摘要：為更好地保護(hù)沿海水環(huán)境和水生態(tài)功能，亟需探究陸源溶質(zhì)在濱海分層含水層中的遷移機(jī)制。構(gòu)建二維分層含水層數(shù)值模型，采用地下水軟件SUTRA-MS模擬分析潮汐作用下陸源溶質(zhì)在分層含水層中的運(yùn)移特征。結(jié)果表明：① 與均質(zhì)含水層相比，弱透水層的存在會(huì)延長(zhǎng)溶質(zhì)在含水層中的滯留時(shí)間、增大溶質(zhì)最大擴(kuò)散面積、削弱溶質(zhì)在水平方向和垂直方向的擴(kuò)散程度;② 弱透水層能夠降低陸源溶質(zhì)向海水排放的最大通量，并且延長(zhǎng)溶質(zhì)排放的持續(xù)時(shí)間;③ 溶質(zhì)擴(kuò)散面積、弱透水層中溶質(zhì)殘余量、水平和垂向擴(kuò)散程度等對(duì)弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)和厚度的敏感性?xún)?yōu)于弱透水層深度。

關(guān)鍵詞：溶質(zhì)運(yùn)移;潮汐;弱透水層;分層含水層;數(shù)值模擬;濱海地區(qū)

中圖分類(lèi)號(hào)：TV138

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

文章編號(hào)：1001-6791（2023）06-0948-12

收稿日期：2023-06-11;網(wǎng)絡(luò)出版日期：2023-10-26

網(wǎng)絡(luò)出版地址：https：∥link.cnki.net/urlid/32.1309.P.20231025.1308.004

基金項(xiàng)目：國(guó)家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃資助項(xiàng)目（2021YFC3200503）;國(guó)家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目（42277416）

作者簡(jiǎn)介：沈城吉（1987—），男，江蘇張家港人，教授，博士，主要從事海岸帶地下水研究。E-mail：c.shen@hhu.edu.cn

通信作者：魯春輝，E-mail：clu@hhu.edu.cn

目前，全球約60%的人口居住在距離海岸線100 km范圍以?xún)?nèi)，使得沿海地區(qū)成為人口最稠密、社會(huì)經(jīng)濟(jì)最發(fā)達(dá)的區(qū)域［1］。但是，沿海工農(nóng)業(yè)的迅速發(fā)展產(chǎn)生了大量陸源污染物，這些污染物大都通過(guò)濱海含水層排入海水中，最終造成一系列水污染水生態(tài)問(wèn)題，嚴(yán)重制約當(dāng)?shù)亟?jīng)濟(jì)社會(huì)的可持續(xù)發(fā)展［2-3］。據(jù)統(tǒng)計(jì)，中國(guó)90%以上的沿海污染問(wèn)題是由陸源輸入的污染物所引起，80%的近海生態(tài)系統(tǒng)處于亞健康或不健康狀態(tài)［4］。因此，深入認(rèn)識(shí)不同因素對(duì)陸源污染物在濱海含水層中遷移過(guò)程的作用機(jī)制，是有效治理沿海水污染水生態(tài)問(wèn)題的重要前提［5］。

潮汐是影響陸源溶質(zhì)在濱海含水層中遷移過(guò)程的最主要因素。周期性潮汐波動(dòng)所產(chǎn)生的海水入滲與滲出，使得含水層潮間帶內(nèi)形成一個(gè)上鹽水羽，內(nèi)陸淡水從上鹽水羽和鹽水楔（無(wú)潮汐時(shí)海水侵入含水層而形成）之間排入海洋［6-8］。與鹽水楔中密度流驅(qū)動(dòng)的海水再循環(huán)相比，上鹽水羽中潮汐驅(qū)動(dòng)的海水再循環(huán)時(shí)間快1～2個(gè)量級(jí)［9］。因此，上鹽水羽邊緣的咸淡水混合較鹽水楔邊緣的咸淡水混合更為強(qiáng)烈。與無(wú)潮汐情況相比，潮致上鹽水羽的形成會(huì)顯著延長(zhǎng)陸源溶質(zhì)在含水層中的運(yùn)移路徑和滯留時(shí)間，并降低溶質(zhì)排入海洋的速率和濃度［10］。此外，上鹽水羽還控制著陸源營(yíng)養(yǎng)物在含水層中的運(yùn)移及轉(zhuǎn)化過(guò)程。例如，潮汐波動(dòng)能促進(jìn)上鹽水羽邊緣咸淡水混合帶中的反硝化作用，并且反硝化速率由陸向海的方向單調(diào)遞減［11］。Kim等［12］通過(guò)分析美國(guó)特拉華州亨洛彭角附近海灘收集的孔隙水樣本，證實(shí)了潮間帶上鹽水羽中的化學(xué)反應(yīng)性，并發(fā)現(xiàn)高溶解性無(wú)機(jī)碳的存在使得上鹽水羽的內(nèi)陸側(cè)成為反應(yīng)速率最高的地方。

上述潮汐對(duì)陸源污染物遷移影響的研究都基于均質(zhì)含水層，忽略了分層含水層（即1個(gè)滲透性較低的弱透水層位于2個(gè)滲透性較高的土層之間）中潮汐作用下的陸源溶質(zhì)運(yùn)移特征。大量地質(zhì)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)表明，許多天然含水層都為分層結(jié)構(gòu)。例如，Ratner-Narovlansky等［13］發(fā)現(xiàn)以色列多爾灣的砂質(zhì)含水層中有一層厚度為4 m、深度為6 m的低滲透性黏土層;中國(guó)天津?yàn)I海新區(qū)存在著大量埋深范圍為10～300 m、厚度為2～30 m的弱透水層［14］。弱透水層對(duì)海岸帶地區(qū)的水資源和環(huán)境保護(hù)具有一定影響。弱透水層會(huì)削弱潮汐引起的地下水位波動(dòng)幅度，進(jìn)而減少海岸帶地表水-地下水之間物質(zhì)交換［15］；此外，弱透水層會(huì)使得鹽水楔的彌散區(qū)變寬，并且減緩海水入侵程度［16］。目前亟待深入認(rèn)識(shí)潮汐影響下陸源溶質(zhì)在分層含水層中的遷移機(jī)制，揭示該機(jī)制將有助于準(zhǔn)確分析分層含水層所在海域的污染物入海通量監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，進(jìn)而可為因地制宜地制定有效的沿海水污染防治措施（如地下壩最優(yōu)化設(shè)計(jì)）提供幫助。

本文基于合理概化的垂直于海岸線的二維含水層斷面，應(yīng)用免費(fèi)開(kāi)源的地下水軟件SUTRA-MS開(kāi)展相應(yīng)數(shù)值模擬，通過(guò)比較潮汐影響下陸源溶質(zhì)在均質(zhì)與分層（含弱透水層）含水層中遷移過(guò)程的差異，分析弱透水層參數(shù)（水力傳導(dǎo)系數(shù)、深度、厚度）的敏感性，揭示濱海地區(qū)分層含水層中陸源溶質(zhì)的運(yùn)移機(jī)理。本研究有助于進(jìn)一步認(rèn)識(shí)濱海含水層的地下水動(dòng)力及溶質(zhì)遷移過(guò)程，可為沿海地區(qū)水資源和環(huán)境保護(hù)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究方法

采用美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局（USGS）開(kāi)發(fā)的地下水模型SUTRA-MS［17］揭示潮汐影響下陸源保守型溶質(zhì)在分層含水層中的遷移機(jī)制。SUTRA-MS是基于有限差分法和有限單元法模擬變密度、變飽和地下水流以及多組分溶質(zhì)運(yùn)移的模型，已廣泛應(yīng)用于海岸帶地下水模擬研究中［18-19］。前人利用室內(nèi)水槽實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)對(duì)SUTRA-MS模型進(jìn)行驗(yàn)證，證明了其精確性和可靠性［20-21］。SUTRA-MS分別基于Richards方程和對(duì)流-彌散方程模擬地下水流以及多組分溶質(zhì)運(yùn)移，控制方程和van Genuchten公式詳見(jiàn)文獻(xiàn)［17］。本文假設(shè)陸源溶質(zhì)為保守型（即溶質(zhì)密度不影響流體密度），流體密度（ρ）僅隨地下水鹽度（C）線性變化，變化率ρ/C=714.3 kg/m3［17］。本文采用數(shù)值模擬手段開(kāi)展機(jī)理研究，下文中描述的數(shù)值模型以及模擬結(jié)果僅適用于中潮、砂質(zhì)含水層。

1.1 模型設(shè)置

考慮一個(gè)垂直于海岸線的二維含水層斷面（圖1），模型尺寸沿用Robinson等［9］基于澳大利亞莫頓島含水層實(shí)際情況所概化的數(shù)值模型尺寸。含水層底部AF設(shè)置為無(wú)流邊界，內(nèi)陸邊界AB設(shè)置為恒定流量邊界（Qf=1.4 m3/d）。忽略降雨和蒸發(fā)的作用，邊界BC也設(shè)置為無(wú)流邊界。邊界CDE代表含水層-海水交界面，設(shè)置為壓力邊界，壓力大小取決于潮汐水位。本研究采用正弦形式的規(guī)則半日潮：

H（t）=Hmsl+Asin（2πt/T）（1）

式中：t為時(shí)間，s;H（t）為隨時(shí)間變化的潮汐水位，m;Hmsl為平均海水位，設(shè)為30 m;A為潮汐振幅，設(shè)為1 m;T為潮汐周期，設(shè)為43 200 s，即12 h。Qf、Hmsl、A和T取值與Robinson等［9］的模型參數(shù)一致，基于澳大利亞莫頓島含水層實(shí)際情況而設(shè)置。落潮期間，含水層-海水界面（CD）有溢出面形成，本文采用Xin等［22］提出的方法模擬溢出面。

1.2 研究工況和模型參數(shù)

設(shè)置1個(gè)均質(zhì)含水層（即表1中的工況1，主要模型參數(shù)如表2所示，取值基于Robinson等［9］的數(shù)值模擬研究）和1個(gè)含弱透水層的分層含水層（即表1中的工況2），弱透水層的水力傳導(dǎo)系數(shù)設(shè)為1 m/d，厚度為2 m，位于平均海平面以下?；诠r2，開(kāi)展敏感性分析，改變?nèi)跬杆畬铀鲗?dǎo)系數(shù)（KL）（表1中工況3—工況5）、厚度（TL，表1中工況6—工況8）和深度（DL，即平均海平面與弱透水層頂部之間的距離，表1中工況9—工況11）。弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)、厚度以及深度的取值，基于濱海地區(qū)透水層實(shí)例參數(shù)［13-14］確定。雖然內(nèi)陸邊界給定的淡水流量保持不變（Qf=1.4 m3/d），當(dāng)弱透水層深度或厚度改變時(shí)，單位厚度的邊界流量不同，進(jìn)而影響陸源溶質(zhì)的遷移特征。所有工況中，模型區(qū)域A—F的邊界節(jié)點(diǎn)均保持不變，僅弱透水層的位置和厚度發(fā)生改變。

模擬分3個(gè)步驟：① 無(wú)潮汐時(shí)，運(yùn)行模型至穩(wěn)定狀態(tài)（即含水層內(nèi)鹽度和流場(chǎng)分布保持不變）;② 以步驟①的結(jié)果為初始條件，引入潮汐，運(yùn)行模型運(yùn)行至準(zhǔn)穩(wěn)態(tài)（即上鹽水羽和鹽水楔的大小、形狀以及鹽度分布在連續(xù)周期內(nèi)保持不變）;③ 以步驟②的結(jié)果為初始條件，在含水層水位上方以1 m3/d的速率注入質(zhì)量濃度為100 kg/m3的保守型溶質(zhì)，注射時(shí)間為1 d［9］。為定量分析溶質(zhì)在分層含水層中的運(yùn)移過(guò)程，本文采用溶質(zhì)擴(kuò)散面積、溶質(zhì)殘余量百分比、溶質(zhì)擴(kuò)散的水平方差和垂向方差［23］、溶質(zhì)排放通量等量化指標(biāo)。

2 結(jié)果與討論

2.1 溶質(zhì)運(yùn)移、擴(kuò)散與釋放

圖2比較了均質(zhì)（工況1）與分層（工況2）含水層中陸源溶質(zhì)隨時(shí)間的遷移擴(kuò)散過(guò)程。2種工況中，陸源溶質(zhì)釋放之后均逐漸向海移動(dòng)，并最終從上鹽水羽和鹽水楔之間的淡水排放區(qū)排入海水中。同時(shí)，由于非飽和帶水流流速遠(yuǎn)低于飽和帶水流流速，當(dāng)進(jìn)入飽和帶的溶質(zhì)已完全離開(kāi)含水層時(shí)，非飽和帶內(nèi)仍存在部分殘余溶質(zhì)（圖2）。雖然陸源溶質(zhì)在均質(zhì)和分層含水層中的總體運(yùn)移特征一致，但圖2的比較仍能反映出一些差異性?？梢钥闯觯跬杆畬拥拇嬖陲@著延長(zhǎng)了陸源溶質(zhì)在含水層中的滯留時(shí)間。例如，在第450 d時(shí)，均質(zhì)含水層中的溶質(zhì)基本已完全移除（圖2（g）），而在分層含水層中仍有大量溶質(zhì)（圖2（h））。這是因?yàn)槿跬杆畬拥牡蜐B透性減緩了溶質(zhì)的遷移速率，從而延長(zhǎng)了溶質(zhì)的滯留時(shí)間。此外，從圖2可以看出，由于溶質(zhì)釋放之后難以穿過(guò)弱透水層，分層含水層中非飽和帶內(nèi)的溶質(zhì)殘余量高于均質(zhì)含水層中非飽和帶內(nèi)的溶質(zhì)殘余量，如圖2（i）和圖2（j）的比較。進(jìn)一步比較工況1（均質(zhì)）和工況2（分層），可以發(fā)現(xiàn)弱透水層通過(guò)縮小上鹽水羽的范圍，限制了陸源溶質(zhì)的垂向擴(kuò)散深度。例如，在第300 d時(shí)，溶質(zhì)邊緣最低點(diǎn)位置在均質(zhì)含水層中約為-10 m（圖2（e）），而在分層含水層中則為-8 m（圖2（f））。

基于溶質(zhì)擴(kuò)散面積、溶質(zhì)殘余量百分比、水平方差（σ2xx）和垂向方差（σ2zz）等指標(biāo)，定量分析弱透水層對(duì)陸源溶質(zhì)在含水層中遷移過(guò)程的影響。圖3（a）比較了均質(zhì)（工況1）和分層（工況2）含水層中陸源溶質(zhì)擴(kuò)散面積隨時(shí)間的變化。溶質(zhì)擴(kuò)散面積在2個(gè)工況中均呈現(xiàn)出先增大后減小的趨勢(shì)。進(jìn)一步比較2個(gè)工況，發(fā)現(xiàn)分層含水層中的最大溶質(zhì)擴(kuò)散面積大于均質(zhì)含水層中的最大溶質(zhì)擴(kuò)散面積，是由于陸源溶質(zhì)在分層含水層中停留的時(shí)間較長(zhǎng)，進(jìn)而溶質(zhì)擴(kuò)散的持續(xù)時(shí)間也較長(zhǎng)。此外，與均質(zhì)含水層相比，分層含水層中溶質(zhì)擴(kuò)散面積下降至0左右（即完全排出含水層）所需的時(shí)間更長(zhǎng)，而且下降速率更慢。溶質(zhì)擴(kuò)散面積在2個(gè)工況中的比較趨勢(shì)與圖2中所反映的趨勢(shì)一致，進(jìn)一步說(shuō)明弱透水層對(duì)陸源保守型溶質(zhì)在含水層中遷移的阻礙作用。

以持續(xù)注射1 d后飽和帶以及非飽和帶內(nèi)的初始溶質(zhì)量為基準(zhǔn)，刻畫(huà)2種工況下飽和帶與非飽和帶中的溶質(zhì)殘余量的百分比變化。如圖3（b）所示，工況2中弱透水層的阻礙作用使得飽和帶溶質(zhì)量的下降速率遠(yuǎn)低于工況1均質(zhì)含水層中的速率。例如，在第450 d時(shí)，工況1中的飽和帶溶質(zhì)量百分比已趨近于0，而工況2飽和帶中仍有大約70%左右的溶質(zhì)。此外，與分層含水層（工況2）相比，均質(zhì)含水層（工況1）非飽和帶溶質(zhì)殘余量百分比的下降速率呈現(xiàn)先慢后快的趨勢(shì)。但是，在模擬末期（如800～1 000 d），2個(gè)工況中的非飽和溶質(zhì)殘余量百分比十分接近且遠(yuǎn)大于0（18%左右）;這是由于非飽和帶流速極小，溶質(zhì)需要較長(zhǎng)的時(shí)間才能最終完全進(jìn)入飽和帶中。如圖3（c）—3（d）所示，陸源溶質(zhì)的水平方差和垂向方差在均質(zhì)含水層（工況1）中達(dá)到峰值的時(shí)間更快且峰值更高，說(shuō)明弱透水層（工況2）限制了溶質(zhì)在水平方向以及垂直方向的擴(kuò)散范圍和速率，并且弱透水層的限制作用在垂直方向更加顯著。例如，均質(zhì)含水層中垂向方差達(dá)到峰值的時(shí)間為395 d且峰值為16 m2，而分層含水層中這2個(gè)參數(shù)分為別630 d和10 m2（圖3（d））。

進(jìn)一步計(jì)算了溶質(zhì)在含水層-海水界面（圖1中的CDE邊界）釋放通量隨空間和時(shí)間的變化（圖4）。從圖4（a）中可以看出，均質(zhì)和分層含水層中溶質(zhì)在含水層-海水界面的釋放區(qū)域都位于最低潮位與含水層交點(diǎn)處（綠點(diǎn)）的附近。此外，溶質(zhì)釋放區(qū)域的寬度在分層情況下（工況2）更寬，這與圖2所反映出的分層含水層中更寬的淡水排放區(qū)（圖2（j）與圖2（i）對(duì)比）有關(guān)。由于溶質(zhì)的注入量相同，溶質(zhì)通量的峰值在釋放區(qū)域較窄的均質(zhì)含水層中（工況1）更高。圖4（b）所比較的溶質(zhì)釋放通量的時(shí)間變化表明，與分層含水層相比，均質(zhì)含水層中溶質(zhì)釋放的起始時(shí)間更早、持續(xù)時(shí)間更短、通量峰值更高。

2.2 弱透水層敏感性分析

基于分層含水層（工況2）的設(shè)置，通過(guò)改變?nèi)跬杆畬拥乃鲗?dǎo)系數(shù)、厚度以及深度，開(kāi)展敏感性分析，以進(jìn)一步揭示陸源溶質(zhì)在分層含水層中的遷移機(jī)制，各參數(shù)的敏感性分析如下。

2.2.1 弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)變化對(duì)溶質(zhì)遷移的影響

圖5比較了不同弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)情況下陸源溶質(zhì)在分層含水層中的遷移過(guò)程?？梢钥闯?，隨著弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)的減小，非飽和帶內(nèi)溶質(zhì)滯留量顯著增加，并且飽和帶內(nèi)被阻滯在弱透水層中的溶質(zhì)量增多，進(jìn)而使得陸源溶質(zhì)在含水層中的運(yùn)移時(shí)間延長(zhǎng)。當(dāng)弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)足夠小時(shí)（如工況5），潮汐波動(dòng)引起的海水循環(huán)以及上鹽水羽大部分位于弱透水層中，使得溶質(zhì)大都在弱透水層內(nèi)緩慢向海移動(dòng)，從而在含水層中滯留更長(zhǎng)時(shí)間（圖5（c））。

圖6（a）的溶質(zhì)擴(kuò)散面積比較表明，當(dāng)弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)不小于0.01 m/d時(shí)（工況2—工況4），該參數(shù)的降低會(huì)推遲溶質(zhì)擴(kuò)散面積峰值的到達(dá)時(shí)間并減小峰值。雖然工況5（KL=0.001 m/d）中的溶質(zhì)最大擴(kuò)散面積最小，但是達(dá)到最大值的時(shí)間短于其他工況。原因在于工況5中大量溶質(zhì)分布在弱透水層和非飽和帶內(nèi)，無(wú)法運(yùn)移至含水層下部，因此，在內(nèi)陸淡水作用下，弱透水層和非飽和帶之間的溶質(zhì)更快地排入海水。

從圖6（b）可以看出，當(dāng)弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)大于0.001 m/d時(shí)（工況2—工況4），滯留在弱透水層中的最大溶質(zhì)量接近，但水力傳導(dǎo)系數(shù)越低，溶質(zhì)需要更長(zhǎng)的時(shí)間離開(kāi)弱透水層。水力傳導(dǎo)系數(shù)為0.001 m/d的工況5中的最大弱透水層溶質(zhì)量則遠(yuǎn)低于其他工況。圖6（c）和圖6（d）分別比較了不同弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)情況下陸源溶質(zhì)的水平方差和垂向方差隨時(shí)間的變化。結(jié)果表明，弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)的減小會(huì)限制溶質(zhì)在水平方向和垂直方向的擴(kuò)散程度，尤其是在垂直方向。此外，2個(gè)方向上的方差在模擬后期（如1 500～2 000 d）維持在一個(gè)特定值左右，這是由非飽和帶內(nèi)殘余溶質(zhì)所造成。綜上所述，分層含水層中，弱透水層限制溶質(zhì)在重力方向的運(yùn)移，溶質(zhì)在非飽和帶的滯留量增加。這種現(xiàn)象表明，含有弱透水層的濱海含水層非飽和帶更易遭受長(zhǎng)期污染。

2.2.2 弱透水層厚度變化對(duì)溶質(zhì)遷移的影響

圖7比較了不同弱透水層厚度時(shí)陸源溶質(zhì)在含水層中的運(yùn)移過(guò)程。與2.2.1節(jié)中水力傳導(dǎo)系數(shù)的敏感性分析結(jié)果相似，當(dāng)弱透水層的厚度增加時(shí)，由于其低滲透性，溶質(zhì)在含水層中的滯留時(shí)間顯著延長(zhǎng)。例如，第650 d時(shí)，工況6（1 m弱透水層厚度）中溶質(zhì)已基本完全離開(kāi)含水層（圖7（g）），而工況8（8 m含水層厚度）中仍然存在大部分溶質(zhì)（圖7（i））。雖然弱透水層滲透性較低，但當(dāng)其厚度較小時(shí)，進(jìn)入飽和帶的溶質(zhì)能夠在短時(shí)間內(nèi)穿越進(jìn)入下方滲透性較高的含水層區(qū)域，縮短向近海排放的時(shí)間（如工況6）。較厚的弱透水層（如工況8）則覆蓋了溶質(zhì)運(yùn)移范圍，其低滲透性使得溶質(zhì)需要較長(zhǎng)的時(shí)間才能完全排入海水。

圖8的結(jié)果表明，當(dāng)弱透水厚度增加時(shí)，溶質(zhì)擴(kuò)散的最大面積增加并且擴(kuò)散面積下降至0（即完全排入海水中）所需時(shí)間也延長(zhǎng)（圖8（a））。同時(shí)，滯留在弱透水層中的溶質(zhì)量以及溶質(zhì)離開(kāi)弱透水層所需時(shí)間均隨著弱透水層厚度的增加而上升，但是當(dāng)弱透水層達(dá)到一定厚度時(shí)溶質(zhì)量的增加幅度較低（如工況7—工況8，圖8（b））。不同工況中，相近的最大水平方差值，反應(yīng)了弱透水層厚度對(duì)溶質(zhì)在水平方向擴(kuò)散影響較?。▓D8（c））。與水平方差相比，垂向方差在不同弱透水層厚度情況下相差較大（圖8（d）），這是由于溶質(zhì)在較厚弱透水層中垂向運(yùn)移的時(shí)間較長(zhǎng)，而對(duì)于較薄的弱透水層溶質(zhì)則能在較短的時(shí)間內(nèi)穿越進(jìn)入流速較快的區(qū)域并最終排入海水中。

2.2.3 弱透水層深度變化對(duì)溶質(zhì)遷移的影響

從圖9可以看出，當(dāng)弱透水層的深度增加時(shí)，其對(duì)陸源溶質(zhì)遷移過(guò)程的影響逐漸減弱。例如，在第350 d時(shí)，工況9（2 m深度）中仍有許多溶質(zhì)滯留在含水層中，而工況11（6 m深度）中大部分溶質(zhì)已排入海水中。弱透水層滲透性低，則通過(guò)它的內(nèi)陸淡水流量遠(yuǎn)小于通過(guò)其上方和下方的內(nèi)陸淡水流量。當(dāng)弱透水層位置較深時(shí)：首先，溶質(zhì)需要向下運(yùn)移較長(zhǎng)的距離才能到達(dá)弱透水層;其次，弱透水層上方較大的內(nèi)陸淡水流量加快了溶質(zhì)向海側(cè)的移動(dòng);再者，弱透水層對(duì)潮汐驅(qū)動(dòng)的上鹽水羽中的海水環(huán)流影響較弱。因此，陸源溶質(zhì)在弱透水層較深的含水層中的滯留時(shí)間較短。

與水力傳導(dǎo)系數(shù)和厚度相比，弱透水層深度的變化對(duì)陸源溶質(zhì)最大擴(kuò)散面積以及溶質(zhì)運(yùn)移時(shí)間的影響相對(duì)較弱（圖10（a））。同時(shí)，弱透水層越深，滯留在其內(nèi)部的溶質(zhì)量越小，到達(dá)最大滯留量的時(shí)間越長(zhǎng)，且滯留量下降至0所需的時(shí)間越短（圖10（b））。此外，對(duì)比圖10（c）和圖10（d），發(fā)現(xiàn)弱透水層深度增加之后對(duì)溶質(zhì)水平方向擴(kuò)散的影響較小，而對(duì)垂向擴(kuò)散的促進(jìn)作用則較明顯。原因在于弱透水層深度增加后，溶質(zhì)水平擴(kuò)散主要受到內(nèi)流淡水流量的影響，并且削弱了其低滲透性對(duì)溶質(zhì)垂向擴(kuò)散的阻礙作用。

2.3 討" 論

近年來(lái)，濱海含水層的地下水動(dòng)力和溶質(zhì)運(yùn)移過(guò)程一直是國(guó)內(nèi)外學(xué)術(shù)界的研究熱點(diǎn)［2，10，24］。但是，陸源溶質(zhì)在受潮汐作用的濱海含水層中的遷移規(guī)律尚缺乏認(rèn)識(shí)，本文的研究結(jié)論一定程度上能夠促進(jìn)人們對(duì)海岸帶地區(qū)復(fù)雜地下水文過(guò)程的了解。

（1） 弱透水層延長(zhǎng)了陸源溶質(zhì)在含水層中的滯留時(shí)間，意味著反應(yīng)型溶質(zhì)的生物地球化學(xué)反應(yīng)持續(xù)時(shí)間在分層含水層中將延長(zhǎng)。Xiao等［25］在中國(guó)大亞灣的砂質(zhì)濱海含水層開(kāi)展現(xiàn)場(chǎng)監(jiān)測(cè)，發(fā)現(xiàn)含水層中的反硝化作用導(dǎo)致了氮素的流失。根據(jù)本文研究發(fā)現(xiàn)，在分層含水層中，反硝化作用將持續(xù)更長(zhǎng)時(shí)間。

（2） 弱透水層還將促進(jìn)濱海含水層中的化學(xué)反應(yīng)強(qiáng)度。弱透水層限制了陸源溶質(zhì)的向下移動(dòng)并且增大了其最大擴(kuò)散面積，表明分層含水層中溶質(zhì)與高含氧量海水的接觸面積和反應(yīng)范圍將更大［12］。

（3） 弱透水層改變了陸源溶質(zhì)向海排放的速率和范圍，相關(guān)結(jié)論將有助于指導(dǎo)野外監(jiān)測(cè)設(shè)備的部署。例如，陸源溶質(zhì)在分層含水層中的排放區(qū)域更寬，因此，在分層含水層開(kāi)展野外監(jiān)測(cè)時(shí)需要部署更多的設(shè)備以更準(zhǔn)確地測(cè)量溶質(zhì)排放通量。

（4） 本文研究存在一些局限性，例如，忽略了變密度溶質(zhì)以及溶質(zhì)釋放位置的變化，未考慮波動(dòng)周期更長(zhǎng)的大小潮，忽略了內(nèi)陸淡水流量的季節(jié)性變化等［26-27］。這些被忽略的因素將使得陸源溶質(zhì)在分層含水層中的遷移過(guò)程更為復(fù)雜，需要在以后的研究中考慮這些因素，以更深入地認(rèn)識(shí)濱海含水層中的地下水動(dòng)力和溶質(zhì)遷移機(jī)理。

3 結(jié)" 論

基于合理概化的二維含水層斷面，本文采用地下水軟件SUTRA-MS探究了陸源溶質(zhì)在受潮汐影響的分層含水層中的運(yùn)移特征。主要結(jié)論如下：

（1） 與均質(zhì)含水層相比，分層含水層中弱透水層的存在會(huì)顯著延長(zhǎng)陸源溶質(zhì)在含水層中的運(yùn)移時(shí)間，增加陸源溶質(zhì)在非飽和帶中的滯留量，加大溶質(zhì)的最大擴(kuò)散面積，減弱溶質(zhì)在水平方向和垂直方向的擴(kuò)散程度。

（2） 弱透水層能夠降低溶質(zhì)在含水層-海水界面的最大排放通量，使得溶質(zhì)的排放區(qū)域變寬，并延長(zhǎng)溶質(zhì)排放的持續(xù)時(shí)間。

（3） 敏感性分析結(jié)果表明，弱透水層水力傳導(dǎo)系數(shù)和厚度對(duì)溶質(zhì)擴(kuò)散面積、弱透水層內(nèi)溶質(zhì)殘余量、溶質(zhì)水平擴(kuò)散程度以及垂向擴(kuò)散程度等方面的影響較顯著，而弱透水層深度對(duì)這些指標(biāo)的影響則相對(duì)較弱。

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Study on the transport of land-derived solutes in coastal stratified aquifers

The study is financially supported by the National Key Ramp;D Program of China （No.2021YFC3200503） and the National Natural Science Foundation of China （No.42277416）.

SHEN Chengji1，LI Shichang1，BU Jiandong2，ZOU Yongqing3，LU Chunhui4，5

（1. College of Harbour，Coastal and Offshore Engineering，Hohai University，Nanjing 210098，China;

2. Nanjing Hydraulic

Research Institute Survey and Design Co. Ltd，Nanjing 210029，China;

3. Beijing Yubing Hydraulic Survey Planning

Design Co. Ltd，Beijing 100048，China;

4. Yangtze Institute for Conservation and Development，

Nanjing 210098，China;

5. The National Key Laboratory of Water Disaster

Prevention，Hohai University，Nanjing 210098，China）

Abstract：To better protect coastal water environment and water ecological functions，it is imperative to explore the transport mechanism of land-derived solutes in coastal stratified aquifers.This study constructed a 2-D numerical model of a coastal stratified aquifer，used groundwater software SUTRA-MS to simulate and analyze the transport characteristics of land-sourced solutes in a tide-influenced coastal stratified aquifer.The results show that：① Compared to a homogeneous aquifer，the presence of a low-permeability layer would prolong the residence time of solute plume，increase its maximum spreading area，and weaken its degree of horizontal and vertical spreading.② A low-permeability layer can reduce the maximum discharge rate of land-derived solute plume and increase the discharge duration.③ The hydraulic conductivity and thickness of low-permeability layer exerts more significant influences than the depth on the spreading area，residual mass within the low-permeability layer，and horizontal and vertical spreading of the solute plume.

Key words：solute transport;tides;low-permeability layer;stratified coastal aquifers;numerical simulations;coastal areas