潮白河再生水生態(tài)補給河道區(qū)淺層地下水氮轉(zhuǎn)化

夏綺文, 李炳華, 何江濤, 黃俊雄, 郭敏麗

1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)水資源與環(huán)境學(xué)院， 水資源與環(huán)境工程北京市重點實驗室， 北京 100083 2.北京市水科學(xué)技術(shù)研究院， 北京市非常規(guī)水資源開發(fā)利用與節(jié)水工程技術(shù)研究中心， 北京 100048

再生水回用是人類與自然兼容協(xié)調(diào)、創(chuàng)建良好水環(huán)境、保證水資源可持續(xù)利用、促進循環(huán)型社會進程的重要舉措[1-3]，河道利用是再生水利用的一種重要方式，但由于再生水與天然地下水水質(zhì)存在差異，利用再生水生態(tài)補給河道區(qū)可能會帶來環(huán)境風(fēng)險[4-5]. 引溫濟潮調(diào)水工程是將溫榆河的污水處理后經(jīng)過暗涵管道輸送至減河，再通過減河轉(zhuǎn)運至潮白河. 引溫濟潮調(diào)水工程旨在改善河道水生態(tài)環(huán)境，并通過河流入滲補給地下水，圍繞該項目已開展了多項研究. 熊燕娜[6]基于場地典型土壤介質(zhì)，以3種單一介質(zhì)和組合介質(zhì)的土柱模擬了再生水淋溶下TN、NO3--N和NH4+-N的遷移轉(zhuǎn)化特征，認為以透水性較大的礫石含砂為主的北段比以粉質(zhì)黏土為主的南段更易受到污染. 劉玉梅[7]從河道-包氣帶-地下水系統(tǒng)出發(fā)，建立Hydras-1D包氣帶模型與Visual-MODFLOW飽和帶模型，模擬不同含水層中NO3--N的污染范圍與濃度，并劃分出不同地段地下水的污染風(fēng)險. 李杰[8]采集受水區(qū)雙興橋河道底泥研究不同水質(zhì)條件下，底泥中氮組分的轉(zhuǎn)化途徑，認為在閉合系統(tǒng)與開放系統(tǒng)條件下，底泥中的氮轉(zhuǎn)化存在差異. YANG等[9]研究發(fā)現(xiàn)，潮白河水域浮游植物光合作用和水體反硝化作用顯著高于減河水域，使得ρ(TN)、ρ(NO3--N)沿流向上顯著降低. LI等[10]研究了彩虹橋斷面再生水長期入滲影響下地下水中氮組分的演化機制，利用衰減因子測定氮行為，認為NO3--N在高水力負荷條件下衰減率高達99.6%，當補給水中ρ(NH4+-N)的波動超過4 mgL時，會改變吸附平衡，導(dǎo)致土壤-地下水系統(tǒng)中NH4+-N的吸附解吸.

針對再生水入滲對地下水中氮組分的影響，以上學(xué)者基于室內(nèi)試驗與模擬進行了相關(guān)研究，但對于再生水長期河道入滲條件下，地下水中氮轉(zhuǎn)化機制尚未清楚，并且由于受水區(qū)不同位置再生水水質(zhì)與水文地質(zhì)條件存在差異，不同位置地下水在再生水長期入滲影響下，氮組分的演化特征與演化機制需要進一步探討，以期為再生水河道利用過程中氮的污染防控提供依據(jù).

1 材料與方法

1.1 場地描述

圖1 采樣位置與水文地質(zhì)剖面圖Fig.1 Sampling location and hydrogeological profile

研究區(qū)域為順義潮白河支流減河與從向陽閘至河南村橡膠壩之間的潮白河段(見圖1). 土壩切斷了向陽閘與潮白河下游的水力聯(lián)系，水流方向為自減河至潮白河下游. 補水前研究區(qū)河段長期干涸，北京市水務(wù)局為了恢復(fù)潮白河生態(tài)用水，并補充地下水，于2006年實施調(diào)水工程. 該項目將溫榆河城市污水經(jīng)氧化池與MBR (膜生物反應(yīng)器)處理后利用地下管道引入人工修筑的減河，最終以0.015 ms的平均流速進入潮白河補水場地[11]. 2007年10月，該項目完成，改善了潮白河水生態(tài)環(huán)境，并補充了地下水. 減河為人工型河道，兩側(cè)砌邊坡，自然河底，在潮白河向陽閘下游約4 km處與潮白河交匯. 潮白河受水區(qū)段為向陽閘至河南村橡膠壩，長度約為7.3 km，其中土壩以南為常年補水區(qū)，土壩以北在補水初期進行間歇性補水. 經(jīng)過多年補水，減河水深0.64～1.70 m，平均1.11 m；土壩以北潮白河水深2.10 m，土壩以南潮白河水深2.30～2.60 m，平均2.45 m；由于河南村橡膠壩的攔截，潮白河下游河水流速僅1.49×10-3ms，減河和潮白河的基本參數(shù)見表1. MBR出水主要指標的濃度如圖2所示，補水以來，TN、TP、NH4+-N、BOD5濃度時常超過GB 3838—2002《地表水環(huán)境質(zhì)量標準》Ⅲ類標準限值，隨MBR處理工藝的改進，出水中ρ(TP)、ρ(TN)、ρ(NH4+-N)、ρ(COD)、ρ(HCO3-)等呈波動降低趨勢，僅ρ(SO42-)逐漸升高，但再生水入滲仍可能引起地下水的污染風(fēng)險.

表1 減河與潮白河的基本參數(shù)

圖2 污水處理廠MBR出水的主要成分Fig.2 Main constituents of the MBR effluent detected in the wastewater treatment plant

研究區(qū)位于潮白河沖洪積扇中部，巖性顆粒較粗. 該研究以30 m左右的淺層含水層為研究對象. 研究區(qū)不同位置水文地質(zhì)條件具有差異. 由向陽閘至河南村橡膠壩南北向地質(zhì)剖面圖可以看出，自向陽閘至河南村橡膠壩，淺層含水層巖性由礫石含砂漸變至黏土和粉細砂. 東西向的水文地質(zhì)剖面圖表明，自減河至潮白河，淺層含水層由黏土漸變至含砂礫石(見圖1). 根據(jù)研究區(qū)多年降雨數(shù)據(jù)，1985—2018年均降雨量為578.5 mm，蒸發(fā)強烈，不同年份蒸發(fā)量差別不大，近年來研究區(qū)水面蒸發(fā)量年均值為 1 107.5 mm. 場地調(diào)查顯示研究區(qū)周邊河道大多干涸，且沒有農(nóng)田等大規(guī)模灌溉場地，因此認為該研究中周邊環(huán)境和土地利用類型對當?shù)氐叵滤挠绊戄^小.

1.2 監(jiān)測數(shù)據(jù)

自2007年9月開始對研究區(qū)地表水與地下水進行監(jiān)測，至今已達11年，在河道周邊分別設(shè)置8個地表水監(jiān)測斷面與3個30 m左右的淺層地下水監(jiān)測井(見圖1). 監(jiān)測頻率每年不少于兩次，以確?？梢匝芯块L期入滲條件下地下水水質(zhì)的演變. 監(jiān)測指標包括pH、ρ(TDS)、總硬度、ρ(HCO3-)、ρ(CO32-)、ρ(SO42-)、ρ(Cl-)、ρ(NO3--N)、ρ(NO2--N)、ρ(NH4+-N)、ρ(TN)、ρ(TP)、ρ(COD)、ρ(BOD5)、ρ(DO)、ρ(TOC) (TOC為總有機碳)、ρ(Chla)及細胞總數(shù)等〔地下水監(jiān)測指標中無BOD5指標，且ρ(DO)、ρ(TOC)、ρ(Chla)、細胞總數(shù)僅包含2016—2018年數(shù)據(jù)〕. 所有測試均由北京市理化分析測試中心進行.

1.3 數(shù)據(jù)處理

采用R型聚類分析對地表水進行分區(qū)，數(shù)據(jù)在進行多元統(tǒng)計分析之前，進行平均值為0、方差為1的標準化轉(zhuǎn)換. 該研究所有的計算均在IBM SPSS Statistics 24.0統(tǒng)計分析軟件中完成. 選用Ward (離差平方和)算法與歐式距離[14]，根據(jù)歐式距離的大小，按照采樣點地理位置的相似性和差異性，將地表水斷面進行分區(qū).

2 結(jié)果與討論

2.1 地表水水質(zhì)特征及分區(qū)

YANG等[9]于2012—2013年對減河和土壩以南潮白河段的地表水進行了監(jiān)測，發(fā)現(xiàn)再生水從減河流入潮白河過程中水質(zhì)存在明顯變化，主要的變化特征：pH沿水流向上顯著升高；ρ(TN)、ρ(TDS)在減河與潮白河交匯后顯著降低. 由于其研究未包括土壩至向陽閘之間的潮白河段，為證實補水期間再生水在河道中的變化是否均具有以上特征，利用各斷面地表水不同時段的典型指標pH、ρ(TN)、ρ(TDS)繪制箱型圖進行對比分析，發(fā)現(xiàn)與YANG等[9]研究結(jié)果相同，不同時段減河的pH均低于潮白河，而ρ(TN)和ρ(TDS)高于潮白河.

由于不同斷面地表水的水化學(xué)具有顯著差異，需對地表水監(jiān)測斷面進行聚類，分析地表水水質(zhì)的空間變化特征. 考慮指標的代表性與連續(xù)性，選取2007—2018年地表水18項指標(見1.2節(jié))的中位數(shù)進行統(tǒng)計分析，數(shù)據(jù)處理方法見1.3節(jié). 空間尺度的聚類分析可分為3組(見圖3)，A組為減河，包括減河河段的MBR出水、京承鐵路橋、雙興橋、潮減交匯處4個斷面；B組為潮白河，其中B1組為土壩以南潮白河段，包括土壩以南的彩虹橋、河南村橡膠壩2個斷面；B2組為土壩以北潮白河段，包括土壩以北的向陽閘下、向陽閘2個斷面.

注：A組為減河，包括減河河段的MBR出水、京承鐵路橋、雙興橋、潮減交匯處4個斷面；B組為潮白河，其中B1組為土壩以南潮白河段，包括土壩以南的彩虹橋、河南村橡膠壩2個斷面；B2組為土壩以北潮白河段，包括土壩以北的向陽閘下、向陽閘2個斷面. 下同.圖3 地表水監(jiān)測斷面聚類分析Fig.3 Cluster analysis of surface water monitoring section

聚類分析結(jié)果顯示，各組間指標的濃度存在顯著差異. 故利用箱型圖分析各組間不同指標的濃度變化特征(見圖4). 減河與潮白河各指標的濃度差異較大，而土壩以南潮白河段與土壩以北潮白河段各指標的濃度差異較小. 減河為人工型河道，流速快，河道窄，是再生水回用于河道的初始階段；土壩以南潮白河段水量大，河道寬，常年有水；土壩以北潮白河段水量小，河道寬，間歇性受水. 受土壩的阻隔，土壩以北潮白河段與減河、土壩以南潮白河段無水力聯(lián)系. 對于減河與土壩以南潮白河段的地表水水質(zhì)差異，反映再生水由減河進入土壩以南潮白河段會經(jīng)過一系列水化學(xué)與生物化學(xué)作用，水質(zhì)沿程發(fā)生變化. HE等[11]研究認為富含氮、磷的再生水回用于河道后，受水區(qū)水體均處于富營養(yǎng)化狀態(tài). 減河河段水體流速較快，浮游植物生長數(shù)量較少，富營養(yǎng)化程度低，因此水體的光合作用與反硝化作用較弱，pH的升幅與其他水質(zhì)指標濃度的變幅均較小. 再生水進入土壩以南潮白河段后，水體流速變緩，浮游植物在該河段大量繁殖，有利于形成厭氧微環(huán)境，反硝化作用增強使水體氮濃度明顯下降，水體pH大幅升高，并使其他水質(zhì)指標ρ(HCO3-)、ρ(Ca2+)、ρ(Mg2+)及ρ(TDS)大幅降低. 浮游植物大量繁殖也使得水體ρ(Chla)急劇升高，同時大量消耗水中的磷. HE等[11]研究了基本符合11年的水質(zhì)監(jiān)測數(shù)據(jù)，而對無水力聯(lián)系的土壩以北潮白河段未進行研究. 土壩以北潮白河段的各指標濃度接近土壩以南潮白河段，但部分指標與土壩以南潮白河段具有差異，根據(jù)其ρ(Chla)、ρ(COD)、ρ(BOD5)均低于土壩以南潮白河段，認為該河段浮游植物生長數(shù)量較少，因此水體的光合作用與反硝化作用相對較弱，使得水體pH的升幅與ρ(TDS)、總硬度的降幅均較小.

圖4 地表水主要指標分區(qū)對比Fig.4 Comparison of main indexes of surface water

2.2 氮組分遷移特征

地表水與地下水之間的ρ(TN)變化可反映入滲過程中營養(yǎng)物質(zhì)的總體變化. TN是一個綜合性指標，為識別地下水的總體質(zhì)量變化，需進一步分析ρ(NO3--N)、ρ(NO2--N)和ρ(NH4+-N). 由于MBR處理后ρ(DON) (DON為溶解性有機氮)很低，該研究未對ρ(DON)進行監(jiān)測. 監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示地表水與地下水中ρ(NO2--N)較低，分別為0.160、0.008 mgL，由于再生水入滲未導(dǎo)致地下水中ρ(NO2--N)升高，該文主要分析ρ(TN)、ρ(NO3--N)和ρ(NH4+-N)的變化.

聚類分析將地表水水質(zhì)分為三組，選擇雙興橋、向陽閘下、彩虹橋斷面分別代表減河、土壩以北潮白河段、土壩以南潮白河段，對應(yīng)的地下水監(jiān)測井分別為19#、15#、22#. 不同斷面地表水的氮組分隨時間發(fā)生變化(見圖5)，2007—2018年，雙興橋地表水氮組分波動降低，向陽閘下與彩虹橋地表水氮組分較為穩(wěn)定，但雙興橋的氮組分明顯高于其余2個斷面. 在地表水入滲的影響下，19#、15#監(jiān)測井的氮組分未發(fā)生明顯變化，僅引起22#監(jiān)測井ρ(TN)與ρ(NH4+-N)明顯升高. 為研究地表水入滲過程中的氮轉(zhuǎn)化及與地下水發(fā)生的混合作用對地下水氮組分的影響，假設(shè)在入滲過程中僅發(fā)生地表水與地下水的物理混合，對比ρ(TN)、ρ(NO3--N)和ρ(NH4+-N)的實測值與計算值.

圖5 地表水與地下水中氮組分濃度的變化特征Fig.5 Variation characteristics of nitrogen components concentration in surface water and groundwater

計算濃度按照式(1)得出，Cl-性質(zhì)穩(wěn)定，通常在入滲過程中不受吸附和其他化學(xué)或生物過程的影響. 因此，采用Cl-作為保守示蹤劑，計算地下水中補給水的分數(shù)(Mr). 假設(shè)只發(fā)生了物理混合，即可計算出地下水中目標成分的計算濃度[10,15].

Ccal=Mr×CRW+(1-Mr)×CGW

(1)

(2)

式中：Ccal為地下水中目標組分的計算濃度，mgL; Mr為地下水中補給水的分數(shù)，無量綱；Cmix為地下水與補給水混合后的Cl-濃度，mgL；Cb為地下水中Cl-的背景濃度，mgL；Ci為補給水中Cl-的輸入濃度，mgL；CRW和CGW分別為補給水和地下水中目標組分的檢測濃度，mgL.

氮組分濃度的實測值與計算結(jié)果見圖6，地表水入滲過程中若未發(fā)生氮轉(zhuǎn)化，則地下水中ρ(TN)、ρ(NO3--N)、ρ(NH4+-N)的計算值應(yīng)接近實測值. 但19#監(jiān)測井的ρ(TN)、ρ(NO3--N)、ρ(NH4+-N)的計算值明顯高于實測值，表明地表水的ρ(TN)、ρ(NO3--N)、ρ(NH4+-N)在入滲過程中明顯衰減；15#監(jiān)測井的ρ(TN)與ρ(NO3--N)的計算值高于實測值，ρ(NH4+-N)的計算值接近實測值，表明地表水入滲過程中，主要為ρ(TN)與ρ(NO3--N)的衰減；22#監(jiān)測井的ρ(NO3--N)實測值始終低于計算值，但ρ(NH4+-N)在監(jiān)測后期實測值高于計算值，表明地表水入滲過程中不僅發(fā)生ρ(NO3--N)衰減，后期也生成了部分NH4+-N.

圖6 地下水氮組分濃度計算值與實測值Fig.6 Calculated and measured values of nitrogen components concentration in groundwater

地表水中ρ(NO3--N)在入滲過程中降低，可能發(fā)生了反硝化與同化作用，而地表水入滲過程中也可發(fā)生有機氮礦化作用使ρ(NH4+-N)升高. 通過氮組分濃度的計算值與實測值的差值(ΔX)，可推算入滲過程發(fā)生氮轉(zhuǎn)化的量. 利用式(1)對地下水氮組分濃度的計算值與實測值進行計算.

ΔX=Xcal-Xmea

(2)

式中：Xcal為氮組分濃度的計算值，mgL；Xmea為氮組分濃度的實測值，mgL.

計算得到地表水中ρ(TN)在入滲過程中明顯衰減，19#監(jiān)測井地表水中ρ(TN)平均降低了13.5 mgL，ρ(NO3--N)平均降低了10.4 mgL，ρ(NH4+-N)平均降低了1.2 mgL，入滲過程中以NO3--N和NH4+-N形式降低的氮組分占ρ(TN)降低的85.93%. 15#監(jiān)測井地表水中ρ(TN)平均降低了4.43 mgL，ρ(NO3--N)平均降低了2.87 mgL，ρ(NH4+-N)平均降低了0.07 mgL，入滲過程中以NO3--N和NH4+-N形式降低的氮組分占ρ(TN)降低的66.37%. 對于22#監(jiān)測井，2007—2013年地表水中ρ(TN)平均降低了4.34 mgL，ρ(NO3--N)平均降低了1.78 mgL，ρ(NH4+-N)平均降低了0.42 mgL，入滲過程中以NO3--N和NH4+-N形式降低的氮組分占ρ(TN)降低的50.69%；2013—2018年，其地表水中ρ(TN)平均降低了3 mgL，ρ(NO3--N)平均降低了2.87 mgL，ρ(NH4+-N)平均升高了1.71 mgL.

2.3 氮組分演化機理

在地表水入滲過程中，氮組分通過包氣帶時會經(jīng)歷吸附、揮發(fā)、生物利用、硝化、反硝化等復(fù)雜的生物化學(xué)反應(yīng)，其濃度與形態(tài)可能發(fā)生改變[16-18]. 地表水中ρ(NH4+-N)較低，故主要探討入滲過程中ρ(NO3--N)衰減與ρ(NH4+-N)增加.

2.3.1反硝化作用與同化作用

土壤中的黏土顆粒帶負電，基本不吸附水中NO3--N，因此其對水中NO3--N幾乎無阻滯作用[19]. 閆雅妮等[20]以粉砂土作為介質(zhì)，研究NO3--N的衰減機制，發(fā)現(xiàn)ρ(DO)小于4 mgL時，通過反硝化作用與同化作用可使NO3--N衰減率在90%以上. 該研究區(qū)內(nèi)NO3--N的衰減率為80.00%～99.75%，表明地表水入滲過程中可能發(fā)生反硝化作用和同化作用去除NO3--N. HE等[11]研究發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)地表水發(fā)生了反硝化作用，且地表水入滲過程中連續(xù)水流穿過氧化-還原界面有助于形成反硝化熱點[21]. 監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示，地表水中ρ(DO)明顯高于地下水(見圖7)，利于發(fā)生反硝化作用. 同時反硝化作用會消耗水中的ρ(TOC)[22]，地表水中ρ(TOC)在3.60～13.80 mgL之間，由于藻類和浮游植物的代謝和死亡，沿水流向上ρ(TOC)逐漸升高[12]；而地下水中平均ρ(TOC)為3.09 mgL. 故ρ(TOC)的差異可能為地表水入滲時發(fā)生反硝化的跡象. 其中19#監(jiān)測井地下水中ρ(TOC)較低，表明地表水入滲過程中較多的NO3--N通過反硝化作用去除；15#、22#監(jiān)測井地表水中NO3--N入滲到地下水中幾乎完全衰減，但由于地表水中平均ρ(NO3--N)較低，分別為3.02、2.36 mgL，入滲過程中雖發(fā)生反硝化作用，但反硝化消耗的TOC相對較少.

注： 雙興橋、向陽閘下、彩虹橋為地表水采樣點，19#、15#、22#監(jiān)測井為地下水采樣點.圖7 地表水與地下水中主要組分的濃度Fig.7 Concentration of main components of surface water and groundwater

此外，微生物會利用NO3--N合成有機氮而發(fā)生NO3--N同化作用，其反應(yīng)式[20,23]如下：0.142 9NO3--N+C+0.285 7H2O→0.142 9C5H7NO2+0.142 9OH-+0.285 8CO2. 細菌在生長和繁殖過程中會將無機氮轉(zhuǎn)化為自身所需的有機氮[24]. 在水-土界面上，碳源最充足，細菌大量繁殖，大量的NO3--N被細菌利用并合成有機氮. 相對其余采樣點，雙興橋地表水中ρ(NO3--N)較高(10.86 mgL)，監(jiān)測期間地下水中ρ(NO3--N)始終低于0.1 mgL，在入滲過程中NO3--N幾乎完全衰減. 同時，19#監(jiān)測井中的細胞總數(shù)為5.36 cellsmL，明顯高于地表水(3.07 cellsmL)，表明該采樣點地表水入滲過程中發(fā)生同化作用而有利于細菌的繁殖，使得19#監(jiān)測井中的細胞總數(shù)高于15#和22#監(jiān)測井.

2.3.2有機氮礦化作用

在有氧或無氧條件下，不同的微生物均能分解各類含氮有機物，有機氮礦化過程中會產(chǎn)生有機酸，使得ρ(TOC)增加[25-26]. 通過分析地下水中ρ(TOC)與ρ(NH4+-N)的關(guān)系，可以清楚地觀察到兩種趨勢(見圖8)：ρ(NH4+-N)隨ρ(TOC)的增加而增加(趨勢1)；ρ(NH4+-N)幾乎不隨ρ(TOC)變化(趨勢2). 22#監(jiān)測井呈趨勢1，表明地表水入滲過程中可能產(chǎn)生有機氮礦化作用，增加了地下水中ρ(NH4+-N)和ρ(TOC). 其余監(jiān)測井遵循趨勢2，推測地表水入滲過程中，19#、15#監(jiān)測井未發(fā)生礦化或僅少量礦化.

圖8 ρ(NH4+-N)與ρ(TOC)之間的關(guān)系Fig.8 The relationship between ρ(NH4+-N) and ρ(TOC)

通過數(shù)據(jù)處理可以得出，19#和15#監(jiān)測井地表水入滲過程中，ρ(TN)的衰減主要為ρ(NO3--N)和ρ(NH4+-N)的降低(見圖6)，二者占比為66.37%～85.93%，其余的DON吸附于土壤介質(zhì)中；22#監(jiān)測井地表水入滲前期，ρ(NO3--N)和ρ(NH4+-N)的降低僅占ρ(TN)衰減的50.69%，有較多DON在入滲過程中被吸附，并且數(shù)據(jù)顯示自2007年再生水入滲以來，由于浮游植物凈光合作用速率遠大于底泥分解速率，在該河段存在較大量的底泥有機質(zhì)積累，并使河段底泥中w(TN)明顯高于背景值(見圖9). 底泥中含有豐富的有機氮，在礦化作用下易導(dǎo)致地下水中ρ(NH4+-N)升高[27]. 另外，在底泥中，有效碳氮比在有機氮礦化過程中起著重要作用，高碳氮比會抑制有機氮的礦化[28-29]. 隨著地表水的入滲，使得該河段底泥的碳氮比為9.77(<15)，有利于2013年后地表水入滲過程中產(chǎn)生有機氮礦化作用[30]. 而雙興橋底泥分解速率與浮游植物凈光合作用速率相近，該河段基本沒有底泥的積累，不利于氮的積累；向陽閘下底泥中w(TN)較低，低于檢出限(20 mgkg). 2個河段的碳氮比均遠高于15，不利于產(chǎn)生有機氮礦化作用，故其未發(fā)生礦化或僅少量礦化.

2.3.3水文地質(zhì)條件對氮轉(zhuǎn)化的影響

圖9 河道底泥成分Fig.9 Composition of river sediments

圖10 氮轉(zhuǎn)化機理Fig.10 Mechanisms of nitrogen transformation

水文地質(zhì)條件會對地表水入滲時的氮轉(zhuǎn)化產(chǎn)生重要影響. 河道補水后翌年各監(jiān)測井的地下水位抬升并趨于穩(wěn)定，22#和15#監(jiān)測井地下水位抬升幅度較大(見圖10). 雙興橋地表水中ρ(NO3--N)與ρ(NH4+-N)雖均較高，但19#監(jiān)測井淺層地下水埋深較大，補水前地下水埋深為9.5 m，補水后地下水埋深為8.8 m，包括1.3 m的素填土與7.5 m的黏土，有利于氮的去除. 淺層地下水相對處于還原環(huán)境，地表水入滲過程中連續(xù)水流經(jīng)過氧化-還原界面利于形成反硝化作用，部分NO3--N被微生物利用合成有機氮. NH4+-N在入滲過程中被包氣帶中的黏土礦物和有機物吸附去除[31-33]. 向陽閘下地表水中氮濃度較低，15#監(jiān)測井補水前地下水埋深為8.27 m，補水后地下水埋深為6.28 m，包氣帶包括0.5 m的素填土與5.78 m的細砂，地表水入滲過程中發(fā)生的氮轉(zhuǎn)化與19#監(jiān)測井類似. 2個斷面地表水的氮組分入滲過程中基本衰減，未引起地下水中氮濃度明顯升高. 2.#監(jiān)測井的氮轉(zhuǎn)化不同于上述2個斷面，該斷面地表水中氮濃度雖較低，但入滲后導(dǎo)致地下水中的ρ(NH4+-N)增加，并明顯高于地表水. 這主要由于該河段發(fā)生有機氮礦化作用，且22#監(jiān)測井地下水埋深較淺，補水前地下水埋深為5.48 m，補水后地下水埋深僅為2.2 m，包氣帶包括1 m的素填土與1.2 m的粉細砂，包氣帶較薄，通過有機氮礦化作用生成的NH4+-N入滲過程中僅少量吸附于介質(zhì)中，易隨水流入滲而引起地下水中ρ(NH4+-N)升高. 19#和15#監(jiān)測井的環(huán)境條件不利于發(fā)生有機氮礦化作用，其未發(fā)生礦化或僅少量礦化，且包氣帶較厚，生成的NH4+-N在入滲過程中易吸附于土壤中，未引起地下水中ρ(NH4+-N)明顯升高.

3 結(jié)論

a) 再生水由減河進入潮白河后會經(jīng)過一系列水化學(xué)與生物化學(xué)作用，沿程水質(zhì)會發(fā)生變化. 聚類分析將地表水分為減河、土壩以北潮白河段和土壩以南潮白河段，各組間指標存在顯著差異，影響水質(zhì)差異的主要因素為再生水的氮、磷含量及水體流態(tài).

b) 水文地質(zhì)條件是影響再生水入滲條件下地下水中氮濃度變化的主要因素，包氣帶或黏土層較厚可以有效地去除氮組分. 再生水入滲過程中，減河和土壩以北的潮白河段地表水中的NO3--N經(jīng)過包氣帶時通過反硝化與同化作用衰減，NH4+-N通過硝化與吸附作用得以去除，因此再生水入滲后未引起地下水中氮濃度明顯增加.

c) 土壩以南的潮白河段，河道補水后翌年地下水位抬升并趨于穩(wěn)定，長期地表水入滲使底泥的氮和有機質(zhì)含量升高，使該斷面于2013年后達到適宜的碳氮比而發(fā)生有機氮礦化作用，由于包氣帶較薄，生成的NH4+-N較少吸附于土壤介質(zhì)中，易隨水流進入地下水，引起地下水中ρ(NH4+-N)升高.