土壤滲水實驗裝置圖

❶ 在做三種土壤滲水性的實驗中需改變的條件是什麼不變的條件有什麼什麼什麼什麼

沒有需要改變的條件，不用改變的條件有：加入的水量、土壤的量、開始倒水的時間、倒水的速度、實驗環境等。
實驗步驟：1、取三個同樣大小的透明塑料瓶，去掉底部，用紗布蒙住瓶口，紮好，倒立在支架上，在瓶口下面放一隻同樣大小的燒杯。2、向三個瓶中分別裝進同樣多的沙質土、黏質土和壤土，並同時倒入同樣多的水。3、對三隻燒杯收集到的從瓶中滲出的水，進行比較。

❷ 圖1是某位同學做得有關「探究土壤濕度對鼠婦分布的影響」的實驗裝置圖．實驗過程是：將20隻鼠婦放入此裝

（1）將10次統計的濕土和干土中得鼠婦個數所佔總數的百分比按照觀察次數依次找出對應點如圖，然後分別用曲線在圖2的坐標圖上連線即可．
（2）從曲線上反映出鼠婦在實驗數據顯示鼠婦大都集中在濕土的一側，而乾燥的土壤中鼠婦很少，故土壤的濕度會影響鼠婦的生活．
（3）在實驗裝置中設置干土的目的是起到對照的作用．
故答案為：（1）如圖所示：a曲線代表濕土中鼠婦的個數占總數的百分比；b曲線代表濕土中鼠婦的個數占總數的百分比．
（2）適於生活在潮濕的土壤里．
（3）對照

❸ 滲水試驗

滲水試驗是一種在野外現場測定包氣帶土（岩）層垂向滲透性的簡易方法。在研究大氣降水、灌水、渠水、暫時性表流對地下水的補給量時，常需進行此種試驗。

試驗方法主要有試坑法、單環法和雙環法，其中，前兩種方法多用於粗粒岩石和砂性土，後一種方法主要用於粘性土和其他鬆散岩層。

（1）試坑法：其方法是在試驗層中開挖一個截面積不大（0.3～0.5m²）的方形或圓形試坑，不斷將水注入坑中，並使坑底的水層厚度保持一定（一般為10cm 厚，圖5-11），當單位時間注入水量（即包氣帶岩層的滲透流量）保持穩定時，則可根據達西滲透定律計算出包氣帶土層的滲透系數（K），即：

圖5-11 試坑滲水試驗示意圖

圖5-12 雙環法試坑滲入試驗裝置圖

1—內環；2—外環；3—自動補充水瓶；4—水量標尺（單位為m）

由於水體下滲時常常不能完全排出岩層中的空氣，對滲水試驗結果有一定影響。

❹ 水文因素（水、土相互作用模擬實驗）

土地是岩溶生態系統的重要組成部分，它提供植物生長所需的水分、營養元素等物質條件和環境，土地質量對岩溶生態系統有顯著的制約作用。岩溶地區的土地資源相對非岩溶地區來講，具有數量少和分布不集中的特點。再加上岩溶區山高坡陡，水土流失嚴重，以及旱澇災害頻繁，使得岩溶區的土地資源更顯珍貴。合理利用有限的土地資源已成為保護岩溶生態環境、實現可持續發展當務之急。為了解決岩溶區普遍存在的乾旱缺水問題，各地都在研究開發岩溶地下水或者其他類型的水資源，利用岩溶地下水解決農田灌溉雖能滿足作物需水量，但岩溶水是Ca、Mg-型水，且地下水水溫在當地年平均氣溫上下變化，這種水對土壤有什麼影響還不清楚。外源水也是岩溶區比較常見的一種水資源，這種水固形物低，pH值低，使用它灌溉會對土壤有何影響?要先回答這些問題，才能更好地、合理地利用岩溶水和外源水資源。為了探討這個問題我們設計了以下模擬實驗。

3.2.3.1 材料和方法

（1）實驗材料

土壤：石灰土采自桂林岩溶試驗場，成土母岩為泥盆系融縣組灰岩。紅壤取自雲南省石林風景區，成土母岩是峨眉山玄武岩。土壤化學成分見表3-6。

表3-6 實驗用土壤主要化學成分（w_B/%）

人工降水：岩溶水取自桂林朝陽鄉雍家村峰叢窪地中的表層岩溶泉。外源水取自桂林附近堯山上的天賜泉。兩種水水化學分析結果見表3-7。

表3-7 實驗用水的主要離子成分及相關指標（ng·L^-1 ）

石灰岩：採用桂林英山融縣組石灰岩，石灰岩粉碎成1～2cm的顆粒，並清洗備用。

（2）實驗裝置

用直徑為20.5cm的PVC管截取成35cm和65cm高的圓桶，在桶的一端用15cm寬的塑料板將其分成等體積的兩個半圓，再將此端焊接在一塊塑料板上，並確保接縫處緊密而不漏水，同時在塑料板上焊接兩個水龍頭，用來釋放土壤溶液（圖3-21）。

（3）實驗方法

在兩個水龍頭處放上透水石，在圓桶底部擋板的一側放10cm厚的石灰岩顆粒，然後分別填上20cm和50cm的石灰土或紅壤（沒有放岩石的一側土壤厚度為30cm和60cm）。實驗設置了6種處理：

A——20cm紅壤澆灌岩溶水；

B——20cm紅壤澆灌外源水；

C——20cm石灰土澆灌岩溶水；

D——20cm石灰土澆灌外源水；

E——50cm紅壤澆灌外源水；

F——50cm石灰土澆灌岩溶水。

第一天各土柱澆灌相同體積的水，第二天收集水樣、分析，由於實驗過程中的意外，實驗處理B部分數據未能獲得。實驗在室內進行，時間為2002年7月17日至9月28日，實驗期間室內氣溫30～22℃。

圖3-21 實驗裝置示意圖

（4）分析方法

Ca²⁺、濃度使用德國產的 Calcium Test和Alkalinity Test測試盒現場測量；

pH值、水溫、電導率用德國產的Mutiline P-3；

氣溫用水銀溫度計；土壤溶液體積用量筒。

3.2.3.2 結果與分析

（1）Ca²⁺動態

Ⅰ.外源水加速土柱Ca²⁺的淋出量和速率

各種處理Ca²⁺淋洗的強度變化具有類似的現象，第一次淋洗出Ca²⁺的量都遠遠高於以後的濃度，這是因為土壤在失去水分後土壤溶液中的溶質並沒有隨水一起散失，而是吸附在土壤膠體表面上，加入水後，溶質重新擴散到水中，再加上在乾燥的土壤上加水，許多水分子被土壤顆粒吸附後變成不流動的水膜，流出來的水量比較小，就這樣造成第一次淋洗Ca²⁺濃度特別高的情況。在隨後的一次或幾次淋洗中Ca²⁺的淋出量都有較大幅度的降低，說明以前殘留的Ca²⁺吸附力弱，容易解吸到水中。此後，Ca²⁺濃度又逐漸升高，基本上在實驗的第15d達到峰頂位置。Ca²⁺濃度峰值的出現與土壤在實驗前受到擾動有關。擾動土壤使膠粒外表面發生變化，原來被膠體牢固吸附的非活性補償離子層可能變成擴散離子層，導致擴散離子的增加，從而在淋洗開始階段形成一個高峰。

隨後Ca²⁺的濃度變化分為兩種情況（圖3-22），一種是不斷下降型，比如B、D、E、F土柱；一種是穩定型，比如A、C土柱。出現這種現象的原因是採用不同的灌溉用水。用外源水灌溉的B、D、E土柱都屬不斷下降型，用岩溶水灌溉的A、C土柱都是穩定型。F土柱屬下降型的原因是它體積大，擴散層吸附的離子數量多，釋放過程比20cm土柱要長，岩溶水的影響退居次要地位。各土柱淋出的Ca²⁺濃度在開始階段區別明顯，高低順序為F＞E＞C＞D＞A＞B，然後差別漸漸變小。體現體積大的土壤離子交換量大。計算各土柱Ca²⁺的改變數發現（表3-8），在灌溉用水體積和淋出溶液體積基本相同的情況下，岩溶水灌溉的土柱（A、C、F）Ca²⁺改變數比外源水灌溉的土柱（D、E）小得多。E、F土柱由於土壤厚度大，Ca²⁺的改變數比A、C、D土柱要大。從此可以得到以下結論：外源水比岩溶水更有利於土壤鹽基離子的淋失。可以預測，如果土壤得到外源水不停地淋洗，土壤的鹽基飽和度會下降；而岩溶水可以補充鹽基離子，對離子的淋洗具有一定的緩和作用。

表3-8 各土柱灌溉引起的Ca²⁺改變數

圖3-22 各土柱Ca²⁺淋失動態

Ⅱ.外源水對土下碳酸鹽岩的溶蝕能力更強

同一土柱淋出溶液的Ca²⁺、濃度差比較復雜，並非體現了土壤水的溶蝕能力。比如A土柱，有墊層和無墊層情況Ca²⁺濃度變化規律是一致的。在高峰階段Ca²⁺濃度有墊層的比沒有墊層的高，然後出現相反的現象，最後還是有墊層的較高。兩邊的變化規律相同，有墊層的一邊在開始階段濃度大於無墊層一邊，後來兩邊的濃度趨於相同。C土柱在Ca²⁺濃度曲線高峰階段兩邊幾乎相等（圖3-23），高峰過後，二者的差距逐漸拉開，有墊層的一邊大於無墊層一邊。濃度的變化與 Ca²⁺相似，不同的是在高峰階段有墊層的一邊反而小於無墊層一邊。有墊層的一半，由於碎石之間的空隙比較大，降水更快地下滲到墊層中，墊層中的溫度平均比無墊層的高0.3℃，有墊層一邊的淋出液pH值平均為7.35，無墊層的一邊pH值為7.74。這些因素的差別都會引起離子交換量的不同，所以Ca²⁺濃度的差異並不僅僅是溶蝕作用引起的。但在各土柱淋溶的最後階段，有墊層的一邊都大於無墊層的，這反映溶蝕作用是存在的。A、C、D、E、F土柱兩邊淋出Ca²⁺的差別列入表3-9，差別最大的是F土柱，其次為D土柱，最小的是A土柱，C土柱差別小於D土柱，說明外源水經過與土壤的相互作用後，溶蝕能力還是大於岩溶水。

圖3-23 A、C土柱有、無墊層的兩邊Ca²⁺、濃度變化比較

表3-9 各土柱溶蝕量

由於在開放的狀態下，CO₂-H₂O-CaCO₃三相不平衡系統與空氣中的CO₂之間要達到新的平衡，所以岩溶水Ca²⁺、在實驗過程中不斷的變化（圖3-24，圖3-25）。剛取的岩溶水Ca²⁺、濃度最高，以後迅速的降低。但岩溶水的這種變化並沒有影響到淋洗出溶液的變化，這是因為土壤對Ca²⁺、具有調蓄的能力，當岩溶水Ca²⁺、較高時，土壤就會吸收一部分離子，當Ca²⁺、離子濃度較低時，土壤釋放離子。土壤的這種調蓄能力可能與土壤穩定的CO₂ 濃度有關，因為當CO₂ 濃度保持穩定時，在水分條件不變的情況下CO₂ -H₂ O-CaCO₃ 三相不平衡系統會對外界的影響做出反應，從而保持在一種平衡狀態。

圖3-24 A土柱土壤淋溶液和降水Ca²⁺濃度變化對比

圖3-25 岩溶水淋溶紅壤時土壤溶液濃度變化

（2）動態

Ⅰ.不同水質對土柱淋出的影響

石灰土和酸性土淋洗出濃度變化具有不同的規律（圖3-26）。石灰土不論是用外源水還是用岩溶水淋洗，在開始階段有一個高峰出現，在外源水灌溉條件下，高峰後濃度呈不斷下降的態勢（D土柱），在岩溶水灌溉條件下，峰值過後濃度下降到某一數值後開始保持穩定。例如，C土柱濃度穩定在3mmol/L左右，F土柱保持在4 mmol/L左右。酸性土也不論是外源水灌溉還是岩溶水灌溉，濃度在開始經歷了一個上升階段後開始保持穩定。例如A、E土柱濃度保持在3.5 mmol/L左右。石灰土淋出的溶液濃度有一個峰，這與Ca²⁺類似，不同的是酸性土淋出的Ca²⁺也有一個峰，原因可能是石灰土和酸性土對 Ca²⁺等陽離子的吸附方式相同，對等陰離子的吸附方式不同。計算各土柱的變化量發現（表3-10），A土柱對是吸收的，其他土柱排放，排放量較大的是用外源水灌溉的D、E土柱，較小的是岩溶水灌溉的C、F土柱，說明外源水對的淋洗能力比岩溶水強。同樣是岩溶水灌溉的A、C土柱對的吸收情況相反。

表3-10 各土柱的變化量

Ⅱ.碳酸鹽岩下墊層對土柱淋出的影響

同一土柱有、無碳酸鹽岩墊層的兩種情況淋出的差異的規律是：酸性土不論是哪種水灌溉，兩種情況淋出的濃度都是逐漸增大後保持穩定，在濃度增大階段，有碳酸鹽岩墊層的濃度比無碳酸鹽岩墊層的大，可能是因為在這個階段的濃度低，溶液具有繼續溶蝕的能力。在穩定階段，已經升高到在現有CO₂分壓下溶液不再具有溶蝕能力的程度，所以兩者基本相同。石灰土在高峰階段有碳酸鹽岩墊層的濃度比無碳酸鹽岩墊層的低，高峰過後，有碳酸鹽岩墊層的濃度比無碳酸鹽岩墊層的高，這是因為，在高峰階段，的主要來源是土壤，有墊層的一半的土壤比無墊層的少，並且濃度太高，溶液基本無溶蝕能力，導致濃度較低，高峰後，濃度降低，開始對墊層產生溶蝕，因此導致有墊層的濃度較高。

圖3-26 各土柱淋洗溶液濃度變化規律

（3）電導率動態

電導率的變化與Ca²⁺相似（圖3-27），說明Ca²⁺在淋出溶液中佔主要地位。所有的曲線都是第一次淋出溶液電導率非常高，然後都出現一個高峰，對於無墊層的情況，峰值最大的是F土柱，最小的是A土柱。高峰過後曲線保持穩定或下降。A、C土柱灌溉的是岩溶水，Ca²⁺和可以從水中得到補充，因此電導率保持穩定，F土柱雖然灌溉的也是岩溶水，但是由於淋洗出的離子濃度大，即使有補充也不能保持平衡，D、E土柱用外源水灌溉，土壤吸附的離子不斷被淋失。

圖3-27 各土柱淋洗溶液電導率變化規律

（4）pH值的變化

各土柱淋出液的pH值相差不大，基本上在7.6～8.0之間波動，顯示土壤溶液偏鹼性（圖3-28）。澆灌的岩溶水pH值平均為7.72、外源水的pH值為6～7。試驗結果顯示，岩溶水澆灌不會引起土壤酸鹼性的顯著變化，而外源水澆灌，土壤淋出液的pH值升高，電導率增大，土壤鹽基離子淋失，增加土壤酸性，但短時間內，土壤pH值變化不大。

圖3-28 各土柱淋洗溶液pH值變化規律

3.2.3.3 幾點認識

（1）外源水對土柱的淋洗作用更強

外源水對石灰土和紅壤具有強烈的淋溶作用，淋溶前後外源水的物質成分與性質發生了很大的變化。石灰土和紅壤淋溶作用發生後外源水Ca²⁺濃度由3.09mg/L平均分別升高到71.4 mg/L、61.9 mg/L，濃度由6.24 mg/L平均升高至201.2 mg/L、127.9 mg/L，電導率由14μs/cm平均升高至374.2μs/cm、301.9μs/cm，外源水對石灰土的淋洗強度大於紅壤，因為不論是Ca²⁺、還是電導率，石灰土淋溶溶液都大於紅壤。這說明石灰土吸附的 Ca²⁺、比紅壤多，且容易發生離子交換吸附。石灰土、紅壤 Ca²⁺、淋溶曲線具有相似的變化規律，說明離子交換吸附的機理相同。石灰土和紅壤的淋溶溶液pH值由6.67升高至7.70和7.74，說明H⁺與其他陽離子發生交換，降低了土壤的鹽基飽和度。

（2）岩溶水淋洗下土壤性質的變化

在Ca²⁺濃度出現高峰的階段，石灰土淋溶溶液Ca²⁺濃度大於紅壤淋溶溶液，在高峰過後至實驗結束前，紅壤淋溶溶液Ca²⁺濃度大於石灰土，在實驗結束時，二者趨向相同。但最終石灰土淋出Ca²⁺比紅壤稍微大一點，濃度和電導率變化具有與Ca²⁺類似的現象，這說明對岩溶水來講，石灰土和紅壤離子交換機理是不一樣的。最終紅壤對是吸附的，對Ca²⁺是解吸的，石灰土的Ca²⁺、在岩溶水淋溶下是流失的，這說明紅壤本身也吸附大量的Ca²⁺，吸附的量較少。

（3）岩、土界面離子交換

岩、土界面環境與土壤環境有區別。一個土柱用一塊板分隔成兩半，一邊是岩、土相接觸的環境，一邊是純粹的土壤環境。兩種環境在空隙體積、溫度、pH值上不同，這種差別會導致離子交換的不同。如果單純地將土柱兩邊淋出Ca²⁺的量差當作是溶蝕作用引起的，那麼，外源水對石灰土下墊層的溶蝕能力強於岩溶水。

（4）土壤厚度對離子交換的影響

土壤厚度增加會引起離子交換量的增加。使用同樣體積的岩溶水淋溶C、F土柱，結果F土柱Ca²⁺的變化量是C土柱的8倍，的變化量是C土柱的4.4倍。