潮白河再生水補(bǔ)給河道對(duì)周邊淺層地下水影響的數(shù)值模擬研究

姜瑞雪，韓冬梅，宋獻(xiàn)方，李炳華

（1.中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所陸地水循環(huán)及地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101；2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院，北京 100049；3.北京市水科學(xué)技術(shù)研究院，北京 100048）

水資源短缺已經(jīng)成為制約我國(guó)經(jīng)濟(jì)社會(huì)可持續(xù)發(fā)展的主要瓶頸[1]。源自廢水處理的再生水越來越多地作為替代水源被廣泛利用，主要用于農(nóng)業(yè)灌溉、景觀用水、工業(yè)再利用、市政環(huán)衛(wèi)用水、地下水補(bǔ)給等，很大程度上緩解了水資源匱乏的壓力[2-4]。北京自20世紀(jì)80年代開始開展污水再利用工程[5]，目前已是我國(guó)再生水利用量最大的城市。2004年北京雨水和再生水供水2.04×108m3，占總供水量的6%[6]。2020年再生水利用量已達(dá)12×108m3，占總供水量的29.6%；其中11×108m3的再生水被用于河湖補(bǔ)水，占再生水利用量的92.3%[7]。

已有研究表明，再生水補(bǔ)給河道可促進(jìn)周邊地下水水位上升、儲(chǔ)量增加[8]。經(jīng)過河床沉積物和含水層介質(zhì)的過濾，再生水中氮磷、總有機(jī)碳、部分重金屬和部分有機(jī)物可以一定程度地被去除[3]。但長(zhǎng)期使用再生水會(huì)造成受水區(qū)淺層地下水（埋深30 m）水化學(xué)特征逐漸與再生水特征相似[9-11]，Cl-、Na+、K+含量增加、總硬度降低[12]，部分抗生素和內(nèi)分泌干擾物滲入[13-14]。潮白河流域的再生水利用工程實(shí)施已有十余年，但缺乏再生水對(duì)周邊地下水的影響范圍與程度的定量認(rèn)識(shí)。

本文針對(duì)潮白河再生水補(bǔ)給的河道開展研究，運(yùn)用MODFLOW 和MT3DMS 程序建立再生水補(bǔ)給河道周邊的三維地下水流和溶質(zhì)運(yùn)移模型，基于10年（2007—2017）的地下水監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，模擬分析了淺層地下水水位及儲(chǔ)量的變化，估算了伴隨再生水補(bǔ)給河道，受水區(qū)地下水中氯離子（Cl-）和硝態(tài)氮（NO3-N）的負(fù)荷變化，明確了再生水補(bǔ)給河道對(duì)周邊淺層地下水的影響范圍和程度。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于北京市東北部的順義區(qū)（圖1），距離北京城區(qū)約30 km。順義區(qū)年平均氣溫11.5 °C，年均降水量610 mm，降水主要集中在6—9月，多年平均水面蒸發(fā)量為1 247 mm。

為緩解潮白河供水短缺問題，恢復(fù)部分河段生態(tài)環(huán)境，北京市“引溫濟(jì)潮”水資源利用工程于2007年底建成通水[15]，截至2017年累計(jì)引再生水2.3×108m3入河[16]。2007—2011年底，工程一期的常年受水河道為減河和潮白河的土壩—河南村橡膠壩河段，向陽(yáng)閘—土壩段每年5月和10月間歇受水。2012年工程二期實(shí)施，常年受水河道增加了河南村橡膠壩—蘇莊橡膠壩河段（圖1）。研究區(qū)內(nèi)的潮白河為自然河道。減河為人工型河道，兩側(cè)磚砌邊坡，河底為自然淤泥。

圖1 研究區(qū)位置和地下水采樣點(diǎn)分布示意圖Fig.1 Location of the study area and sampling sites

研究區(qū)處于潮白河沖洪積扇的中下段，基巖之上沉積了大量的潮白河沖洪積物，表面堆積物主要是砂和亞砂土。沉積厚度自東北向西南變厚，東北向西南方向從200 m 增厚到千米以上[17]。地層主要為第四系孔隙含水層，根據(jù)南北向水文地質(zhì)剖面圖（圖2）[9]，河道下部含水系統(tǒng)主要由4 個(gè)不同深度含水層構(gòu)成，兩兩含水層間為一粉質(zhì)黏土弱透水層。30 m 深和50 m深含水層自北向南從以卵礫石為主，漸變?yōu)橐约?xì)砂為主。80 m 深和80～200 m 深含水層以細(xì)砂為主，局部夾有礫石。自北向南沉積物顆粒由粗變細(xì)，含水層厚度減小，層數(shù)變多，含水層間的水力聯(lián)系逐漸變差。補(bǔ)水前區(qū)內(nèi)地下水流向?yàn)橛晌髂?、南、東南向東北、北、西北流入地下水漏斗區(qū)域。

圖2 研究區(qū)水文地質(zhì)剖面圖Fig.2 Hydrogeologic profile along P-P’

順義是北京重要的水源地，研究區(qū)河道周邊的水源地有4 處（圖1）。地下水開采層位主要在埋深80 m以下。地下水除了水平方向的運(yùn)動(dòng)外，還存在自上而下的垂向運(yùn)動(dòng)。

2 地下水水流和溶質(zhì)運(yùn)移模型

2.1 概念模型

根據(jù)研究區(qū)水文地質(zhì)條件，將地層概化為7 層，4 層含水層自上而下分別為30 m 深潛水含水層、50 m深承壓含水層、80 m 深承壓含水層和80～200 m 深承壓含水層；兩兩含水層之間為一弱透水層，共3 層。模型的底部邊界最深為200 m。

研究區(qū)地下水的主要補(bǔ)給來源包括降水入滲、再生水入滲和側(cè)向流入。再生水補(bǔ)給河道后形成了約5.63 km2水面，因此將河流入滲處理為面狀補(bǔ)給。排泄方式包括地下水開采、側(cè)向流出和潛水面蒸發(fā)。結(jié)合模擬區(qū)的水文地質(zhì)條件、地下水流系統(tǒng)形狀信息，以及區(qū)內(nèi)外的地下水水位情況，將北側(cè)設(shè)為零流量邊界，西側(cè)和東側(cè)設(shè)為第三類邊界，南側(cè)取第一類邊界，見圖3（a）。模擬面積為255 km2。潛水含水層自由水面為模型的上邊界。

圖3 （a）模型邊界及（b）水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)Fig.3 Boundary conditions, precipitation infiltration zones and values (a) and hydrogeological parameter zones (numbered) in the model (b)

在水流模型的基礎(chǔ)上建立溶質(zhì)運(yùn)移模型，選擇穩(wěn)定保守的Cl-作為溶質(zhì)運(yùn)移因子。河道周邊地下水中Cl-含量升高是再生水補(bǔ)給后地下水水化學(xué)變化的顯著特征[10-11]，再生水補(bǔ)給前后Cl-濃度的變化可以反映再生水補(bǔ)給河道對(duì)周邊地下水的影響范圍和程度。根據(jù)對(duì)再生水出水和河水水質(zhì)的長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)，將河道設(shè)為第一類濃度邊界，分段設(shè)置Cl-補(bǔ)給濃度，濃度總體為60～120 mg/L 之間。以2007年12月為初始時(shí)間，利用地下水水位和Cl-濃度的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，通過插值賦值地下水的初始水位和Cl-初始濃度。

2.2 數(shù)學(xué)模型

通過對(duì)研究區(qū)水文地質(zhì)條件的分析，將研究區(qū)含水層系統(tǒng)概化為非均質(zhì)各向同性、三維非穩(wěn)定的地下水水流和溶質(zhì)運(yùn)移模型。時(shí)間上，以2007年12月為起始時(shí)間，2027年12月為結(jié)束時(shí)間，時(shí)間步長(zhǎng)為1 個(gè)月。2007年12月—2017年12月為模擬期，2017年12月—2027年12月為預(yù)測(cè)期。空間上，采用等間距有限差分方法離散地下水?dāng)?shù)值模型，平面剖分的網(wǎng)格尺寸為100 m×100 m，7 層共178 500 個(gè)網(wǎng)格。

再生水的入滲補(bǔ)給量利用水量平衡進(jìn)行估算：

式中：Ql—再生水入滲補(bǔ)給量/（m3·a-1）；

Qrw—再生水引水量/（m3·a-1）；

Qpr—降水補(bǔ)給河道的水量/（m3·a-1）；

Qrc—河道蓄水量/（m3·a-1）；

Qe—水面蒸發(fā)量/（m3·a-1）；

Qt—向上游調(diào)出的水量/（m3·a-1）。

根據(jù)研究區(qū)的地表巖性，將模擬區(qū)分為三個(gè)區(qū)域，入滲系數(shù)見圖3（a）。降水入滲量為：

式中：Qp—降水入滲補(bǔ)給量/m3；

P—降水量/mm，使用數(shù)據(jù)為密云站的月降水量[18]；

α—降水入滲系數(shù)；

F—補(bǔ)給區(qū)面積/km2。

水源地深層地下水的集中開采為研究區(qū)地下水主要的排泄方式，本研究著重考慮圖1 中標(biāo)出的4 處水源地的開采。參考2008年的地下水開采情況，開采總量為7.79×107m3/a。2014年南水進(jìn)京后各大水源地減采，研究區(qū)的地下水開采量減少為4.26×107m3/a。華北平原區(qū)的潛水埋深大于3 m 時(shí)，潛水蒸發(fā)作用消失[19]，模型中的地下水蒸發(fā)極限深度取3 m。

參考前人對(duì)該地區(qū)的研究，將各含水層和弱透水層細(xì)化分區(qū)，見圖3（b），對(duì)不同層不同區(qū)的水文地質(zhì)參數(shù)進(jìn)行賦值[20]。地下水流模擬中使用的參數(shù)包括滲透系數(shù)（K）和儲(chǔ)水系數(shù)（S）。在Cl-運(yùn)移的模擬中，使用的參數(shù)包括孔隙度（n）和彌散度（αL、αT）。

2.3 模型的識(shí)別與驗(yàn)證

淺層地下水（即埋深30 m 的潛水）受再生水補(bǔ)給的影響最為顯著[9,21]，使用2007年12月至2015年12月淺層地下水水位和Cl-濃度的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)模型進(jìn)行參數(shù)識(shí)別，使用2016年1月到2017年12月的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行驗(yàn)證。水流模型率定的參數(shù)包括再生水入滲補(bǔ)給量、K、S。溶質(zhì)運(yùn)移模型率定的參數(shù)包括n、αL、αT。校準(zhǔn)后的參數(shù)取值范圍見表1。

表1 校準(zhǔn)后的模型參數(shù)Table 1 Hydrogeological parameters used in the calibrated model

使用監(jiān)測(cè)值與模擬值的均方根誤差（RMSE）和決定系數(shù)（R2）評(píng)估識(shí)別的結(jié)果。圖4 展示了淺層地下水水位和Cl-濃度監(jiān)測(cè)值和模擬值的擬合及驗(yàn)證情況，監(jiān)測(cè)值與模擬值變化趨勢(shì)一致、誤差較小。根據(jù)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)繪制了2017年12月淺層地下水水位等值線圖，與模擬結(jié)果對(duì)比具有較好的一致性（圖5）。結(jié)果顯示，建立的地下水模型可以在一定程度上反映研究區(qū)真實(shí)的地下水流運(yùn)動(dòng)和Cl-運(yùn)移情況。

圖4 淺層地下水水位和Cl-濃度監(jiān)測(cè)值與模擬值擬合及驗(yàn)證曲線Fig.4 Simulated versus observed results for groundwater tables and Cl- concentration in the shallow groundwater

圖5 2017年12月模擬和監(jiān)測(cè)（a）淺層地下水水位等值線圖和（b）氯離子濃度等值線圖Fig.5 Contour map of the observed and simulated groundwater tables and Cl- concentration in December, 2017

2.4 模型結(jié)果的處理

污染負(fù)荷表示環(huán)境對(duì)污染物的負(fù)載量[22]，本文利用模型中離散的網(wǎng)格，根據(jù)每個(gè)單元內(nèi)的地下水量和溶質(zhì)濃度計(jì)算污染負(fù)荷：

式中：P—污染負(fù)荷/t；

Ci—第i單元地下水的溶質(zhì)濃度/（mg·L-1）；

Vi—第i單元地下水的水量/m3，從模型中計(jì)算得到。

Cl-濃度從模型結(jié)果中獲取，NO3-N 濃度通過將地下水中NO3-N 濃度的監(jiān)測(cè)值在模型離散的網(wǎng)格中插值獲取。

2.5 情景設(shè)計(jì)

為了預(yù)測(cè)不同補(bǔ)給排泄條件影響下，未來淺層地下水水位和水質(zhì)的變化情況，通過保持其他條件不變，僅分別改變降水補(bǔ)給量、地下水開采量、再生水補(bǔ)給情況，設(shè)計(jì)了預(yù)測(cè)情景，具體見表2。

表2 模型預(yù)測(cè)情景設(shè)計(jì)Table 2 Scenario design for the groundwater model

首先設(shè)置了一個(gè)基準(zhǔn)情景，將其作為其他情景結(jié)果的參照。設(shè)置預(yù)測(cè)期內(nèi)（2018—2027）的月降水量重現(xiàn)模擬期（2008—2017）的月降水過程。地下水開采量和再生水補(bǔ)給河道水量均維持2017年的現(xiàn)狀不變，地下水開采量為4.26×107m3/a，再生水引水量為2.89×107m3/a。

根據(jù)密云站1956—2020年的月降水?dāng)?shù)據(jù)[18]，計(jì)算出不同保證率下的典型降水年份和降水量，枯水年、平水年、豐水年的年降水量分別為454.8，574.6，710.9 mm。情景1、2、3 分別設(shè)置為預(yù)測(cè)期內(nèi)所有年份的月降水量重現(xiàn)典型降水年的月降水過程。

為探究地下水開采量變化的影響，情景4 和情景5 分別設(shè)置為2018年開始引潮入城水源地開采量增加25%和減少25%。

2019年研究區(qū)河道周邊的淺層地下水中再生水的比例已高達(dá)95%[23]，為了探究再生水的補(bǔ)給對(duì)周邊地下水的影響范圍和程度，設(shè)置情境6 為2018年開始不再使用再生水補(bǔ)給河道。

3 結(jié)果與分析

3.1 再生水補(bǔ)給河道對(duì)淺層地下水水位的影響

3.1.1 補(bǔ)給后淺層地下水水位變化

受深層地下水開采影響，向陽(yáng)閘以北是研究區(qū)淺層地下水水位最低的區(qū)域。再生水補(bǔ)給河道后，向陽(yáng)閘以南水位整體上有上升的趨勢(shì)。由圖4（b）可知，間歇受水區(qū)的淺層地下水水位（G01、G15）在補(bǔ)給的前2年（2007—2009年）上升了約4 m，之后在波動(dòng)中下降。第7—10年（2014—2017年），基本保持穩(wěn)定，僅存在季節(jié)性波動(dòng)。土壩以南的常年受水區(qū)，在補(bǔ)給的第1年（2007—2008年）水位快速上升，G22 上升了約3.5 m，G30 上升了約2 m。第2—4年（2008—2010年），G22 水位下降約1 m 后保持穩(wěn)定；G30 水位基本穩(wěn)定。二期工程實(shí)施后（2012—2017年），G22 和G30 的水位均呈緩慢上升趨勢(shì)。

3.1.2 淺層地下水均衡和水量變化

根據(jù)模擬結(jié)果，2007—2017年潛水含水層的水均衡項(xiàng)見表3，總補(bǔ)給量小于總排泄量，潛水含水層處于負(fù)均衡狀態(tài)。降水入滲補(bǔ)給量占總補(bǔ)給量的84.6%，其次是側(cè)向流入和再生水入滲。潛水向下層含水層的越流約占總排泄量的97.4%，大于總補(bǔ)給量。

表3 2007年底至2017年底潛水含水層水均衡統(tǒng)計(jì)Table 3 Groundwater budget in the unconfined aquifer from December, 2007 to Deccember, 2017

研究區(qū)潛水位＞第一承壓水位＞第二承壓水位＞第三承壓水位，垂向水力梯度誘使地下水從淺層向深層越流。結(jié)合水均衡分析認(rèn)為，正是深層地下水開采引起的潛水越流，導(dǎo)致了潛水層水量的減少。

對(duì)潛水含水層的水量進(jìn)行計(jì)算（圖6）。再生水補(bǔ)給的前4年（2007—2011年），水量逐年降低，從4.8×108m3下降到了3.9×108m3。盡管再生水補(bǔ)給后河道周邊的淺層地下水水位上升，但向陽(yáng)閘以北受深層地下水開采影響，水位仍然處于下降狀態(tài)。2012年底再生水補(bǔ)給河道的二期工程實(shí)施，受水河道范圍增加，再生水的入滲補(bǔ)給量增大，淺層地下水水位上升的面積增加，水量回升至4.1×108m3；之后繼續(xù)下降，2014年底下降到3.76×108m3。2014年開始向陽(yáng)閘以北的水源地開采量減半，深層含水層超采情況得到緩解，潛水向深層含水層的越流量從1.04×108m3/a（2008—2013年）下降到了8.81×107m3/a（2014—2017年）。加之再生水的持續(xù)入滲補(bǔ)給，淺層地下水的水量開始緩慢上升，到2017年底水量回升至3.85×108m3。

圖6 淺層地下水的水量變化及Cl-和NO3-N 負(fù)荷變化Fig.6 Variations in the shallow groundwater storage, Cl- loads in the model area, and Cl- loads and NO3-N loads in the affected zones

3.1.3 對(duì)淺層地下水水位的影響范圍和程度

在前述地下水模型中去除再生水入滲補(bǔ)給項(xiàng)，其他不變，運(yùn)行模型得到的結(jié)果即為無再生水補(bǔ)給情境下研究區(qū)地下水水位的分布情況。比較同一時(shí)間有再生水補(bǔ)給和無再生水補(bǔ)給的模擬結(jié)果，兩者之間的差異即是受再生水補(bǔ)給影響而發(fā)生的水位變化。

如圖7 所示，模擬期的第1年（2008年底）有再生水補(bǔ)給和無再生水補(bǔ)給情景模擬水位的差值為0～10.5 m，第2年（2009年底）0～12.5 m，第5年（2012年底）0～16 m，第10年（2007年底）0～19 m。隨著再生水的持續(xù)補(bǔ)給，由再生水引起的水位上升范圍逐漸擴(kuò)大，水位上升的幅度也逐年增大。說明盡管再生水入滲補(bǔ)給在地下水補(bǔ)給項(xiàng)中并非占比最高，但正是再生水的持續(xù)補(bǔ)給，抬升了河道周邊的地下水水位，維持水位的穩(wěn)定。

圖7 有再生水補(bǔ)給和無再生水補(bǔ)給條件下的淺層地下水水位差Fig.7 Difference of the groundwater table with and without recharge of reclaimed water

3.2 再生水補(bǔ)給河道對(duì)淺層地下水水質(zhì)的影響

3.2.1 補(bǔ)給后淺層地下水Cl-濃度變化

由于再生水中Cl-濃度高于地下水本底值（5～75 mg/L），隨著再生水的入滲，河道周邊地下水中Cl-濃度也隨之上升。如圖4（d）所示，間歇受水區(qū)淺層地下水的Cl-濃度在補(bǔ)給后的前2年上升最為顯著，G01、G15 的Cl-濃度從40 mg/L 左右上升到約90 mg/L。而常年受水區(qū)G22 的Cl-濃度在補(bǔ)給后的第1年就從20 mg/L 左右上升到約100 mg/L。之后河道周邊地下水的Cl-濃度始終保持在升高后的濃度水平，但仍符合生活飲用水衛(wèi)生標(biāo)準(zhǔn)（GB 5749-2006）（≤250 mg/L）[24]。

3.2.2 對(duì)淺層地下水水質(zhì)的影響范圍

河道周邊的淺層地下水主要來自入滲的再生水和降水的混合，再生水是地下水中最主要的高濃度Cl-來源[8,23]，因此可將再生水補(bǔ)給后淺層地下水中Cl-濃度上升的區(qū)域視為受到再生水補(bǔ)給影響的區(qū)域。以每年12月底的Cl-濃度為參考，繪制淺層地下水水質(zhì)受到再生水影響的范圍圖（圖8）。

圖8 淺層地下水質(zhì)受再生水影響的范圍變化Fig.8 Zones affected by reclaimed water for the shallow groundwater after reclaimed water restoring the river channel

可以看出，水質(zhì)影響區(qū)分布于河道兩側(cè)，左岸的影響范圍大于右岸。水質(zhì)影響范圍隨著時(shí)間和補(bǔ)給河道的增加而逐漸擴(kuò)大，從2008年底的11.7 km2逐年上升到了2017年底的26.7 km2。2009年和2012年的影響范圍面積增速較快，這是由于再生水補(bǔ)給后的前2年，Cl-濃度上升速度最快；而2012年再生水二期工程實(shí)施，受水河道增加，水質(zhì)影響范圍也隨之增大。河道受水范圍穩(wěn)定后，周邊地下水中Cl-濃度逐漸穩(wěn)定。2013—2017年底的水質(zhì)影響范圍雖逐年增大，但年增速逐年減小，說明在補(bǔ)給水量水質(zhì)穩(wěn)定的情況下，影響范圍也逐漸趨于穩(wěn)定。

3.2.3 補(bǔ)給后淺層地下水Cl-和NO3-N 負(fù)荷的變化及原因分析

通過計(jì)算淺層地下水中的Cl-負(fù)荷可以看出（圖6），水質(zhì)影響區(qū)內(nèi)的Cl-負(fù)荷逐年升高，從2008年底的1.8×103t 上升到了2017年底的3.8×103t。再生水的補(bǔ)給抬升河道周邊地下水水位的同時(shí)，也向地下水中輸入了較高濃度的Cl-，使得河道周邊的Cl-負(fù)荷升高。但相反的，模擬區(qū)的Cl-負(fù)荷從2007年底1.7×104t 逐年下降到了2017年底6.5×103t。這一方面是因?yàn)槟M區(qū)內(nèi)淺層地下水向深層排泄，水量減少；另一方面是由于再生水入滲導(dǎo)致的Cl-濃度升高只發(fā)生在河道周邊較小的范圍內(nèi)（即水質(zhì)影響區(qū)內(nèi)），而影響區(qū)外的Cl-濃度在降水和側(cè)向徑流的稀釋中降低。

NO3-N 是再生水中的典型污染物[25-27]，在水質(zhì)影響區(qū)范圍內(nèi)計(jì)算NO3-N 的負(fù)荷，結(jié)果顯示（圖6），除2011年外，水質(zhì)影響區(qū)內(nèi)的NO3-N 負(fù)荷整體呈逐年下降狀態(tài)，從2008年底的29.8 t 下降到了2017年的11.9 t，其中2011年的負(fù)荷為48.8 t。表明再生水補(bǔ)給后周邊淺層地下水的NO3-N 負(fù)荷整體下降，但在某些時(shí)刻存在高值，仍需關(guān)注。

氮素的轉(zhuǎn)化主要受反硝化作用和硝化作用的影響。再生水中NO3-N 濃度峰值為20.2 mg/L，而淺層地下水NO3-N 濃度峰值為14.7 mg/L，多數(shù)時(shí)間為接近檢測(cè)限水平（0.03 mg/L）。NO3-N 高值多出現(xiàn)在土壩以北區(qū)域?？傮w上，再生水入滲穿過河流-含水層界面易于形成反硝化熱點(diǎn)，NO3-N 在地層中發(fā)生反硝化反應(yīng)，被極大程度的去除[28-29]。地下水中的溶解氧、總有機(jī)碳和溶解性有機(jī)碳低于河水，也反映了反硝化作用的發(fā)生[11,30]。在對(duì)地下水的監(jiān)測(cè)中也觀察到，再生水補(bǔ)給后，淺層地下水中的NO3-N 濃度降低[10]。加之土壩以南地層的黏土層較厚，更有利于氮素的去除，G22監(jiān)測(cè)井附近NO3-N 的衰減率高達(dá)99.6%[26]。因此土壩以南淺層地下水中NO3-N 濃度降低，NO3-N 負(fù)荷也降低。而土壩以北區(qū)域，礫石層厚、滲透性好，易于保持氧化環(huán)境，對(duì)NO3-N 的去除能力相對(duì)較弱[17]。且土壩以北是間歇性受水河道，僅在5月、10月補(bǔ)水，淹水期和干燥期交替出現(xiàn)，NH4-N 在淹水期易被沉積物吸附，在干燥期發(fā)生硝化反應(yīng)轉(zhuǎn)化為NO3-N[31]。當(dāng)反應(yīng)條件合適時(shí)，土壩以南間歇性受水河道附近更易出現(xiàn)高濃度的NO3-N（≤14.7 mg/L），導(dǎo)致某些時(shí)刻N(yùn)O3-N負(fù)荷的增加。

3.3 模型預(yù)測(cè)

其他補(bǔ)排項(xiàng)不變，在不同降水量情景下，淺層地下水水位豐水年＞基線情景＞平水年＞枯水年，見圖9（a）（b）?；鶞?zhǔn)情景的淺層地下水水位的年際變化最小，近似為平衡狀態(tài)。圖9（b）可見，2027年底豐水年情景下的淺層地下水水位分別比平水年和枯水年情景高1.8，3.3 m。

圖9（c）（d）展示了不同地下水開采量情景下的淺層地下水水位。結(jié)果顯示，減少地下水開采可以恢復(fù)淺層地下水水位，離開采井越近受影響越明顯。2027年底減采情景下的G01 水位相比增采情景高2.1 m，而在G22 監(jiān)測(cè)井這一差距幾乎可忽略。

保持降水量和地下水開采量與基準(zhǔn)情景相同，僅改變?cè)偕a(bǔ)給條件的情景下，圖9（e）（f）展示了無再生水補(bǔ)給后周邊淺層地下水水位的變化。結(jié)果顯示，與基準(zhǔn)情景相比，無再生水補(bǔ)給后周邊淺層地下水水位快速下降，逐漸達(dá)到相對(duì)穩(wěn)定的狀態(tài)。2027年底G01 和G22 監(jiān)測(cè)井基準(zhǔn)情景和無再生水補(bǔ)給的水位差分別達(dá)到了2.5，4.5 m。進(jìn)一步說明了正是再生水的持續(xù)補(bǔ)給維持了淺層地下水水位的穩(wěn)定。

圖9 不同情境下的淺層地下水水位變化預(yù)測(cè)結(jié)果Fig.9 Changes of the groundwater tables under different scenarios

淺層地下水中Cl-濃度的預(yù)測(cè)結(jié)果在不同降水情景下（情景1～3）的差異小于10 mg/L。不同的地下水開采量情景下（情景4 和5），Cl-濃度的預(yù)測(cè)結(jié)果幾乎沒有差異。由于再生水是模型中高濃度Cl-的唯一來源，無再生水補(bǔ)給的情景下（情景6），淺層地下水中的Cl-濃度迅速被降水和側(cè)向徑流稀釋降低。

4 結(jié)論

（1）再生水補(bǔ)給后的2年（2007—2009年），周邊淺層地下水水位上升約3～4 m，之后保持穩(wěn)定。深層地下水的開采導(dǎo)致向陽(yáng)閘以北區(qū)域淺層地下水水位持續(xù)下降，2007年底到2017年底淺層地下水水量處于負(fù)均衡狀態(tài)。

（2）地下水的壓采措施和再生水的持續(xù)補(bǔ)給可促進(jìn)淺層地下水水位和水量的恢復(fù)。引潮入城水源地減采25%可使得周邊淺層地下水水位在10年中（2018—2027年）抬升約1 m。若停止使用再生水補(bǔ)給河道，周邊的淺層地下水水位將在10年中（2018—2027年）下降約5 m。

（3）受再生水入滲的影響，河道周邊淺層地下水中的Cl-濃度在補(bǔ)給后的2年從補(bǔ)給前的5～75 mg/L增加到了50～130 mg/L，之后保持穩(wěn)定。淺層地下水水質(zhì)受再生水影響的范圍從2008年底的11.7 km2增長(zhǎng)至2017年底的26.7 km2。水質(zhì)影響區(qū)內(nèi)的Cl-負(fù)荷逐年增加，而NO3-N 負(fù)荷總體呈下降趨勢(shì)，是由于NO3-N 在入滲過程中不斷衰減。

利用再生水補(bǔ)給河道可以有效抬升河道周邊淺層地下水的水位，增加水量，維持水位水量穩(wěn)定；對(duì)水質(zhì)的影響僅存在于在河道周邊有限范圍內(nèi)，但長(zhǎng)期使用再生水可能帶來的污染隱患不容忽視，尤其是新型污染物（如內(nèi)分泌干擾物、微塑料等）。未來應(yīng)繼續(xù)對(duì)再生水補(bǔ)給河道周邊的地下水進(jìn)行長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)，關(guān)注地下水水質(zhì)的動(dòng)態(tài)變化。建議使用數(shù)值模擬方法優(yōu)化再生水補(bǔ)給方案，增強(qiáng)再生水利用地區(qū)地下水的保護(hù)和管理，實(shí)現(xiàn)水資源的可持續(xù)利用。