摘 要：

為研究北京市朝陽區(qū)地下水壓采過程中硝酸鹽污染發(fā)展趨勢，基于近年來地下水觀測資料及鉆孔資料，利用地下水數(shù)值模擬軟件GMS,建立地下水水流和溶質(zhì)運移耦合模型，對研究區(qū)地下水硝酸鹽的遷移擴散進行了數(shù)值模擬，并分別預測了5 a后在豐水年、平水年和枯水年三種情景下硝酸鹽的分布狀況和濃度變化趨勢。研究表明：地下水壓采過程中，研究區(qū)地下水位基本呈逐年上升的趨勢，平水年地下水漏斗中心水位上升2.0～2.5 m,地下水呈西南向東北流向。硝酸鹽污染羽的擴散方向與地下水流動方向較為一致，污染中心北側(cè)污染羽向東北方向擴散，且豐水年擴散距離最遠。整個區(qū)域內(nèi)Ⅰ、Ⅱ類水質(zhì)面積逐漸減小。污染較嚴重的西南地區(qū)硝酸鹽濃度有所降低，且濃度梯度減小。研究區(qū)地下水流與溶質(zhì)運移兩者之間有著密切的聯(lián)系，應加強對地下水資源的科學調(diào)度，防止地下水環(huán)境的進一步惡化。

關(guān)鍵詞：

朝陽區(qū);地下水壓采;硝酸鹽污染;數(shù)值模擬;水質(zhì);水環(huán)境;二維地下水水流-溶質(zhì)運移耦合模型;水污染風險;

作者簡介：

鄭凌云(1994—),女，碩士研究生，主要從事地下水環(huán)境數(shù)值模擬研究。E-mail:979998051@qq.com;

*張永祥(1962—),男，教授，博士研究生導師，博士，主要從事水資源和污染控制模擬技術(shù)研究。E-mail:yxzhang@bjut.edu.cn;

基金：

國家重點研發(fā)計劃(2016YFC0401404);

2020年度地下水水質(zhì)評價(40004016202001);

引用：

鄭凌云, 張永祥, 賈瑞濤, 等. 基于 GMS 的北京市朝陽區(qū)地下水環(huán)境數(shù)值模擬與預測分析[J]. 水利水電技術(shù)(中英文), 2022, 53(1): 114- 123.

ZHENG Lingyun, ZHANG Yongxiang, JIA Ruitao, et al. GMS-based numerical simulation and prediction analysis of groundwater environment in Chaoyang District of Beijing [J]. Water Resources and Hydropower Engineering, 2022, 53(1): 114- 123.

地下水是北京市主要的供水來源。上世紀70年代初期，北京市開始大規(guī)模開采地下水，至90年代，地下水利用超過地表水。多年來由于超采地下水位呈持續(xù)下降的趨勢，并且在朝陽區(qū)和順義區(qū)交界處形成了地下水降落漏斗，地下水漏斗的擴展增加了地下水接受補給的范圍以至于超出水源地保護區(qū)范圍，擴大了受污染面積，加大了地下水污染的風險。同時，由于過量開采地下水導致上覆第四系隔水層被破壞，地表污水及劣質(zhì)潛水通過塌陷段滲入，使深層地下水受到污染。為緩解地下水位下降帶來的地面沉降和水質(zhì)惡化等問題，近年來北京市推進地下水壓采工作，地下水位總體回升。地下水位回升導致淺層含水層中水生態(tài)環(huán)境變化。作為北京市地下水漏斗中心的朝陽區(qū)地下水位有所上升，因此有必要對地下水壓采以后的水位和水質(zhì)狀況進行評估和預測。地下水數(shù)值模擬方法由于其有效性、靈活性和相對廉價性的特點在地下水研究領(lǐng)域被廣泛采用，其中包括水資源的配置和評價，地下水的溶質(zhì)遷移和熱量運移等方面。因此，本文選用數(shù)值模擬的方法對朝陽區(qū)地下水環(huán)境進行預測和分析。

在針對北京市地下水水流數(shù)值模擬的研究中，已經(jīng)建立了較為成熟的水文地質(zhì)概念模型和數(shù)值模型，所建模型大致分為北京市平原區(qū)模型和局部區(qū)域模型兩類。準確地對水文地質(zhì)條件進行概化是數(shù)值模擬工作中最重要的一步，需要建立在詳細的鉆孔資料的基礎(chǔ)上。王麗亞等、章樹安等在分析大量鉆孔資料的基礎(chǔ)上建立了北京市平原區(qū)地下水水流模型，并利用多年觀測資料對模型進行了校正，所建模型能較好地刻畫地下水流動特征，并在行政區(qū)界給出了非自然邊界處邊界條件的處理方法。李琴等將近100 m深的第四系分成23層，建立了房山平原區(qū)水文地質(zhì)概念模型。模擬了8種不同開采情景下的地下水水位。吳樂等建立了北京西山地區(qū)地下水流模型，分析了在南水北調(diào)來水條件下，不同開采方案的區(qū)域含水層系統(tǒng)響應特征。YANG等通過水文地質(zhì)資料及觀測資料的分析，建立了北京市大興區(qū)地下水穩(wěn)態(tài)和非穩(wěn)態(tài)流動模型，并對導水系數(shù)和蓄水系數(shù)進行了標定，為了解地下水系統(tǒng)的動態(tài)行為和預測地下水水位的時空分布提供了依據(jù)。

北京市地下水水質(zhì)狀況受到眾多學者的關(guān)注，多用統(tǒng)計分析的方法對地下水水質(zhì)及污染風險進行評價。張世偉等采用對比分析及顯著性分析方法研究了北運河流域河水與地下水中多環(huán)芳烴的組成、含量及時空分布特征，并利用風險熵法進行風險評價。李炳華等應用相關(guān)分析法、水化學方法和離子比例法分析朝陽區(qū)地下水水化學特征、影響因素和變化規(guī)律。王乃天等針對北京市朝陽區(qū)地下水污染的復雜性，利用DRABICLE模型對朝陽區(qū)地下水污染風險進行評價。評價結(jié)果顯示朝陽區(qū)整體地下水污染風險較低，但隨著地下水開采量的減少，地下水位逐漸回升，加大了地下水污染的風險。杜婷婷等采用阿列金分類法對2006—2015年順義區(qū)地下水水化學類型進行統(tǒng)計分析，并對水質(zhì)進行評價，指出水質(zhì)變化的原因可能是地下水限采政策的實施以及南水北調(diào)進京對地下水源的補給涵養(yǎng)。以上學者通過對水質(zhì)及污染風險進行評價，分析污染的影響因素及變化規(guī)律，指出地下水位變化是影響水質(zhì)的重要因素，地下水位的回升可加大污染的風險，為后續(xù)的研究提供重要思路。然而，這種方法無法得出地下水位變化與污染發(fā)展趨勢之間的量化關(guān)系。

目前對北京市地下水的相關(guān)研究雖然建立了較為成熟的地下水水流模型及地下水污染風險評價方法，但較少通過建立地下水水流-溶質(zhì)運移耦合模型來研究地下水流場變化對污染發(fā)展趨勢影響，二者之間的關(guān)系尚不明晰。本文基于GMS中的Map、Conceptual Model以及MT3DMS等模塊構(gòu)建了朝陽區(qū)二維地下水水流-溶質(zhì)運移耦合模型，對研究區(qū)地下水水位變化及硝酸鹽污染發(fā)展趨勢進行分析和預測，并量化了地下水位回升過程中硝酸鹽污染的變化過程，為污染控制與地下水修復提供理論依據(jù)。

朝陽區(qū)位于北京中心城區(qū)的東南部，介于北緯39°49′—40°5′,東經(jīng)116°21′—116°38′之間，面積470.8 km2,是北京市中心城區(qū)中面積最大的一個區(qū)。全區(qū)地勢低平，平均海拔34 m, 地面坡度在1/1 000～1/2 500之間。屬典型的暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候，夏季炎熱多雨，冬季寒冷干燥。年平均氣溫為10～12 ℃,1月氣溫最低，7月氣溫最高。降水主要集中在夏季，占全年的75%,7月、8月尤為集中。研究區(qū)地質(zhì)剖面圖如圖1所示。研究區(qū)內(nèi)含水層主要為第四系砂、砂礫石所組成，厚度為45～100 m。第四系地層的更新世中期底部為棕紅色，灰褐色的泥礫，上部為棕色、棕黃色黏性土與砂或砂礫石互層，是本區(qū)主要的深層含水層，更新世晚期底部為黃褐色泥礫、砂礫石層，中部為黃色土和淤泥質(zhì)土互層，上部為灰色和淺黃色泥礫，是本區(qū)主要的淺層含水層。研究區(qū)有較豐富的地下水，除來廣營、金盞一帶是弱富水區(qū)(1 000 m3/d)外，全區(qū)大部分地區(qū)是較富水區(qū)(1 000～2 000 m3/d)。地下水流向為由西南流向東北，主要賦存于各類砂層與砂礫石的孔隙中，含水砂層由西向東逐漸增厚。研究區(qū)第四紀沉積物主要受基巖地質(zhì)構(gòu)造和氣候變化的控制，由西北向東南方向第四系厚度逐漸加大，巖性也逐漸由黏性土與多層砂、砂礫石互層過渡為黏性土與細砂互層。研究區(qū)內(nèi)地下水資源受各污染源長期影響。根據(jù)已有地下水監(jiān)測井水質(zhì)資料，硝酸鹽污染主要集中在西南部，這是由于農(nóng)業(yè)大量使用氮肥，及村鎮(zhèn)生活污水排放，氮素污染物經(jīng)過淋濾進入淺層地下水，因此選擇硝酸鹽作為污染物運移和擴散的研究對象。

圖1 地質(zhì)剖面(單位：m)

根據(jù)鉆孔資料及水文資料，對研究區(qū)實際水文地質(zhì)條件進行概化，建立水文地質(zhì)概念模型。根據(jù)實際水文地質(zhì)條件和研究需要，將含水層概化為非均質(zhì)各向同性的二維非穩(wěn)定流潛水含水層。研究區(qū)部分地區(qū)為微承壓，以第四系松散層中細砂層為主要含水介質(zhì)，在垂向上穩(wěn)定的隔水層間存在透水部位，即各層具有統(tǒng)一水位，含水層厚度范圍在80～110 m。

根據(jù)北京市平原區(qū)地下水位等值線分布，將研究區(qū)邊界條件分為給定流量邊界和零通量邊界兩類。如圖2所示，西部與東北部水位等值線與邊界平行為側(cè)向流入邊界，東南部為側(cè)向流出邊界;西北部、東部與西南部水位等值線與邊界垂直為零通量邊界;上邊界主要接受大氣降水補給，為潛水面邊界。地下水多埋藏在地面20 m以下，忽略蒸發(fā)。根據(jù)鉆孔資料統(tǒng)計，含水層大多集中在埋深150 m以上，其下較厚的黏土層，因此將150 m埋深的巖層概化為隔水底板，即下邊界。將溶質(zhì)運移模型四周邊界處理為給定溶質(zhì)濃度邊界，將濃度明顯高于其他地方的觀測井處理為點源。另外，降水中硝酸鹽入滲到地下水中處理為面源凈補給溶質(zhì)濃度。

圖2 邊界條件與觀測孔分布

3.1 水流水質(zhì)數(shù)據(jù)

根據(jù)研究區(qū)20a的地下水監(jiān)測資料，選擇典型的2017年1月至2019年12月的水位和水質(zhì)觀測資料來進行模型的識別與驗證。

根據(jù)研究區(qū)降水資料、地下水位、地下水開采量資料，確定模擬期間2017年1月至2019年12月的水均衡量。根據(jù)《中國統(tǒng)計年鑒》中降雨數(shù)據(jù)確定研究區(qū)降雨入滲量，2017年降雨入滲量計算結(jié)果如表1所列。

研究區(qū)2017—2019年地下水補給、排泄和水均衡計算結(jié)果如表2所列，可以看出近年來朝陽區(qū)地下水處于正均衡狀態(tài)，地下水位逐步回升。

3.2 參數(shù)確定

根據(jù)鉆孔資料將研究區(qū)劃分為六個水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)，分區(qū)結(jié)果如圖3所示。水流模型計算所用到的參數(shù)為滲透系數(shù)K和給水度μ。參考《水文地質(zhì)手冊》確定K和μ的初始取值范圍。選取40個典型鉆孔,利用單井等效滲透系數(shù)計算公式計算其滲透系數(shù)，并分別對參數(shù)區(qū)內(nèi)鉆孔等效滲透系數(shù)的計算結(jié)果取平均值作為各參數(shù)區(qū)的滲透系數(shù)。溶質(zhì)運移過程中由于分子擴散遠小于機械彌散，因此忽略分子擴散。溶質(zhì)運移模型計算所用到的參數(shù)為縱向彌散度αL和橫向彌散度αT,在水文地質(zhì)參數(shù)分區(qū)的基礎(chǔ)上對彌散度進行分區(qū)，初值的選取參考前人研究成果。參數(shù)初值如表3所列。

圖3 參數(shù)分區(qū)及鉆孔位置

3.3 數(shù)值方法

根據(jù)研究區(qū)水文地質(zhì)概念模型，綜合考慮模擬精度和資料精度，對研究區(qū)進行離散化處理?？臻g上采用矩形網(wǎng)格對研究區(qū)進行剖分，網(wǎng)格間距為150 m×150 m, 共生成46325個網(wǎng)格。模擬期設(shè)定為2017年1月—2019年12月，應力期為1個月，共劃分36個應力期。分別采用GMS中的MODFLOW模塊和MT3DMS模塊構(gòu)建地下水流模型和溶質(zhì)運移模型，將研究區(qū)內(nèi)水流、水質(zhì)數(shù)據(jù)進行離散后分別輸入到MODFLOW模塊和MT3DMS模塊，在水流模型計算結(jié)果的基礎(chǔ)上運行溶質(zhì)運移模型。

3.4 模型識別與驗證

根據(jù)2017年1月—2019年12月期間18個水位觀測井和28個水質(zhì)觀測井的數(shù)據(jù)分別對地下水流模型和溶質(zhì)運移模型進行識別和驗正。通過改變模型參數(shù)，調(diào)整邊界條件，重復試算，直到大部分觀測孔的計算值與觀測值誤差達到模擬的精度要求。在地下水流模型識別過程中主要調(diào)整邊界條件和模型參數(shù)，如給水度、滲透系數(shù)等。而溶質(zhì)運移模型的識別驗證，則主要調(diào)整彌散度。經(jīng)過多次運行和反復調(diào)參，根據(jù)《地下水流數(shù)值模擬技術(shù)要求》將模型誤差控制在可接受范圍之內(nèi)，使計算值和觀測值達到最佳擬合。水位和水質(zhì)觀測井的計算值與模擬值誤差如表4、表5所列。水流模型計算值與觀測值絕對誤差小于1 m的占87%,最大絕對誤差為1.89 m, 最大相對誤差為16.24%。溶質(zhì)運移模型計算值與觀測值最大絕對誤差為0.17 mg/L,最大相對誤差為18.89%。最終確定各區(qū)參數(shù)取值如表6所列。

降雨入滲是北京市地下水重要的補給來源，因此在對研究區(qū)地下水位進預測時分別對豐水年、平水年和枯水年三種情景進行模擬，年降雨量均值分別為857.63 mm、586.54 mm、485.82 mm。利用經(jīng)過識別的模型預測研究區(qū)地下水位及硝酸鹽污染發(fā)展趨勢。在水流模型的基礎(chǔ)上運行溶質(zhì)運移模型，模型預測時間為2021—2025年，共劃分60個應力期。以2020年12月地下水位實測數(shù)據(jù)和2020年9月硝酸鹽濃度實測數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，通過普通克里金插值方法得到地下水初始流場和硝酸鹽初始濃度場，如圖4所示。從圖4可以看出，朝陽區(qū)東南部地下水流為東南方向，其余各處均向東北部地下水降落漏斗流動。

圖4 2020年12月初始水位和硝酸鹽初始濃度等值線

預測期間地下水開采量以研究區(qū)近五年地下水開采量為依據(jù)，2016—2020年地下水開采量分別為6 028.57萬m3、5 996.47萬m3、5 425.49萬m3、5 241.83萬m3、5 117.85萬m3,未來五年開采量按照近五年壓采平均值180萬m3/a遞減。在水流預測模型的基礎(chǔ)上建立溶質(zhì)運移預測模型。

圖5(a)、(b)和(c)分別是豐水年、平水年和枯水年情景下的2025年地下水流場預測結(jié)果。從圖中可以看出，三種情景下研究區(qū)大部分地區(qū)都有不同程度的回升，降雨量越大地下水得到的補給越多，水位上升幅度也越大。東北部地下水降落漏斗處地下水流場基本未發(fā)生改變，降落漏斗的面積均有不同程度的減小，地下水位也有明顯回升，豐水年、平水年和枯水年漏斗中心處水位分別上升4.14 m、2.49 m和2.01 m。中部地區(qū)地下水位上升幅度略低于降落漏斗處，原因是該地區(qū)與漏斗中心之間水力梯度較大，雖然中部地區(qū)受到南部和西部地區(qū)的地下水補給，但是由于中部地區(qū)也向漏斗中心進行補給，導致水位上升緩慢。和初始流場相比，東部和南部地下水流場有所改變，尤其是豐水年地下水流場變化較大，不僅水位有較大幅度上升，水流方向也由向邊界補給變?yōu)橛蛇吔缦蜓芯繀^(qū)內(nèi)補給。研究區(qū)西部流場未發(fā)生明顯改變，但是地下水位均有所下降，這是由于該地區(qū)降雨入滲量較少，同時地下水向降落漏斗處的補給量較大所致，豐水年下降幅度相對較小，主要原因是該時期地下水側(cè)向補給量較大。

圖5 2025年12月地下水水位預測結(jié)果

平水年情景下2021—2025年地下水水均衡分析如表7所列。地下水側(cè)向補給量參考前人研究基礎(chǔ)上根據(jù)模型計算結(jié)果進行調(diào)整。從表中可以看出地下水處于正均衡狀態(tài)，地下水凈補給量為68 610.0萬m3,可使朝陽區(qū)地下水位平均上升約1.46 m。上升幅度略小于北京市近五年平原區(qū)地下水位上升值。

為了分析地下水位上升過程中的主要影響因素，分別在大屯鄉(xiāng)、崔各莊鄉(xiāng)、高碑店鄉(xiāng)和黑莊戶鄉(xiāng)選取四個具有代表性的觀測孔的計算水位進行分析，圖6所示為這四個觀測孔在不同情景下的計算水位波動曲線。從圖5和圖6中可以看出，三種情景下大屯鄉(xiāng)所在的西部地區(qū)地下水位下降幅度均為為4 m左右，這說明該地區(qū)地下水位對降水量的反應不明顯，主要是因為該地區(qū)多為水泥路面，降雨入滲量較少。位于東北部崔各莊鄉(xiāng)的降落漏斗處在三種情景下地下水位均有不同程度回升，這說明該地區(qū)地下水位的回升除了受到降雨補給的影響之外，也是受到周邊地區(qū)地下水補給和地下水壓采共同作用的結(jié)果。位于中部和東南部的高碑店鄉(xiāng)和黑莊戶鄉(xiāng)在三種情景下的地下水位變化趨勢基本一致。在枯水年，前期地下水位略有下降，后期緩慢回升，說明后期地下水進一步壓采可以在降雨補給較少的情況下維持地下水的動態(tài)平衡。在平水年和豐水年，由于降雨補給的增多，地下水位能夠逐漸回升。

圖6 典型觀測孔計算水位波動曲線

三種情景下硝酸鹽污染趨勢預測結(jié)果，與初始濃度場相比，污染羽均無顯著變化。以平水年計算結(jié)果(見圖7)為例，從硝酸鹽分布來看，污染主要集中在西南部，且濃度梯度較大。相對而言，東部地區(qū)和北部地區(qū)硝酸鹽污染狀況較輕，大部分為Ⅰ、Ⅱ類水質(zhì)。未來五年，隨著地下水流的流動，西南地區(qū)污染中心濃度有所下降，由最初的16.86 mg/L下降至16.13 mg/L,且濃度梯度逐漸變小。

圖7 2025年12月平水年硝酸鹽預測濃度場(單位：mg/L)

圖8為三種情景下硝酸鹽濃度變幅值分布，從圖8中可以看出，濃度增加的區(qū)域分別集中在西北部、中部和東南部，且大部分區(qū)域硝酸鹽濃度增幅不超過0.3 mg/L。北部區(qū)域污染羽擴散距離：豐水年>平水年>枯水年，污染羽在水流作用下逐漸向地下水漏斗中心擴散。由于豐水年污染羽擴散距離較遠，污染范圍較大，所以硝酸鹽濃度增幅較小。中部污染羽在三種情境下擴散情況相似，且均為向漏斗中心遷移。東南部污染羽擴散距離：平水年>枯水年>豐水年，由于豐水年東南部邊界水流向區(qū)域內(nèi)補給，所以硝酸鹽污染羽向東南方向擴散距離較近。由此可知，豐水年地下水硝酸鹽濃度低于平水年和枯水年，地下水質(zhì)量較好。在硝酸鹽運移的過程中，對流作用占據(jù)主導地位，污染羽的擴散方向基本與地下水流動方向一致。

圖8 2021—2025年硝酸鹽濃度變幅(單位：mg/L)

從整個區(qū)域來看，北部和西部污染羽逐漸向東北方向擴散，西南部小紅門鄉(xiāng)硝酸鹽污染羽逐漸向東南方向擴散。硝酸鹽污染區(qū)域的范圍逐漸變大，濃度小于2 mg/L的區(qū)域面積逐漸縮減。雖然五年內(nèi)變化范圍相對較小，但若經(jīng)過長時間擴散，會對東部和北部地區(qū)水質(zhì)造成較大威脅。

當采取控制措施，進入地下水中的硝酸鹽污染減少時，硝酸鹽濃度梯度降低，擴散作用會相應減弱，擴散范圍也會縮小。因此，應重視西南地區(qū)地下水硝酸鹽污染現(xiàn)狀，采取有效控制措施減少硝酸鹽污染的輸入并防止污染羽進一步擴散。

對地下水污染物的實時監(jiān)測具有一定難度和較高的經(jīng)濟成本，且無法對污染物的遷移擴散進行預測。數(shù)值模擬方法可以模擬各種復雜的水文地質(zhì)條件及水文地球化學過程，具有廣泛的適用性和經(jīng)濟性，通過數(shù)值模擬方法預測污染發(fā)展趨勢也可以為管理部門提供決策依據(jù)。在本文研究過程中，由于缺少地下水中氨氮和亞硝酸鹽氮的觀測數(shù)據(jù)，在水質(zhì)模型中未考慮硝化作用和反硝化作用對硝酸鹽擴散的影響，精度可能會受到影響。條件允許時可以進行現(xiàn)場試驗，對含水層理化性質(zhì)進行分析，確定硝化作用和反硝化作用的強度及其對污染羽擴散的影響程度。

基于地下水觀測資料及鉆孔數(shù)據(jù)建立朝陽區(qū)地下水水流-溶質(zhì)運移耦合模型，并模擬了豐水年、平水年和枯水年三種情景下2021—2025年該地區(qū)地下水壓采過程中水位和硝酸鹽污染發(fā)展的趨勢，得出如下結(jié)論：

(1)地下水壓采使未來五年朝陽區(qū)大部分地區(qū)地下水位逐漸上升，全區(qū)平水年地下水位上升均值1.46 m左右，接近北京市平原區(qū)近五年地下水位上升值。西部地區(qū)水位有所下降，原因是該區(qū)域向東北部地下水降落漏斗處補給量大于側(cè)向流入量。

(2)在枯水年和平水年情景下，朝陽區(qū)地下水流場基本未發(fā)生改變，除南部邊界處地區(qū)地下水向南流以外，其余地區(qū)地下水均向東北部地下水降落漏斗處補給。豐水年南部地區(qū)地下水流場發(fā)生改變，水流方向由向邊界補給變?yōu)橛蛇吔缦蜓芯繀^(qū)內(nèi)補給。

(3)在預測期內(nèi)地下水水位和流場的變化未對硝酸鹽污染的擴散產(chǎn)生較大影響，大部分地區(qū)，包括污染中心處硝酸鹽濃度有所降低，降幅在1.0 mg/L以下。污染羽北側(cè)鄰近地區(qū)濃度略有上升，且與枯水年和平水年相比，豐水年污染羽擴散范圍更遠。

水利水電技術(shù)（中英文）

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