trình khống chế sự vận chuyển nhiều pha Mô hình vận chuyển NAPL là quá phức tạp, sự vận chuyển của mỗi pha kết hợp với áp lực mao dẫn và độ bão hòa hiệu quả của các pha khác. Nói chung, các Hình 1.39: Hệ số thấm tương đối cho dòng phương trình chỉ đạo cho mỗi pha của ba ba pha (Van Dam, 1967) pha được phát triển riêng và chúng được phối hợp với nhau bằng cách dùng áp lực mao dẫn và độ bão hòa hiệu quả. 55
56. Abriola và Pinder (1985a, 1985b) và Abriola (1988) đã đưa ra một phương pháp toàn diện để mô hình sự vận chuyển nhiều pha. Theo phương pháp này, chúng ta bắt đầu bằng cách trình bày toàn diện bài toán vận chuyển bằng biểu thức cân bằng khối lượng của nhóm hóa chất thứ i trong pha α như sau: ∂ (ρ ε ω' ) + ∇(ρ ε V ωi ) − ∇.Ji = Ai + Bi (1-126) ∂t a a a a a a a α α α Trong đó: ρα - mật độ khối của pha α; εα - phần thể tích lỗ rỗng do pha α chiếm; ' ωa - vận tốc pha α; i Jα - dòng không bình lưu của các nhóm i trong pha α; i Aα - sự trao đổi khối của các nhóm i do khuếch tán giữa pha và/hoặc biến đổi pha; i Bα - cung cấp nội bộ của nhóm i cho pha α; ∇ - toán tử tích phân. Nhằm biểu thị cân bằng khối tổng của các nhóm i trong hệ tiến hành tổng các cân bằng khối lượng trong các pha riêng rẽ hay:  ∂  ρ ε ω' + ∇ ρ ε ωi − ∇ i = i ∑  ( a a a ) ( a a Va a ) .Jα  ∑ Bα (1-127) α ∂t  α i Phương trình trên không chứa số hạng Aα biểu thị sự trao đổi khối lượng các nhóm trong các pha vì tổn thất khối lượng của một pha nhận được bởi các pha khác, tức là: i ∑ Aα = 0 (1-128) α Ngoài ra, phép cộng phải thực hiện bao gồm các chất rắn của đất như là một pha chia tách để tính toán độ ép co của môi trường rỗng và khối lượng các nhóm có mặt trong dạng hấp thụ. Các phương trình như (1-127) được gọi là phương trình cân bằng các nhóm hay phương trình thành phần. Một phương trình như thế được giải cho mỗi nhóm của các nhóm có mặt trong hệ. i Các phương trình (1-126) và (1-127) có thể được đơn giản hơn bằng giả thiết ∇. Jα =0, trong trường hợp của các nhóm duy trì một front làm ảm sắc nhọn và không được vận chuyển bằng cách không bình lưu như phân tán và khuếch tán. Giả thiết là định luật Darcy là quan hệ cơ bản có giá trị, Va có thể được triển khai trong phương trình (1-126) và đưa ra nhóm các phương trình cho pha nước, NAPL và khí có thể biểu thị cho một hóa chất nhóm đơn như sau: 56
57. ∂ kρw k rw (ρw nSwωw ) = ∇ (∇.pw − ρwg∇.Dw ) + A w + Bw (1-129) ∂t µw ∂ kρn k rn (ρn nSnωn ) = ∇ (∇.pn − ρng∇.Dn ) + An + Bn (1-130) ∂t µn ∂ kρa k ra Và (ρa nSaωa ) = ∇ (∇.pa − ρag∇.Da ) + Aa + Ba (1-131) ∂t µa Trong đó: Các chữ viết dưới ω, n , a chỉ pha nước, NAPL và khí tương ứng; Da – chiều cao cao trình của pha α; pα - chiều cao áp lực của pha α và tất cả các thuật ngữ khác đã được định nghĩa ở trên. 1.6.6. Các quá trình lan truyền khối Quá trình lan truyền khối diễn ra đồng thời trong toàn bộ các pha có liên quan trong môi trường đất. Các quá trình chính thích hợp cho NAPLs là hòa tan, hút thấm bề mặt và bốc hơi (hình 1.40). Trong đó, quá trình hòa tan cần được đề cập thêm. Nó khống chế sự chuyển động của NAPLs tới phạm vi lớn. Độ hòa tan của các nhóm NAPL trong nước khống chế phạm vi lớn tốc độ hòa tan vũng và các hạch theo thời gian. Hình 1.40: Các quá trình lan truyền khối liên quan sự tham gia của NAPLs vào trong các pha rắn, nước và khí - Sự hòa tan từ NAPLs được lưu giữ ở dạng hạch được khống chế bởi độ rỗng của môi trường, kích cỡ và hình dạng các hạch và vận tốc pha nước. Một số dẫn xuất toán học tồn tại liên hệ dòng thấm từ hạt hình cầu được hòa tan cho tất cả các thông số này. Nói chung, dòng hòa tan Jd được biểu hiện bằng: Jd = m(Cs – Ca) (1-132) 57
58. Trong đó: m – hệ số lan truyền khối; Cs – độ hòa tan của NAPL trong nước; Ca – nồng độ trung bình trong pha nước ở lân cận hạt hòa tan. Độ chênh nồng độ Cs – Ca là lực truyền động cho dòng hòa tan. Hệ số lan truyền khối m cho các hạch được lí tưởng hóa như là khối cầu (Wilson và Geankopolis, 1966) được biểu thị theo: −2 / 3 V  V a  m =1,09 w  w n  (1-133) n  D  Trong đó: Vw – vận tốc pha nước; n – độ rỗng; an – đường kính hạch đang hòa tan; D – độ khuếch tán phân tử của NAPL trong nước. Số Peclet Pe = Vwan/D là số không thứ nguyên trong phương trình (1-133) chi phối hệ số lan truyền khối. Với các số không thứ nguyên đã cho, có dạng các phương trình khác cho hệ số lan truyền khối. Liên hệ với hệ số lan truyền khối với các số Sherwood, Reynolds và Schmidt được Miller et al. (1990) đề nghị: β1 β2 1/ 2 Sh = βo Re θn Sc (1-134) Trong đó: βo = 12 ± 2; β1 = 0,75 ± 0,08; β2 = 0,6 ± 0,21; θn – phần thể tích của NAPL; Sh, Re và Sc là các số tương ứng Sherwood, Reynolds và Schmidt, được định nghĩa bằng: ma 2 Sh = p (1-135) D v ρ a Re = w w p (1-136) µ w µ Và Sc = w (1-137) ρw D Trong đó: ap – đường kính hạt của môi trường rỗng; vw – vận tốc lỗ rỗng trong bình của pha nước, và tất cả các thuật ngữ khác đã được định nghĩa. - Sự hòa tan NAPLs ở dạng vũng hay bánh kếp đã được nghiên cứu. Hunt et al. (1988) đã đánh giá dòng hòa tan từ các vũng NAPL bằng một phương trình đối lưu – 58
59. khuếch tán trạng thái ổn định cho sự khuếch tán ngang vào trong môi trường bán vô hạn. Lời giải cho các dòng hòa tan được Johnson và Pankow (1992) sử dụng để đánh giá khoảng thời gian tồn tại của các vũng có chiều dài khác nhau, giả thiết vũng có dạng hình chữ nhật. Khoảng thời gian tồn tại của một vũng chữ nhật duy trì hằng số các kích thước khu vực trong quá trình hòa tan được biểu hiện bằng: 3 −5 Lp / DVw τp = 2,43x10 ρn (1-138) Cs Trong đó: τp – khoảng thời gian tồn tại của vũng, năm; Lp – chiều dài vũng; Hình 1.41 cho thấy τp biến đổi như là một hàm của vận tốc nước ngầm cho các giá trị Lp khác nhau. Coi vận tốc nước ngầm điển hình trong phạm vi 0,1-0,3m/ngày, một vũng dài 4m có thể kéo dài hơn 100 năm. Theo quan điểm xử lí, thời gian hòa tan không có thể giảm nhiều hơn hệ số là 5, ngay cả khi vận tốc nước ngầm cơ bản tăng cao hơn vận tốc tự nhiên. Hình 1.41: Thời gian hòa tan vũng đối với vận tốc nước ngầm cho TCE đối với bốn chiều dài vũng khác nhau (Johnson và Pankow, 1992) Ngoài quá trình hòa tan, sự hút thấm bề mặt, bốc hơi, thủy phân và sinh học cũng đóng vai trò quan trọng trong sự vận chuyển NAPLs. 59