土柱淋溶实验装置

㈠ 生物因素

3.2.4.1 土壤微生物新陈代谢动态特征及对岩溶生态系统的驱动作用（桂林岩溶试验场的野外定位监测）

桂林岩溶试验场是一典型的峰丛洼地，地处亚热带季风区，多年平均气温18.8℃，多年平均降雨量为1915.2mm，降雨分配不均匀，4～8月的总降雨量占全年降雨量的70.32%，9月至次年3月的降雨占全年的29.68%。构成场区峰丛洼地的岩溶地层为上泥盆统融县组（D₃r），主要岩石成分为浅灰色至白色致密质纯中厚层泥亮晶颗粒石灰岩。场区第四纪的地层，主要是残坡积层，以灰褐色、棕褐色、棕色石灰土为主。在山体的上部土壤稀薄，山坡土壤较厚，可达1～1.5m，洼地中的土壤层厚可达5～6m，土壤覆盖率约为30%。用简易比重计法测得坡地土壤质地如表3-11。

表3-11 桂林岩溶试验场坡地土壤不同层位的质地（w_B/%）

场区覆盖次生灌丛群落，树高2～2.5m，多刺、叶革质及小叶型，表现出喜钙和耐旱性。主要树种有石山樟、广西芒林、黄荆、火棘、竹叶椒、穿破石、云石、石岩枫、崖棕、石山巴豆、南天竹、水竹、杨奶、九龙藤、桂林紫微、苞茅、零余薯。覆盖度为60%～80%。

为了揭示土壤微生物活动与岩溶生态系统运行之间的关系，除了对气温、降雨进行了动态监测外，还选择了土壤微生物的新陈代谢指标及岩溶发育强度指标进行了监测。土壤微生物的新陈代谢指标为：土壤剖面中CO₂浓度、土壤呼吸、土壤微生物量碳、土壤水溶性有机碳；岩溶发育强度指标为土下碳酸盐岩溶蚀速率。其监测的方法：

土壤剖面中CO₂浓度：用自制的土壤CO₂采集装置（何师意，1997），监测用日本Gestec公司产的Gastec真空泵和专制的CO₂测试管，观测周期为每月1次；

土壤呼吸：碱吸收法测试土壤呼吸速率（AL 佩奇等，1991）；

土壤微生物量碳、土壤水溶性有机碳：按深度0～20cm、20～50cm每月取土样，在冰箱中保鲜；土壤微生物量用氯仿-熏蒸-培养提取法（Vance E D et al.，1987）；土壤水溶性有机碳用总有机碳分析仪（鲁如坤，1999）；

碳酸盐岩溶蚀率：用标准溶蚀试片观测岩石溶蚀速率。

（1）土壤微生物量碳的月动态

土壤微生物是陆地生态系统中重要的组成部分，在其生命活动过程中，不断同化环境中的碳，同时又向外界代谢释放不同形态的碳成分，因此，微生物调控着土壤环境中的碳循环和生物有效性营养成分的供给，从而与陆地生态系统的初级生产力密切相关（Jenkison D S et al.，1992；Zak D R et al.，1990）。在以往的研究中，人们关注了陆地生态系统类型（森林、草地）、农田耕作措施（Salinas-Garcia J R et al.，1997）、管理模式的差异对土壤微生物量的影响。而对岩溶动力系统中土壤微生物的生态观测及其代谢产物CO₂、DOC（溶解有机碳）对岩溶生态系统的驱动关注不够。

从微生物量碳的月变化（以垭口土壤深度0～20cm的土壤微生物量碳为例）（图3-29）看，土壤微生物量碳与气温动态呈显著的负相关，即土壤微生物量在炎热的夏季出现最低值（304mg/kg），而在寒冷的冬季土壤微生物量碳出现最高值（1110.64mg/kg）。从图上看微生物量碳与降雨之间似乎没有明显的对应关系。对这一现象的正确认识，将是对土壤环境中生物驱动岩溶发育机理认识的深入。

图3-29 桂林岩溶试验场垭口0～20cm土壤微生物量碳的动态与气温、降雨间的关系

Ⅰ.土壤微生物的基本特征

土壤微生物是土壤环境中极为活跃的活性组分，尽管其含量仅为土壤有机碳的1%～4%，但土壤微生物具有极高的繁殖能力和极短的生命周期，在良好的条件下，细菌的生命周期仅为20～30min，真菌只需几个小时就可以更新一代，伤亡的微生物体是新生微生物最好的营养物质来源，也最易被分解成终极产物CO₂（Marumoto T，1984），因此，有理由认为伤亡的微生物体是土壤呼吸产生CO₂的重要源之一。在影响土壤微生物量动态变化的因素中，温度是主要的（Grisi B，1998），同时土壤的干湿交替是加速土壤微生物量循环速度的重要动因（McGill W B et al.，1986；Ross D J，1987），因为大多数土壤微生物无法适应低的土壤湿度（Reid D S，1980）。由此可以认为土壤微生物是土壤环境中物质循环的“不断更新的动态驱动器”。“不断更新”是指土壤微生物体的生命周期极短，老的微生物体不间断地被新的微生物体所取代；“动态驱动器”是指微生物是土壤环境中有机质（包括微生物体本身）分解产生代谢产物的直接驱动力，而且活的微生物群也处于不断的变化之中。

Ⅱ.对土壤微生物量碳在夏季出现最低值、冬季出现最高值的理解

在冬季，虽然温度偏低，降雨量偏少，但低的蒸发量，能够保持土壤有较高的土壤湿度，同时土壤的干湿交替发生的频率亦很小，使得土壤微生物量的周转速率降低，周转周期变长，土壤微生物量得以累积，此其一；其二，进入秋冬季，枯枝落叶增加，新鲜有机质的输入，能刺激微生物量的增加，¹⁴C标记示踪技术，揭示了植物残体在土壤中的分解首先转移到微生物体内（Van Gestel et al.，1993）。

（2）土壤微生物量碳与土壤呼吸、土壤溶解有机碳之间的关系

Ⅰ.土壤呼吸的月动态

土壤呼吸是指土壤中活的、有代谢作用的实体，在代谢过程中吸收氧和释放CO₂的强度。它有两个来源。生物来源：土壤微生物、土壤植物根系、土壤原生动物的呼吸；非生物来源：土壤环境中有机碳的化学氧化作用。在这些来源中土壤微生物的呼吸是主要的（郑洪元，1996），因此，土壤呼吸强度能反应土壤中有机质的分解，以及土壤有效养分的状况。很早就有人将它作为土壤微生物总的活性指标及作为评价土壤肥力的指标之一（李振高，2000）。在岩溶地区土壤生态系统中，土壤呼吸产生CO₂以及CO₂在土壤中的迁移，不仅与全球碳循环密切相关（Rattan Lai，1999；Wallace S B，et al.，1991），而且在岩溶地区，可使近地面CO₂产生高浓度，促进岩溶发育（Liu Zaihua，2000；曹建华等，1999）。

图3-30 桂林岩溶试验垭口土下20cmCO₂浓度、土壤呼吸排放速率动态与降雨、气温的关系

土壤呼吸排放的时间动态可分成3个不同的阶段（图3-30）：①从3月至8月1日前，随着气温的升高，降雨的增加，土壤呼吸强度渐次增加，由4月6日的103.56mgCO₂/m²·h增至7月1日的229.52mgCO₂/m²·h、7月23日的181.94mgCO₂/m²·h。换一个角度看就是随气温和降雨的增加，刺激土壤生物活性的增强，导致土壤呼吸的增加。②进入8月份，虽然气温维持在较高的水平，但土壤呼吸强度高低不定，尤其是9月土壤呼吸在9月6日为181.94mgCO₂/m²·h，9月25日即降为134.35 mgCO₂/m²·h，至10月26日又升至158.61mgCO₂/m²·h，这一极大的反弹现象与降雨的分配不均有关：在9月25日前1个月内降雨量仅3.9mm，而9月26日至10月26日的降雨量259.4mm，在此期间气温则由9月25日的日平均气温26.9℃降为10月26日的20.3℃。③11月份以后，随气温的下降，降雨量偏少，但分布大致均匀，土壤呼吸持续降低，下降的趋势持续到2月。土壤呼吸排放速率最高值出现在7月1日，为229.52mgCO₂/m²·h，最低值出现在2月22日，为41.05 mgCO₂/m²·h。从以上的分析结果看，土壤呼吸与月平均气温、月降雨都成正相关关系，与气温之间的关系更为明显（图3-31）。

图3-31 桂林岩溶试验场土壤呼吸速率与气象之间的关系

Ⅱ.土壤呼吸与土壤剖面中CO₂分压之间的关系

土壤呼吸排放与土壤剖面中的CO₂分压存在着明显的正相关关系，其相关系数为r=0.74（图3-32）。从上文可知土壤呼吸是一个地区土壤微生物新陈代谢排放、植被根系呼吸排放、土壤动物呼吸与土壤有机碳的氧化生成CO₂的综合反应指标，因此，土壤呼吸可用来指示区域性的生物活动强度。岩溶在土壤环境中最为活跃，且与土壤环境中的CO₂分压存在着密切的关系。这就建立起岩溶生态系统的运行与生物活动之间的桥梁。

图3-32 土壤呼吸与土壤剖面中CO₂浓度之间的相关分析（CC=74.97SR+4190.8，r²=0.5476）

（3）土壤DOC的月动态

土壤环境中的水溶性有机碳既是微生物分解有机质的代谢产物，又是微生物生长能量的重要来源（Kalbitz K et al.，2000）。根据前人的研究，微生物活性在10℃以上随温度增高而增强，在25～35℃间达到最强（Paul E A et al.，1989）。另外，微生物活动与土壤湿度关系密切，随着土水势的增加，微生物的活性减弱，当土壤水分含量相当于田间持水量时，微生物活性最强。一般而言，真菌通常比细菌更能适应于较低的温度条件，由于真菌的好气性使真菌也主要分布在土壤的浅表层；同时真菌也比细菌更能耐受高的土壤水势（Salinas-Garcia J R et al.，1997）。在对水溶性有机碳贡献中，细菌主要贡献的是挥发性组分，真菌主要贡献非挥发性组分（A D 麦克拉伦等，1984）。从图3-33看，土壤水溶性有机碳的变化有3个不同的阶段：

1）3～7月，土壤水溶性有机碳的变化与土壤呼吸排放CO₂速率保持着相同的升高趋势。

2）8～11月，气温保持在较高的水平，但降雨量偏低，土壤容易干燥，而大部分微生物难以耐受土壤干燥，因而，土壤微生物活性极大地减弱，结果是土壤呼吸、土壤水溶性有机碳随之降低。这里需要说明的是，9月27日～10月26日之间，降雨259 mm，刺激了微生物的大量繁殖，土壤呼吸速率出现一个反弹，而水溶性有机碳却出现全年的最低值，导致这一现象产生的可能原因是：长时间土壤干燥后的降雨，雨水的淋溶作用要强于微生物代谢产生水溶性有机碳的速率。

图3-33 土壤微生物量碳与DOC、土壤呼吸之间的关系

3）11月至次年的2月，随温度的降低，微生物活性逐渐降低，在土壤呼吸速率持续降低的同时，水溶性有机碳升高。

影响土壤水溶性有机碳赋存、迁移的因素很多，Kalbitz K et al（2000）在对总结性论文“Controls on the Dynamics of Dissolved Organic Matter in Soils：A Review”中将影响DOC形成、迁移、演变的因素归纳为23种，其中包括了：枯枝落叶的输入量、土壤有机质的含量、土壤有机质的C ∶N比率、生长其上的森林群落类型、真菌群落在微生物群落中发挥的作用、土壤中Fe、Al氧化物、氢氧化物和粘土矿物的含量、土壤pH值、盐基饱和度、硫酸盐、磷酸盐、多价阳离子、温度、干湿交替、水文状况、冻融（雪融）交替、N沉降、有机肥料等。本书认为对于一个相对稳定的生态系统而言，影响土壤水溶性有机碳动态的因素主要有：

1）温度：如果仅从结果看，土壤水溶性有机碳与温度的关系有相反的结果，一是在较冷的条件下，DOC含量更高（Piao H C，et al.，2000；He Z L，et al.，1994）；二是DOC含量在冬季高于夏季（Ross D J，et al.，1981；Dalva M et al.，1991；Tipping E C et al.，1999）。如果考虑到降雨的淋洗和稀释过程，这一相反的现象就比较容易理解。从表层土壤中DOC含量高于底层土壤DOC含量的事实，可以认为微生物活性高，有利于DOC的产生。因此作者认为，DOC在土壤中的发生量是与温度成正比，除非有机能源供给不足和受水文条件的影响。

2）土壤湿度：频繁的土壤干湿交替是土壤DOC含量增加的动因（Haynes R J et al.，1991；Lundquist E J et al.，1999）。其理由是：干旱引起微生物活性降低，分解能力下降，由于微生物无法耐受土壤干燥，致使土壤微生物大量伤亡，微生物的代谢产物可在土壤中累积，微生物对土壤中DOC的利用同化亦减少，这些过程都有利于土壤在再次湿润时产生高浓度的DOC。因而，在暴雨初始阶段往往可以测得土壤DOC的高含量（Easthouse K B et al.，1992）。但在降雨量过大，水体的物理淋洗稀释效应强于微生物产生DOC的能力，将会导致DOC浓度的降低。

3）微生物群落的组成及变化：在土壤微生物群落中，Guggenberger et al.（1994）和Mooller et al.（1999）认为与其他微生物群落相比，真菌群落在DOC产生中发挥更重要的作用，一方面真菌分解有机物过程中通常是不完全降解，即产生大量小分子的有机化合物，使土壤中的DOC含量增加。另外，真菌比细菌更能耐受低温和较高的土壤湿度。这就是为什么冬季土壤中DOC含量增加的原因之一。

（4）土壤微生物量碳与土壤呼吸、土壤DOC之间的内在关系

土壤微生物被认为是生存于土壤中，体积小于5×10³μm³的生物总量是活的土壤有机质的部分（Jenkinson D S et al.，1981）。土壤微生物是驱动土壤碳迁移的“不断更新的动态驱动器”。土壤微生物群落随环境的变化，处于不断的新老更替，分解外界的物质和有机体，吸收、同化无机养料，合成自身物质，同时又向外界不断释放其代谢产物，赋予土壤肥力和生产力。亦即土壤微生物同时存在着生长同化与消亡分解过程，这就是日益受到学术界关注的微生物量周转。一般而言，低温时周转期延长，高温则相反。据估算北方森林土壤微生物量碳的周转期为0.82a，温带森林为0.6a，热带森林为0.14a；温带草原为0.64a，热带稀树草原0.34a（Smith J L，et al.，1991）。

同时，有机能源的供给是制约土壤微生物量生长和活性的重要因素，生存于土壤环境中的微生物以异养型微生物占主导地位，维持其生命活动需要消耗大量的能量。据何振立（1997）的估算，陆地土壤微生物总量（按微生物量碳计）为6×10¹⁵gC，陆地土壤微生物量碳平均周转期为0.42a，则每年通过微生物周转的有机碳量为1.43×10¹⁶gC，假定微生物对土壤有机物质的利用效率为35%，则维持土壤微生物正常生命活动所需的能源约为4.09×10¹⁶gC。这一数据超过每年以枯枝落叶形式进入土壤的有机碳总量（3.7×10¹⁶gC）。土壤微生物获取能源的最快捷的来源是土壤中伤亡的微生物体、水溶性有机碳（DOC）和植物根系分泌物。这也是为什么根圈土壤微生物量明显高于非根圈土壤中的微生物量的原因（Eiland F et al.，1994）。

土壤呼吸排放CO₂是土壤中大多数生物化学过程的终极产物。在有植物生长的土壤环境中，土壤呼吸排放量从数量上看主要有3个组成部分：①植物根系呼吸；②根圈土壤微生物呼吸；③非根圈微生物呼吸。根据Kelting D L et al.（1998）的研究它们对土壤呼吸的贡献率分别为32%、20%和48%。土壤呼吸产生的CO₂可以作为土壤有机碳矿化量的指标，也可作为土壤微生物活性的指标。鉴于以上监测结果和分析，土壤呼吸排放与土壤微生物量碳之间存在着负相关关系（图3-34）。与土壤呼吸相比，土壤DOC的产生、赋存、迁移的因素较多、较复杂，但从本次桂林岩溶试验场研究的结果看，DOC的月动态特征可划分为两个时间段：3～9月的温暖多雨期，土壤DOC 与土壤呼吸有相同的变化趋势；10月至次年2月秋冬低温少雨期，土壤DOC与土壤呼吸变化趋势相反。因此从全年的统计分析看，土壤DOC 与土壤微生物量碳的相关性就差（图3-35a）。如果从两个不同的时间段进行相关分析，其负相关关系就很明显（图3-35b）。

以上就用野外实测的数据验证了驱动土壤环境中岩溶发育的主要因子CO₂、DOC与土壤微生物量碳之间的关系。

图3-34 土壤呼吸、土壤DOC与土壤微生物量碳之间的关系

图3-35 温暖多雨期、低温少雨期土壤DOC与土壤微生物量碳之间的相关分析

3.2.4.2 植被群落演化不同阶段对岩溶表层带水循环的影响（广西弄拉峰丛洼地植被恢复区的野外对比实验）

弄拉是广西岩溶峰丛洼地生态建设成功的典型之一，选择封山育林40 a、20 a两个不同的植被群落进行对比，监测其表层泉的动态变化。兰电塘泉域覆盖乔木顶极群落，植被覆盖率95%，在2001年4月至2002 年5 月，泉水断流31 d；东望泉泉域覆盖灌丛群落，植被覆盖率65%，断流两次，42d，124d（图3-36）。而且兰电塘泉的、Ca²⁺浓度均高于东望泉（图3-37、图3-38），这表明封山育林、植被群落的恢复，不仅增强了岩溶表层带对水循环的调蓄能力，而且有利于岩溶发育强度的增加。

3.2.4.3 不同植被覆盖对岩溶生态系统碳循环影响的模拟

在岩溶生态系统中，岩溶作用和成土作用是一对相辅相成的表层地质作用，根据岩溶环境中土壤和生态系统发育的关系，潘根兴等研究了桂林丫吉村试验场土壤碳库的分布与碳转移的特征，表明植被的发育，赋予了岩溶系统活跃的碳组分，因而驱动岩溶生态系统的运行，加速碳酸盐岩的溶蚀和系统的碳循环（潘根兴等，1999）。Kelting D L et al.（1998）的研究结果显示，在有高等植物栖息时，根系呼吸和根圈土壤微生物呼吸在占土壤呼吸排放的CO₂中占主要地位（张福锁等，1995）。随着高等植物的栖居和生态系统的演化，岩溶生态系统中土壤碳循环特征发生如下变化：

①枯枝落叶的输入使土壤中有机质得到不断的补充；②植物根系活动增加了土壤中活性有机碳的供源；③植物根系形成根际环境，刺激了根际微生物活动，从而构成微生物主导的根际碳循环微环境。

图3-36 弄拉兰电塘泉与东望泉水位动态变化对比

图3-37 东望泉、兰电塘泉的浓度动态变化特征

图3-38 东望泉、兰电塘泉的钙离子浓度动态变化特征

研究植被覆盖下土壤碳转移是地球系统科学理论指导下将地球表层地质作用与生物作用相结合、岩溶作用与系统碳转移作用相结合的重要方向（袁道先，1999）。为此，我们设计了3个植被-土壤-碳酸盐岩体系简易生长箱模拟试验装置（图版Ⅰ-1）。

生长箱模拟试验装置的主体为5mm厚的聚丙乙烯塑料板制成的直径50cm，高60cm的圆柱状土柱箱，箱底开直径2cm的出水口，用于排泄“地下水”。用0.3mm厚的三角钢作底架支撑。

供试灰岩为桂林郊区英山融县组（D₃r）灰岩，破碎成粒径2～6cm颗粒状，铺于箱底达10cm厚。土壤取自桂林市雁山镇付禾，发育于东岗岭组（D₂d）之上的A层土壤，土壤按等量填于3个土壤箱中，装土45cm厚。

黄杨土箱（树箱）：供试木本植物为本所花圃中成熟的黄杨（Buxus sinica），黄杨具有丰富而长的根系，其根系分布于整个土柱中；

麦冬土箱（草箱）：供试草本植物为麦冬（Liriope spicata），麦冬根系集中分布在土壤的5～10cm深度；

土箱（土箱）：无任何植物覆盖。

在土柱中3个不同的深度（土下10cm、20cm和45cm处）安装自制的CO₂收集装置（何师意等，1997）。同时收集自箱底出口排出的水做化学分析。

监测的指标及方法：土壤呼吸排放CO₂用碱吸收法（李振高，2000）；土壤剖面中的CO₂浓度用日本Gestec公司生产的GestecCO₂泵和CO₂测试管监测；水体的pH值用Cole ParmerpH计；Ca²⁺浓度用钙测试盒；用德国Merck公司生产的碱度计；温度计测气温；雨量筒监测每天的降雨量。

实验装置安好后，放在岩溶所花圃内接收自然的降雨和光照，观测对比研究持续74d（4月3日～6月16日），实验期间的气温、降雨情况如图3-39所示。

图3-39 实验期间日平均气温与降雨量

（1）不同植被覆盖下土壤-碳酸盐岩体系排泄水的水化学特征

在野外观测中，岩溶泉水的的动态变化是受多种自然因素影响的复杂过程。而在本模拟实验中（图3-40），3 种系统中岩溶水的动态变化具有类似的波动格局，均符合其气温、降雨过程的动态关系。但是，不同系统中岩溶水排泄强度有显著差异，树箱、草箱和土箱的平均浓度分别为4.64 mmol/L、2.69 mmol/L和2.61 mmol/L。整个试验过程共降雨638.1 mm，监测到岩溶水排泄8 次，总排泄水量分别为：树箱为110.6 L，草箱为70.92 L，土箱为67.56 L。因此，岩溶水排泄的总量分别为：树箱522.95 mmol，草箱206.04 mmol和土箱196.23 mmol。

图3-40 树箱、草箱和土箱排出水中浓度的对比

岩溶排泄水的pH值反应了土壤生物活动代谢产物DOC、CO₂溶于水产生碳酸及土壤淋溶碳酸盐岩后的综合结果。从图3-41看，三者地下水的pH值的变化动态，无论气候条件怎样变化带来的影响，其树箱的pH值始终低于草箱和土箱体系。在模拟实验过程中，树箱的平均pH值为7.13；草箱的平均pH值为7.36；土箱的平均pH值为7.39。即树箱的pH值比草箱的低0.23个单位、比土箱的低0.26个单位。

图3-41 树箱、草箱和土箱下岩溶排泄水pH值的动态

图3-42表明供试系统岩溶排泄水Ca²⁺浓度的动态变化。可见，不同系统下排泄水的Ca²⁺平均浓度分别为：树箱为111.36 mg/L、草箱为116.07 mg/L、土箱为114.21 mg/L。说明不同植物处理对岩溶排泄水的Ca²⁺浓度无明显影响。但总排泄水量分别为：26.2 L、10.5 L和 10.8 L，计算的不同系统排泄的总钙分别为：树箱为 304.03 mmol；草箱为188.25 mmol；土箱为176.01 mmol。树箱下Ca²⁺排泄量是草箱的1.784 倍、土箱的1.827倍。同时树箱排泄的总量比草箱的增加153.82%、比土箱的增加166.45%；重碳酸根的主要来源是生物活动和水岩相互作用的产物，因此，可以认为随生物作用强度的增加，重碳酸根浓度的增加，相应导致钙离子排泄量的增加。即生物作用的加强，产生的代谢产物引起岩溶水的pH值的降低、重碳酸根的增加，促进了水岩相互作用和土壤中不同形态钙的释放，最终贡献为灰岩溶蚀量的增加。

图3-42 树箱、草箱和土箱地下水中的Ca²⁺浓度的对比

（2）土壤呼吸及土壤剖面CO₂浓度

土壤环境中的CO₂ 是岩溶水中的重要来源之一，同时也是使岩溶水具有侵蚀性的原因。从图3-43 中可见，不同植物处理下系统中土下 CO₂ 浓度存在显著的差异，尽管都表现出随气温和降雨的波动。但树箱的土壤CO₂ 浓度在整个实验过程中都高于草箱、土箱。以土下20 cm处CO₂ 浓度为例，实验期间其CO₂ 浓度的平均值分别为：树箱14389×10 ^-6、草箱为8222×10 ^-6、土箱为5800×10 ^-6。相对于裸露土壤，麦冬草使土下CO₂ 浓度升高41.76%，而黄杨树升高了140.08%。而从土壤呼吸排放 CO₂ 的速率看（图3-44），树箱的土壤呼吸速率比草箱、土箱的高得多。在实验期间，树箱的土壤呼吸释放 CO₂ 的平均速率为 310.83 mgC/m² · h、草箱为 114.64 mgC/m² · h、土箱为112.72mgC/m² ·h。根据土壤呼吸的平均排放速率可计算出实验期间树箱、草箱和土箱的土壤呼吸排放的碳量：树箱为104.438 gC、草箱为38.519 gC、土箱为37.875 gC（图3-45）。计算公式为：

受地质条件制约的中国西南岩溶生态系统

式中：W——实验期间CO₂排放的碳量；V——土壤呼吸的平均速率；S——土箱的口面面积；T——实验持续的时间。

图3-43 树箱、草箱、土箱土下20cm处CO₂浓度动态对比

图3-44 树箱、草箱、土箱土壤呼吸排放CO₂速率的动态比

（3）碳稳定同位素示踪对碳酸盐岩溶蚀的估算

利用碳稳定同位素和放射性同位素研究土壤环境中碳迁移途径已取得很多的成果（Ineson Petal.，1996；KellerC K etal.，1998；BernouxM etal.，1998；Hesieh Yuch-Ping，1996；KorontziS etal.，2000），利用碳稳定同位素认识和掌握岩溶动力系统的结构特征、运行规律也有所探索（刘再华等，1997；Pan Genxingetal.，1997）。本文采集土壤呼吸排放CO₂-C及地下水排泄-C，对供试系统其碳稳定同位素测定，并以此来估算生物作用对土下溶蚀的贡献。表3-12是5月15日和5月18日，土壤排放CO₂-C及地下水排泄-C的碳稳定同位素值。

图3-45 实验期间树箱、草箱、土箱土壤呼吸排放CO₂-C量的对比

表3-12 树箱、草箱、土箱土壤呼吸排放CO₂-C、地下水排泄-C稳定同位素值

土壤呼吸排放的CO₂主要来源于土壤微生物呼吸和植物根系的呼吸，从表3-12中可以看出，的同位素值要重于CO₂-C的，表明了有碳酸盐岩溶蚀的来源（CaCO₃ 的δ¹³C值为0.5‰（PDB）），树箱产生的 CO₂-C、的δ¹³ C值轻于草箱、土箱的，表明生物作用对岩溶动力系统中碳循环影响的存在。如果将土壤呼吸排放CO₂-C的δ¹³ C值作为地下水中生物来源的同位素值，则不同体系地下水中中生物贡献率可由下式求得：

受地质条件制约的中国西南岩溶生态系统

求得的结果见表3-13。

表3-13 地下水中生物来源的比例及对碳酸盐岩溶蚀量的估算

碳稳定同位素的示踪结果揭示，地下水排泄的中，生物来源的比例要高于碳酸盐岩溶蚀来源的。与土箱相比，树箱、草箱生物作用的增强虽然没有带来更大比例的生物来源，但带来的是更大量的量和碳酸盐岩的溶蚀量。

5月18日土壤呼吸排放CO₂-C碳同位素值轻于5月15日的，意味着生物作用的增强，合理的推论是有更多的生物成因CO₂ 溶于水并作用于碳酸盐岩；而地下水碳同位素值5月18日重于5月15日的，这似乎意味着随生物作用的增强，地下水中生物来源的量增加的同时，碳酸盐岩溶蚀对地下水中的贡献量更大。要确认这一点还需要更多数据的支持。

本次实验的结果显示，由于植物根系的增加：

1）使土壤剖面中CO₂浓度提高，与单纯的土壤微生物作用相比（土箱5800×10^-6），树箱（14389×10^-6）提高140.08%、草箱（8222×10^-6）提高41.76%；

2）土壤呼吸排放CO₂的速率提高，与土箱（112.72mgC/m²·h）相比，树箱（310.83 mgC/m²·h）提高175.75%，草箱（114.64mgC/m²·h）提高1.70%；

3）地下水体中浓度增加，与土箱（2.61 mmol/L）相比，树箱（4.64 mmol/L）提高77.78%，草箱（2.69mmol/L）提高3.07%；

4）随地下水体排泄的、Ca²⁺的量增加，与土箱（196.23 mmol、176.01 mmol）相比，树箱（522.95mmol、304.03mmol）的增加166.45%、72.73%，草箱（206.04mmol、188.25 mmol）的分别提高5%、6.95%；

5）使地下水体的pH值降低，与土箱的（7.39）相比，树箱的（7.13）降低0.26个单位，草箱的（7.36）降低0.03个单位；

6）使土下灰岩的溶蚀量增加，通过地下水中和土壤呼吸排放CO₂-C的稳定同位素示踪结果估算的碳酸盐岩溶蚀量看，树箱碳酸盐岩的溶蚀量为21.875 g、草箱的为9.571 g、土箱的为6.748 g。

本次实验的结果揭示了植物生长对土壤生物活动的促进，进而影响土壤下灰岩溶蚀与系统碳的排除，最后贡献表现为对土壤灰岩系统中碳循环的加速与碳源、汇效应的放大，也进一步支持了表层带岩溶动力系统是在气候-水外部动力驱动下，以土壤-生物系统的碳转移与循环为基本过程的岩溶作用控制系统。

㈡ 淋滤试验设计

天然条件下，河流渗滤系统是一个复杂的开放系统，具有多层次、多影响因素的特点。有机污染物在渗滤过程中的衰减除受微生物的作用外，还受各种环境因素包括光、温度、化学物质以及其他物理过程的影响，因而在拟定的研究目标下，很难实现在天然河流渗滤系统中的有机污染物生物降解试验研究。

另外，原则上在一个未受污染或污染较轻的天然河流水环境中，在各种状态下都不允许进行人为投放污染物的研究，而且在野外自然状态下进行试验将要消耗大量的人力、物力和财力，因而室内模拟试验成为研究河流渗滤系统自然净化过程的重要手段之一。

BTEX在河流渗滤系统中的环境行为非常复杂，要想真正掌握其迁移转化的机理，必须借助于模拟试验研究。在对大量试验数据进行分析的基础上，才能在理论上有所突破。土柱试验（淋滤试验）历来是土壤-水系统中污染物迁移转化机理研究的重要手段，国内外学者利用土柱试验进行了大量的试验研究工作，在此基础上形成了大量的研究成果，所以进行土柱试验是研究BTEX在河流渗滤系统中迁移转化的有效手段。

本试验也主要以室内土柱试验（淋滤试验）为主要研究手段，其主要目的是研究BTEX污染河水通过河流渗滤系统时各组分发生了哪些环境行为，以及河流渗滤系统对这些污染组分的净化机理和净化效果如何，探讨BTEX在河流渗滤系统中的迁移转化对地下水环境的影响。

本次试验在已有的对BTEX的挥发行为及其在土壤中的吸附行为研究的基础上，通过动态土柱试验（淋滤试验）研究BTEX各组分分别在以 和 作为电子受体的情况下在河流渗滤系统中的生物降解性能，并结合其中的微生物指标的测定，研究BTEX在河流渗滤系统中的生物降解作用。

（一）试验装置

试验装置有三部分组成，分别为淋滤液输入系统、模拟的河流渗滤系统和淋滤液输出采集系统，这三部分各自的主要功能是：

（1）淋滤液输入系统：利用该系统把人工配制的、含有BTEX污染组分的淋滤液源源不断地输入至模拟的河流渗滤系统。

（2）模拟的河流渗滤系统：把从野外采集的河流沉积物样品装入自制的有机玻璃柱中，制成模拟的河流渗滤系统，其入口连通淋滤液输入系统接纳淋滤液，其出口连通淋滤液输出采集系统，淋滤液在流经模拟的河流渗滤系统的过程中，经过吸附、微生物降解等作用被净化。

（3）淋滤液输出采集系统：通过该系统采集经模拟的河流渗滤系统净化后的淋滤液，然后测定淋滤液中BTEX各组分和两种电子受体的浓度。

（二）试验系统的装配

为了满足试验对三部分的功能要求，试验系统的三部分应分别由相应设备组装而成。试验系统和试验装置实物图如图3-29和图3-30所示。

图3-29 试验系统示意图

图3-30 淋滤试验装置

（1）输入系统设备的组装：采用5L下口瓶盛放淋滤液，使用硅胶管将带有阀门的出口与土柱连接，每隔一定时间向瓶中注入配制好的淋滤液，以保证淋滤液能够源源不断地供给，并利用阀门和蠕动泵来控制淋滤液流速。为了排除挥发的影响，从出口处另引出一根硅胶管，每日从中采集淋滤液以测定淋滤液进入土柱的初始浓度。

（2）渗滤系统设备的组装：由三根有机玻璃柱联通而成，其中最上层一根长30cm，直径10cm，内装野外采集粉土样品；中间一根长50cm，直径10cm，内装野外采集细砂样品；最下端一根长50cm，直径10cm，内装野外采集粗砂样品。由此三部分组成的渗滤系统可以模拟野外河流渗滤系统，淋滤液经过此系统时，其中的BTEX经过土壤吸附、微生物降解等相关过程被净化。将土样分别装入有机玻璃柱中并夯实，柱两端用滤网和石英砂隔开。根据装入土壤的质量和体积计算出各土柱的容重（表3-18）。其中柱1代表以 为电子受体的系统，柱2代表以 为电子受体的系统。

（3）采集系统设备的组装：在土柱最下端由硅胶管和淋滤液收集装置组成，每天定时测定淋滤液下渗流量，并采集相应水样测定其中的目标组分含量。

（三）淋滤试验过程

实验室人工配制淋滤液以模拟BTEX污染河水，分别以 和 作为电子受体加入模拟的污染河水中，将淋滤液源源不断输入到土柱中，以模拟在不同条件下河流渗滤系统中BTEX的迁移转化机理。

表3-18 土柱容重

试验前必须对土柱进行洗盐，以消除土壤中原有盐分对试验测定的影响。用去离子水从顶部注入土柱，完全饱和后继续冲洗土样中的盐分。经过一定时间的洗盐过程， 的浓度从最初的5.5mg/L降至检测限以下；而 自淋滤洗盐开始即未检出。通过洗盐可以在今后淋滤试验中排除土壤中溶出的两种电子受体对降解作用的影响。

另外为了模拟地下水的避光环境，将土柱用锡纸包裹，外层再覆盖黑布，尽可能减少光对土壤中微生物菌群的影响。BTEX渗滤试验步骤如下：

第一步，室内人工配制淋滤液，用去离子水作为溶剂。第一套系统（柱1）溶质是BTEX色谱纯试剂和KNO₃，其中苯、甲苯、乙苯、间二甲苯的浓度均约为80mg/L， 浓度为400mg/L，并将它源源不断地供给输入系统，污水经过渗滤系统后流入采集系统。第二套系统（柱2）以 作为电子受体，试验系统装置各部件没有做任何改动，变化的仅仅是输入系统污水成分。同样用去离子水作为溶剂，溶质是BTEX色谱纯试剂和K₂SO₄，其中苯、甲苯、间二甲苯、乙苯的浓度均约为80mg/L， 浓度为400mg/L，并将它源源不断地供给输入系统，污水经过渗滤系统后流入采集系统。

第二步，两套系统同时开始注入淋滤液，并每天一次定时从两套采集系统采集渗出液，同时测量其渗出液温度与流量Q，并分析渗出液中BTEX各单组分、 、 等各项指标。然后分析渗出液中的BTEX各单组分和 、 浓度变化的相关关系。

第三步，对试验数据处理计算得到最后试验结果。

第四步，对比两套试验系统的试验结果。

上述所有的淋滤试验都是在饱水状态下进行的，人为控制试验的淋滤液流量以使其稳定。

试验精度保证：由于本次试验的目标污染物是极易挥发的BTEX，试验过程中挥发损失的控制、样品测试的准确性就显得极为重要。

试验过程中全部选用5000 mL下口瓶储存溶液，用注射器从下口引出的硅胶管抽取目标污染物溶液，并测定其初始浓度，以最大限度地控制试验过程中挥发损失对试验的影响。

各目标组分测定方法参考《水和废水监测分析方法》 推荐的方法，具体见表3-19。淋滤试验结束后，将土柱中的土壤立即取出进行微生物指标分析，并与未经淋滤的土壤样品进行对比，从而确定淋滤过程中，土壤中微生物菌群发生的变化。分析指标包括：细菌、真菌、放线菌、硝化细菌、亚硝化细菌和反硝化细菌，分析方法参见表3 -19。BTEX检测结果来自华北水利水电学院环境工程实验中心，采用岛津GC-14C型气相色谱仪检测，检测条件同第二章所述。 和 的检测结果来自华北水利水电学院资源与环境实验室，采用岛津UV-2550紫外分光光度计测定。

表3-19 各目标组分分析方法

㈢ 浅层粘性土层的阻隔能力实验研究

以北京地区单店、高安屯、梨园等地的粘性土为实验研究对象。

一、粘性土渗透系数与土的密度、击实次数之间的关系

为确定单店粉粘土、高安屯粉粘土、梨园粉粘土在最优含水量下的击实功、土体密度、渗透系数三者之间关系，采用10-1型单层变体积击实仪（击实锤重2.5kg、落距30cm），每次往击实仪中装土600g进行不同次数的击实。击实后的土样再拿去作土工试验和渗透试验，得到这些土在最优含水量下的击实功、土体密度、渗透系数数值。经分析，这些土在最优含水量下的击实功、土体密度、渗透系数三者之间关系如图6-2和图6-3。

由图6-2和6-3可看出，上述三种土层在最优含水量下的干密度随击实功的增大而增大，渗透系数则随击实功的增大而减小。因此，将土夯实可有效地提高土的防渗能力。

图6-2 土的密度与击实功的关系曲线

图6-3 土的渗透系数与击实功关系曲线

二、浅层粘性土截污容量的试验研究方法

（一）试验研究思路

粘性土对污染质的阻隔或净化主要是通过机械过滤、物理吸附、阳离子交换、化学反应、生物或生物化学作用来实现。因此，我们在研究粘性土的截污能力时，要研究机械过滤、物理吸附、阳离子交换作用和化学反应和生物或生物化学作用对垃圾污染物的综合阻隔能力。具体研究思路是，在了解粘性土的物理性质和工程性质的情况下，把土体视为一个黑箱，只关注向该黑箱的输入输出因素及其参量之间的相互关系和变化规律，而对污染物在土中的过滤、吸附、阳离子交换等作用的具体方式、作用机制和强度、化学反应、生物或生物化学作用的具体作用机制等不予考虑。这样便于在分析和解决问题时抓住主要矛盾，揭示问题的实质，研究结果实用。

（二）试验研究方法

在上述思路的指导下，我们选用了北京地区有代表性的粘性土为研究对象；根据北京地区垃圾淋滤液中主要的污染组分，选用了COD、总氮、氨氮、电导率等几种污染项目作为研究对象；为研究不同深度、不同厚度、不同密度土的渗透性能、阻隔能力等以及单位重土对土的污染质的截污能力等，制作了如图6-4所示的系列淋滤试验模型。

试验操作和注意事项：①按原地质矿产部《土工试验规程》，作土工试验，测试土的物理和工程性质等参数；作击实试验，测试击实后土的密度、容重、比重、渗透系数等参数。②根据上述试验结果，分别向图6-4所示的高强度塑料筒（共6个）中按不同的密度装上，在此过程中，为预防土与塑料壁之间接触不良或开裂所造成的影响，我们采用了在装土之前向塑料筒边壁上先涂抹一层凡士林的办法，效果很好。③为真实地模拟垃圾渗滤液在土中的运移及研究粘性土的截污能力，我们采用填埋场渗滤液的原液来作系列淋滤净化试验。④由于土柱上的淋滤液向土中渗滤，再从土柱上的取样孔中取出的水之间存在一个时间差，为避免这个时间差造成的误差，我们在测试从土柱中取出的水的污染组分的同时，也测试土柱之上的淋滤液的相应成分的浓度，通过计算，消除误差。⑤不同密度土的渗透试验采用常规的渗透试验方法。试验时的实验室温度变化范围用空调器控制在4℃以内，以避免由于热胀冷缩过大带来的误差。由于粘性土中孔隙水渗流量特别小，为避免由于干燥产生蒸发对观测流量带来的误差，在实验室安装了加湿器，以保证室内湿度在90%以上。⑥土柱中水样的采集采用真空负压计，保证随时取到水样。土柱中淋滤水的污染组分由中国地质科学院水文地质专业测试中心测试。

图6-4 土体截污能力淋滤试验装置

（三）截污容量的计算方法

计算截污容量，要确定净化率R和截污值S这两个参数。

（1）净化率R。

城市垃圾地质环境影响调查评价方法

C_原＝原状渗滤液的浓度，C_出＝渗滤液渗过土体后流出水的污染质的浓度。净化率R是一个衡量粘性土对污染质净化能力重要指标。当土对污染质的净化率R=0%时，说明该土已经不再对污染质有净化能力。在实际使用时，为更有效地保护环境，土不再对污染质有净化能力的标准可根据具体情况而定，而不一定要求净化率R=0%，我们认为R可以定在0～25%之间。

（2）截污值S。土的截污值S，指渗滤液经过土体后，留在土中的污染质的量。计算式为：

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V_原＝渗滤液的体积为便于在工程实践中的应用，我们引入单位重土截污值S_D的概念，即用土的截污值S除以参与截污值S的土的重量W。计算式子为：

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S、S_D单位分别为mg、mg/g。

（3）截污容量S_DM的确定。单位重土截污值S_D表明每单位重的土里截留了多少重量的污染质，就同一种土来说，不一定就是一个定值，它的大小与渗滤液的性质、经过土的时间、土本身的性质等有关。对于同一种土来说，在一定时期内，对污染质的净化作用并非是无限的。换句话说，到一定程度，土中污染质是要达到饱和的，这时，土的截污值为最大截污值或土的饱和截污值S_DM，所累积的污染质的总量就是所谓的土的截污容量（用S_DM来表示），它是一个主要与土的性质（土的颗粒组成、密实度、矿物成分、有机物成分、渗透性等）和间歇恢复时间有关的参量。

三、有效阻隔层足额厚度的计算

有效阻隔层足额厚度（H_z）的计算，涉及到有效阻隔层的阻隔能力即粘性土的截污容量S_DM、填埋场垃圾的种类、填埋垃圾的密实度（孔隙率a）、填埋垃圾的厚度（H_L）、垃圾渗滤液中污染物的浓度（C）和垃圾渗滤液量等参数。

一个垃圾填埋场的填埋容量是一定的，其所产生的污染物的总量也是一定的。按照截污容量的定义，当垃圾场下面有效阻隔层的土量一定时，在一定时期内，它对污染物的阻隔能力也是一定的，当垃圾场下面的有效阻隔层截污总量（SM_t）大于或等于垃圾填埋场所产生的污染物的总量（S_Mw），即当S_Mt≥S_Mw时，此垃圾场的污染物不会迁移污染含水层中。当S_Mt=S_Mw时，计算得到的有效阻隔层厚度为临界有效阻隔层足额厚度。这个临界有效阻隔层足额厚度H：计算推导过程如下：

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式中：W_t＝有效阻隔层土的质量（kg）,S_DM＝截污容量（kg/kg）,D_t＝有效阻隔层土的密度（kg/m³）,V_t＝有效阻隔层土的体积（m³）,S_t＝有效阻隔层土的面积（m²）,H_z＝有效阻隔层足额厚度为（m）。

由于填埋场垃圾中的污染物总量S_Mw的计算在世界各国都是一个难题，至今还未得到很好的解决。事实上，我们没有必要计算填埋场垃圾中的污染物总量S_Mw，而只需计算垃圾处置场渗入阻隔层中的污染物总量S'_Mw，即可。实际上，填埋场中的垃圾污染物在使用期满封场后，其中的垃圾污染物不断从有机固体物的降解中，进入垃圾渗滤液中来。同时，垃圾渗滤液中的有机污染物又在微生物的作用下不断分解和转化成为非污染物，因而有机污染物浓度随时间的推移逐渐衰减。而其中的无机污染物也在不断的化学反应下转化成非污染物，无机污染物浓度随时间的推移逐渐衰减（图6-5），即填埋场渗滤液中的污染物（不论是有机污染物或是无机污染物）浓度在场地使用的初期往往是最高的。因此，我们在计算垃圾处置场渗入阻隔层中的污染物总量S'_Mw时，为使所计算的有效阻隔层足额厚度在使用时放心，采用了非常保守的方法，用填埋场垃圾渗滤液最大浓度C与填埋场垃圾渗滤液体积的积作为垃圾处置场渗入阻隔层中的污染物总量S'_Mw，而填埋场垃圾渗滤液体积等于填埋场垃圾的体积V_L与垃圾孔隙率a的积。

所以：

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当S_Mt=S'_Mw，时，H_z×S_t×D_t×S_DM=H_L×S_L×a×C，则

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在上述（6-5）、（6-6）中，V_L＝填埋垃圾的体积（m³）,S_L＝填埋垃圾的面积（m²）,H_L＝垃圾填埋厚度（m）,C＝填埋场垃圾渗滤液最大浓度（kg/m³）,a＝垃圾孔隙率（%），其余同前。

图6-5 某填埋场中污染物浓度随时间的推移逐渐衰减规律

如图6-6所示，设填埋场底下面有效阻隔层足额厚度为H_z，垃圾填埋厚度为H_L，在对本区进行垃圾处置场区的选择规划时，在单位面积上，先假定S_L=S_t=1，则（6-6）式变成：

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并且，根据北京市平原区现有负地形的一般深度和我们调查中的现有垃圾场的堆放或填埋厚度及机械挖掘的可能深度，我们可初步认为北京未来的垃圾填埋场填埋垃圾的厚度大约为12m，即H_L=12m。

a＝填埋垃圾的孔隙率（%），根据城市垃圾的成分和压实程度，其孔隙率通常取40%～52%。为便于计算，我们取45%。

把a=45%、H_L=12m代入（6-7），则（6-7）式变成（6-8）：

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图6-6 有效阻隔层足额厚度H_z的计算示意图

四、粘性土层阻隔能力的实验研究结果

根据前述实验研究结果及相关资料的核查，北京地区的粘性土层的截污容量（S_DM）、填埋场垃圾渗滤液的最大浓度C、有效阻隔层土的密度D_t等值及利用（6-8）式对有效阻隔层足额厚度Hz计算结果如表6-1。

五、认识和讨论

归纳总结上述，可以得出下列初步认识：

（1）废物处置场的衬垫层目的从“禁止渗滤液向地下水中渗漏”到“隔离污染物，可允许水进入地下水”的理念的转变，为新的污染物隔离理论创新奠定了基础。新的衬垫隔离理论来源于对地质隔离层中的物理、力学、化学和土壤微生物学性质等的正确认识和利用；由此，使传统的处置场隔离理念得到了更新，垫层理论实现了突破。

表6-1 北京市平原区粘性土对垃圾污染物的阻隔能力

（2）粘性土隔离层既具有防渗作用，又具有截污作用。充分利用其截污作用，通过对隔离层截污容量的试验研究、计算方法的探索，研究出了地质隔离层“截污容量”、“有效隔离层足额厚度”等新的表征阻隔能力和特性的参数。理论推导和实际例子表明，其理论及计算方法是可靠和可行的。

（3）从H_z=5.4C/（D_t×S_DM）计算式子看出，有效隔离层足额厚度H_z的计算确定是应用该理论的关键，而计算H_z需要的一个基本参数S_{D M}的准确求取又很重要。本文用隔离层对COD及TDS的截污容量来分别代表有机或无机污染物的截污容量S_DM，是在受现有实验条件、测试技术等的限制和垃圾中的污染成分状况出发作出的选择；但有害废物中的有害物质成分十分复杂，不同的隔离层对不同的污染成分的截污作用或截污能力是不一样的，究竟用那种（些）污染成分的截污容量来代表废物污染物的截污容量最合适，还要做大量的探索性研究工作。

（4）从H_z=5.4C/（D_t×S_DM）计算式子还可看出，有效隔离层足额厚度与其密度D_t、截污容量S_DM成反比，与渗滤液污染物浓度成正比，要使隔离层比较薄的地区能填埋处置废物，有三种办法：一是对垃圾进行分选，尽量减少废物中的污染物；二是对隔离层夯实，增大密度D_t；三是增大隔离层的截污容量S_DM。

（5）增加隔离层对垃圾污染物的净化或截留能力即能增大隔离层的“截污容量”S_DM的方法，为此，笔者已经作了较成功的系列性探索。这些方法有：①通过在隔离层中加入微生物菌液体，增强土壤微生物对污染物的降解作用；②在隔离层中按一定比例加入强吸附材料膨润土；③在隔离层中按一定比例加入强吸附材料风化煤粉；④利用天然泥炭层作为隔离层。

㈣ BTEX在河流渗滤系统中的环境行为

（一）BTEX的淋溶行为

淋溶作用是指通过雨水天然下渗或人工灌溉，将上方土层中的某些矿物盐类或有机物质溶解并转移到下方土层中的作用，它是污染物随渗透水沿土壤垂直剖面向下的运动，是污染物在水土系统中发生的一种综合性的环境行为。由于淋溶作用使溶解于土壤孔隙水中的污染物随土壤孔隙水的垂直运动而不断向下入渗，因此能够造成污染物对地下水的危害。

BTEX各组分的溶解度相对较高，是汽油组分中最容易在土壤中随孔隙水迁移的成分。影响BTEX淋溶作用的主要因素包括其在土壤的吸附作用和微生物降解作用。目前单独对BTEX淋溶作用的研究还不多见，大多是伴随BTEX在包气带中的吸附和降解行为的研究而进行的。胡黎明等（2003）的试验模拟研究发现，BTEX从泄漏点通过非饱和土层向下运移，在地下水位以上形成了高质量分数区，并沿地下水面发生侧向迁移，部分溶解的BTEX组分在水体扩散。通常，地下水的流动性对BTEX的迁移有一定影响。而影响BTEX淋溶作用的土壤特性包括有机质含量、孔隙率和矿物质表面积等。然而，Huesemann et al.（2005）的研究却发现，BTEX在高浓度原油污染的老化土壤中的淋溶行为主要取决于石油烃的溶解平衡，而与土壤特性无关。

（二）BTEX在渗滤过程中的降解行为

BTEX在河流渗滤系统中存在多种迁移转化行为，包括挥发、吸附和微生物降解等。其中挥发、吸附虽然能够延缓对地下水产生的危害，但并不能改变其在环境中的总量，而降解是去除有机污染物的唯一有效途径。BTEX在土壤中的降解方式主要有两种：非生物降解和生物降解。非生物降解包括化学降解和光解作用。生物降解是引起有机污染物分解的最重要的环境行为之一。研究表明，降解是从土壤中去除BTEX的最佳方式（Kao et al.，2006）。微生物降解主要是利用微生物将BTEX污染物矿化为水、CO₂和CH₄等环境可接受的物质，从而达到去除BTEX污染的目的。

1.微生物降解的条件和影响因素

A.微生物降解的条件

（1）微生物。天然条件下，微生物降解作用的发生首先要求有微生物的存在，即土著微生物存在。研究表明，自然界蕴藏着无穷的微生物个体，地下在很大深度范围内，甚至在500～600m深处都活跃着各种微生物菌群（Thomas，1997a）。从结构上看，包括原核生物、真核生物、非细胞型生物；从生理特征上看，有自养型、异养型、光能型等。在河流沉积物中存在大量能够降解有机污染物的微生物菌群，大多数已发现的微生物属于好氧微生物，同时也发现了一些厌氧菌。Smith et al.（1998）在一受污染的砂砾石含水层中观察到有细菌参与了反硝化作用。

（2）碳源和能源。许多合成有机物可以像天然有机物那样作为微生物的生长基质，有机化合物既是微生物的碳源，又是能源。在微生物代谢过程中，分解有机化合物，获得生长、繁殖所需的碳及能量。当微生物代谢时，一些有机污染物作为食物源提供能量和细胞生长所需的碳；另一些有机物不能作为微生物唯一的碳源和能源，必须由另外的化合物提供，因此有机物生物降解存在两种代谢模式：生长代谢和共代谢模式（戴树桂，2006）。在微生物生长代谢过程中，同时需要电子供体和电子受体的参与。电子供体指在氧化还原反应中失去电子而被氧化的物质；电子受体指氧化还原反应中得到电子而被还原的物质。当电子在两者之间传递时，微生物获得生长所需的能量。一般，在代谢过程中有机污染物常是电子供体。

（3）电子受体。地下水环境中许多组分可作为电子受体，包括O₂、、Fe（Ⅲ）、和CO₂。电子受体不同，微生物的代谢方式也不同。好氧条件下苯矿化为CO₂产生的能量最多，在厌氧条件下，产能的顺序由高到低为反硝化作用、铁还原作用、硫酸盐还原作用和产甲烷作用。

有机污染物的微生物降解是一种氧化还原反应，反应中有机物失去电子被氧化，电子受体得到电子被还原。微生物利用有机物与电子受体间的氧化还原反应生成的能量，合成新细胞，并维持已生成的旧细胞。该过程中只有一部分自由能能够为细胞所利用，从反应的整体来看，微生物只是起氧化还原催化剂的作用。它既不能氧化基质，也不能还原电子受体，只是起到传递电子的作用。每种反应都有其发生的氧化还原条件，只有在特定的条件下微生物才能起作用。通常，有机物的降解首先利用氧作为电子受体，其次是、Fe（Ⅲ）、和CO₂。

B.影响有机物生物降解的因素

有机污染物的生物降解主要取决于两类因素，一类是有机污染物本身的特性，包括有机化合物的结构和物理化学性质，微生物本身的特性，主要是微生物群体的活性；另一类是控制反应速率的环境因素，包括温度、酸碱度、湿度、溶解氧、微生物的营养物、吸附作用等。

（1）有机化合物的理化性质。有研究表明，有机污染物的化学结构、物理化学性质与微生物降解之间存在以下的一些关系和规律。

1）结构简单的有机化合物一般先发生降解，结构复杂的后发生降解。分子量小的有机化合物比分子量大的有机化合物易降解。

2）如果有机化合物主要分子链上除碳元素外还有其他元素时，则不易被降解。

3）取代基的位置、数量、碳链的长短也会影响有机污染物的生物可利用性。

苯环结构较为稳定，而甲基的存在提高了甲苯的生物可利用性。与甲苯相比，二甲苯和三甲苯随甲基数量的增加发生降解的可能性减弱。甲苯和乙苯相比，甲苯的微生物降解驯化期短，平均降解速率大。这说明取代基中碳链越长，微生物降解程度越低。在二甲苯的三种同分异构体中，间二甲苯和对二甲苯的微生物降解难易程度相近，间二甲苯略优于对二甲苯，而邻二甲苯的微生物降解作用最为微弱。

另外，有机化合物的溶解度对微生物也有影响，一般说来，微生物只能有效地降解溶解于水中的有机污染物，因此溶解度高的有机化合物生物可利用性较高。不溶于水的化合物，其代谢反应只限于微生物能接触到的水和污染物的界面处，有限的接触面妨碍了难溶化合物的降解。

（2）微生物群体的特性。土壤中微生物的种类、分布、密度、群体间的相互作用，以及驯化程度直接影响到有机污染物的降解性能。当土壤中存在降解污染物的微生物，但其数量过少时，会导致降解速率低，其对水质净化作用的贡献不大。

（3）环境因素包括如下六方面。

温度 通常，微生物生长的温度范围介于-12～100℃之间，大多数微生物生活在30～40℃之间。在适宜的温度范围内，微生物可大量生长繁殖。

另外，温度对地下水中溶解氧的含量，以及有机污染物的溶解度影响很大。随温度升高，溶解氧含量降低。天然条件下，地理位置和季节的变化对微生物降解的速度和效率起到了控制作用。

酸碱度 pH值对微生物的生命活动、物质代谢也有较大影响。大多数微生物对pH值的适应范围介于4～10之间，最适值介于6.5～7.5之间。有机污染物的生物降解往往是一个产酸或产碱的过程，过高或过低的pH值对微生物的生长繁殖都不利。这就需要土壤-水环境具有较强的缓冲能力，否则pH值过高或过低都将抑制微生物的生长。

湿度 水是微生物生命活动必需的一种营养成分，也是影响微生物降解的重要因素。湿度的大小影响着氧的含量水平，在包气带中，含水量达到80%～90%时，即气体的体积百分比低于10%～20%时，就从好氧条件转化为厌氧条件。

溶解氧和E_h值 土壤中溶解氧的量和E_h值的大小决定着微生物降解过程中以何种化合物作为电子受体。一般情况下，地下水污染羽中会出现微生物降解作用的分带现象。从污染源到污染羽边缘，氧化性逐渐增强，表现为溶解氧和E_h值增大，生物降解作用也依次从产甲烷作用、硫酸盐还原、铁还原、锰还原和反硝化作用过渡为好氧作用。

微生物的营养物 微生物生长除基质外，还需要氮、磷、硫、镁等营养元素。如果环境中这些营养成分供应不足，就会限制有机污染物的降解。自然环境中，微生物表现出对低营养条件很适应，许多微生物在高营养条件下生长缓慢或根本不生长，在低营养条件下却能够大量繁殖（Ghiores et al.，1985）。

吸附作用 吸附是影响有机污染物在河流渗滤系统中迁移转化的重要环境行为之一，本部分主要讨论吸附作用对微生物降解作用的影响。有机化合物和微生物在土壤颗粒表面都存在吸附现象，也可将细菌看做活的胶体颗粒，它通过分子吸附黏附在颗粒表面。近年来，国内外许多学者将吸附作用与微生物降解作用结合起来开展了大量的研究工作。研究表明，吸附作用阻碍了有机污染物的微生物降解。如果吸附质本身具有抑制作用，它的吸附会降低附着的微生物的活性，但是同时会增加游离微生物的活性。

2.BTEX生物降解研究综述

最初，研究的重点是好氧条件下BTEX的微生物降解。实验室和野外的试验都证明，在好氧条件下，微生物能够降解BTEX（Chiang et al.，1989；Song et al.，1990；Wilson et al.，1983）。好氧微生物降解具有产能高、降解速度快的优点。但是，因为氧在水中的溶解度低，溶解氧很快会被有机物消耗，地下水系统中的污染区多处于厌氧状态。因此，目前的研究重点已转向厌氧条件下BTEX的微生物降解性能的研究。

最早的关于厌氧条件下苯降解的报道出现在1980年（Nales et al.，1998）。在Ward的研究中，少量放射性标志的苯和甲苯在产甲烷富集培养试验中以¹⁴CH₄和¹⁴CO₂的形式被回收。随后Gribic-Galic et al.于1987年报道，污泥接种的混合产甲烷富集培养过程中苯被矿化为CO₂和CH₄。近年来，许多研究人员（Edwards et al.，1994；Kazumi et al.，1997；Weiner et al.，1998a，b；Wilson et al.，1986）。分别进行了在产甲烷条件下苯的降解性能试验研究。1992年，Edwards et al.（1992a）在添加硫酸盐的严格控制的厌氧含水层物质微环境中，观察到放射性标志的苯被完全矿化为CO₂。Lovely et al.（1995）的研究表明，在还原的海湾沉积物中，苯的降解与硫酸盐还原反应明显相关，这是最早利用天然沉积物中的组分作为厌氧条件下苯微生物降解的电子受体的报道。Hagg、Beller和Weiner等人的研究也都发现苯的降解与硫酸盐还原反应有关（Beller et al.，1992；Hagg et al.，1991；Weiner et al.，1998ab）。Lovely、Rugge和Anderson等还发现，厌氧条件下苯的矿化还与铁还原有关（Anderson et al.，1998；Lovley et al.，1994，1996；Rugge et al.，1995）。Kuhn et al.（1985）的研究表明，河流沉积物中的反硝化菌能降解二甲苯的三种同分异构体。Zeyer和Kuhn在含水层物质土柱试验中观察到反硝化条件下间二甲苯和甲苯的快速降解（Zeyer et al.，1986；Kuhn et al.，1988）。Evans et al.（1991）分离出了将甲苯作为唯一基质的反硝化细菌，同时还发现了邻二甲苯和甲苯的共代谢作用。Hutchins et al.（1991）发现反硝化条件下BTEX可降解。目前，关于反硝化条件下苯的生物降解性能的认识还未达成一致的结论，多数研究认为在反硝化条件下苯不会被降解（Alvarez et al.，1995；Anid et al.，1993；Ball et al.，1996；Barbaro et al.，1992；Borden et al.，1997；Evans et al.，1991；Hutchins et al.，1991；Kuhn et al.，1988；Kao，1997；Lovley，1997；Thoms et al.，1997b；Zeyer et al.，1986），这通常认为是由于苯环的结构稳定。而有的研究则认为，反硝化条件下苯能发生降解（Burland et al.，1999；Gersberg et al.，1991；Nales et al.，1998；Major et al.，1988；Morgan et al.，1993；吴玉成等，1999）。

微生物是降解作用的主体，在降解的过程中起着关键的作用，目前已经从环境中分离出了多种能够降解BTEX的微生物菌群，细菌是能够代谢降解有机污染物最常见的微生物，另一些研究发现，在降解BTEX过程中真菌也起到了明显的作用（Leahy et al.，2003；Nikolova et al.，2005；Van Hamme et al.，2003；Schulze et al.，2003）。

土壤中，BTEX的微生物降解取决于各组分的性质、微生物菌群、土壤的理化性质和影响微生物生长的环境因素等。Dou et al.（2008a，b）运用驯化的反硝化混合菌群进行了BTEX的厌氧降解试验。结果表明，混合菌群能够在反硝化条件下有效降解苯、甲苯、乙苯、邻二甲苯、间二甲苯和对二甲苯，BTEX 的降解规律符合底物抑制的Monod模型；他们给出了混合菌群在反硝化和硫酸盐还原条件下对BTEX六种组分的厌氧降解速率的排序是：甲苯＞乙苯＞间二甲苯＞邻二甲苯＞苯＞对二甲苯；另外，他们还考察了相同的细菌在不同电子受体条件下对BTEX的降解性能，与硫酸盐相比，硝酸盐对BTEX的降解效率更高。

微生物对BTEX的降解不仅与各组分的性质相关，而且与BTEX各组分的初始浓度有关，当各组分的初始浓度不同时，微生物会表现出不同的利用类型。生物优先利用何种组分作为基质取决于其毒性和初始浓度（Jo et al.，2008）。不同基质共同存在时，微生物对BTEX的降解也会表现出不同的效应，综合起来主要表现为三个方面：①协同效应，即一种BTEX组分的存在促进其他组分的降解；②拮抗效应，一种BTEX组分的存在抑制其他组分的降解；③低浓度BTEX组分对其他BTEX组分的降解具有促进作用，然而在高浓度时产生抑制作用（Dou et al.，2008a，b）。Littlejohns et al.（2008）通过建立数学模型来定量研究以上这些相互作用，发现交互参数的动力学模型和共代谢模型能够较准确地预测BTEX的降解效率和生物量。

如果向原有土壤中接种BTEX降解菌比单独用该降解菌降解BTEX污染物速度更快。甲苯、乙苯和二甲苯可以被加入的真菌降解，然而苯需要土著微生物才能被降解。中性条件下，真菌的存在对土壤降解能力的影响较小。但是，在酸性条件下，固有降解菌的活性会受到抑制，真菌的存在会明显加快甲苯和乙苯的降解过程（Prenafeta et al.，2004）。

㈤ 煤中有害元素洗选迁移的环境效应

煤中有害元素通过洗选释放到大气圈、水圈和岩石圈，会污染地表水、地下水、大气，也会降低土壤质量，进而危及生态环境平衡及人体健康。有害元素在水-土壤-生态环境系统中迁移富集的能力以及对表生环境的污染程度，受元素本身地球化学特性及表生环境介质性质等因素的控制。由本章前面的分析可知，煤中有害元素在洗选过程中主要向中煤、煤泥（尾煤）、煤矸石及洗后水中迁移富集，因而对这些洗选产物的处置及深加工应该引起高度重视。

1.煤和煤泥中有害元素富集的环境效应

测试数据显示，煤中有害元素通过洗选明显向中煤和煤泥富集，如煤泥中Se，Zn，S_t，d，Hg，Ba，As的平均富集率超过100%，其他绝大部分有害元素的富集率都超过50%（表6-6）。如果用煤泥作为民用或热电厂燃料，产生的环境危害将远比直接燃烧要大得多。下面，以As为例，简要阐述其对环境的影响。

As是煤中挥发性较强的有毒元素，煤燃烧时大部分砷形成剧毒的砒霜（As₂O₃）和As₂O₅化合物侵入大气环境，一部分残留在灰渣和飞灰中。在雨水淋滤过程中，灰渣和飞灰中残留的As部分向水、土壤环境迁移转化。在我国新疆、内蒙古、贵州等地，发生过由于环境中砷含量过高导致“地方性砷中毒”的实例（蒋玲等，1996）。早在1965年到1966年，贵州省织金县就出现过砷中毒75例，安冬等（1992）又一次证实织金县As中毒事件属于煤烟污染型砷和氟联合中毒。在四川省巫山县，也发现煤烟型氟砷联合中毒事件，8～12岁儿童60份头发样和尿样中砷都偏高，超过对照样一倍多（朱岚等，1999）。

研究表明，上述中毒事件燃煤烟尘在室内聚集造成的，当地煤中As的含量并不高，只有（6.20±1.41）×10^-6，可室内飘尘的砷含量竟高达2.299mg/m³。因而，对煤泥的处置，应加强管理，杜绝用煤泥作燃料。

2.煤中有害元素向洗后水中迁移的环境效应

前已述及，安太堡煤中Cr，Sr，Pb，V，Mn的洗选溶出率大于50%，可见煤中这些有害元素易释放到水中去。安太堡煤样洗后水中Pb的浓度为0.0513mg/L，超过生活饮用水卫生标准0.05mg/L（GB5749—85）；Mo的浓度为0.0239mg/L，超过美国灌溉水推荐浓度0.01 mg/L。

安太堡、公乌素煤样洗后水中V的浓度分别为0.1573mg/L和0.1175mg/L，均超过地面水有害物质最高允许浓度0.1 mg/L（TJ36—79）。由此表明，煤炭洗选会对水质造成较大的污染，对洗后水如不经处理随意排放，其中的高浓度有害元素必然会对环境和人体健康造成危害。

3.煤矸石中有害元素迁移的环境效应

煤矸石既可随采煤过程排出地面，也可通过洗选被进一步聚集。煤矸石产量占原煤产量的10%～30%，产量极其巨大。我国每年排放矸石约1.5亿～2亿吨，截至1995年底已在地表堆积30亿吨以上，占地约22 万公顷。在已堆积的1500 余座矸石山中，近300座发生过自燃或正在发生自燃。如此之多的煤矸石，不仅占用了大量土地，而且由于淋滤作用和自燃作用产生的有毒物质，使土壤、大气、水体遭受严重污染。

例如，乌达矿区某矿煤矸石山自燃，排出 SO₂和 H₂S 的最高日平均浓度达10.69mg/m³，使该地区呼吸道疾病发病率明显高于周边地区。再如，铜川矿务局13个矿中有6个矿的矸石堆发生自燃，导致矸石山周围地区SO₂和TSP等严重超标，在自燃矸石山周围工作5年以上的职工都患有不同程度的肺气肿病。自燃矸石山附近寸草不生，稍远处树木、作物也受酸害。所以，煤矸石是矿区主要的污染源之一，治理煤矸石山的污染也是煤矿区环境治理的重要任务之一。

煤矸石中有害元素可以通过燃烧向环境中的迁移。一般认为：常温下（25℃）煤矸石中黄铁矿可以发生氧化反应（4FeS₂+11O₂→2Fe₂O₃+8SO₂+3412kJ）；如果供氧不足，则释放出硫磺（4FeS₂+3O₂→2Fe₂O₃+8S +917kJ）；如果有水参与，还会产生硫酸（2SO₂+O₂→SO₃+189.2kJ，SO₃+H₂O→H₂SO₄+79.5kJ），从而加剧氧化。这些放热反应形成的热量在矸石山内部不易扩散，热量积聚超过煤的燃点时就产生自燃，一座矸石山自燃可长达十余年至几十年。自燃后，矸石山中部温度800～1000℃，矸石融结，同时向大气中释放出含有害微量元素，SO₂，CO₂，CO，H₂S等的气体和可以致癌的稠环芳香化合物，造成大气污染。据阳泉矿务局监测，矸石自燃后大气中 CO 浓度为125.9mg/m³，SO₂为19mg/m³，大大超过大气最低标准要求。葛银堂（1996）对通过燃烧模拟实验，得出煤矸石中几种有害元素的自燃挥发率，并认为就山西各主要矿区煤矸石自燃物排放浓度而言，除部分样品Cd不超过规定外，其余元素均超过工业污染源评价标准，构成工业污染源。

煤矸石中有害元素对水环境的污染，主要通过直接污染和间接污染两种方式。直接污染是指煤矸石中有害元素直接进入水环境中，如Hg，As等进入水环境中，没有改变自身的价位和性质，仍保持原有的化学毒性。间接污染是指从煤矸石中释放到水环境中的微量元素浓度并不高，或在煤矸石中没有毒性，但在淋滤作用过程中发生物理化学、化学或生物变化，其价位发生升高或降低，或改变了水环境的性质，这种方式又称二次污染。余运波等（2001）认为，山东部分煤矸石堆放区附近水体中微量元素有害成分，如Be，U，Mn，Sr，Mo，Ni，F等存在超标或浓度过高的现象。葛银堂（1996）对山西部分矿区煤矸石进行淋滤实验后发现：与地面水Ⅴ类标准相比，淋滤水中超标的元素有Se，Zn，Mn，F，Fe等；以生活饮用水标准评价，Se，Zn，Cr，Mn，F，Fe等元素超标。White等（1984）认为，As，Cd，Se，Pb等元素的淋出浓度常常超过水质标准，而Hg 的淋滤较低，不会造成危害。

崔龙鹏等（1998）通过研究认为，煤矸石中淋溶出的有害元素 Cd，Pb，Hg，Cr，As，Cu，Zn等，会对接纳水体构成一定的污染。这些元素的毒性很大，能在环境和动植物体内蓄积，引起急慢性中毒，造成肝、肾、肺、骨等组织的损害，会侵害人体呼吸、血液循环、神经和心血管系统，甚至能够致畸、致癌、致死，对人体健康产生长远的不良影响。对淮南某矿煤矸石淋溶水的研究结果表明，除Hg外，上述其他元素含量均大大超过国家第一类污染物最高允许排放浓度，这些有害元素的排放与转移，必然会对塌陷区积水及周围水系造成严重污染。

煤矸石中有害元素可以通过风化、淋滤及其他作用向土壤环境中的迁移。Longmiro曾对多种元素进行土柱实验，发现Pb，Zn，Cd，Hg，Cr，Cu，Ni等的阳离子在土壤中发生沉淀和交换作用，迁移能力相对较低。刘桂建等（1999）认为，Cu在土壤中的迁移能力弱于Zn和Pb。李林涛等（1991）对山东某煤矿矸石堆与周围土壤中的Hg进行了对比分析，发现Hg在周围土壤中的浓度高于土壤对照点中的浓度，说明煤矸石中Hg对土壤的污染效应还是较为明显的。煤矸石中有害元素的淋滤排放浓度受雨水和其他汇水量大小的控制，一般要按淋滤水最大量来计算。计算结果表明：在山东兖州矿区济宁二号井和三号井，年排放矸石为56.76万吨和70.59万吨，在pH=7的情况下，两矿井煤矸石每年向土壤中排放As的数量分别为5.676 kg和7.059 kg。

就鄂尔多斯盆地北缘-晋北地区来看，根据国家土壤质量环境标准（GB15618—1995），部分煤层顶底板中有害元素含量的统计结果见表6-13，与世界土壤元素含量平均值及土壤质量环境三级标准的比较结果见图6-20。国标中列出标准含量的元素种类较少，故在研究区只有Cd的含量超过土壤质量环境三级标准，其他元素无法比较。然而，与世界土壤元素含量平均值比较，发现研究区煤矸石中有害元素Cd，Hg，As，Pb，Cu，S，Se，U，Th，Mo及Ba的含量相对较高。其中，国标中没有列出的元素仅有 S，Se，U，Th，Mo及Ba，表明除个别元素（如Cd）外，研究区煤矸石对土壤的直接污染不是很大，与前述推论一致。

表6-13 研究区煤矸石中部分有害元素的含量（w_B/10^-6）

图6-20 鄂尔多斯盆地北缘-晋北地区煤矸石中有害元素的含量（S含量单位为%）

进一步而言，鄂尔多斯盆地北缘-晋北地区煤矸石中Cd的含量明显高出土壤背景值（陕西省农业土壤背景值0.118μg/g）及土壤质量环境三级标准，表明Cd对土壤环境存在污染潜势。

㈥ 摘要翻译 谢谢啊。找个英语棒棒的翻译 不要电脑翻译的

With lime soil and brown soil for using indoor simulation tests soil column leaching method, TaiGuXian equivalent average annual rainfall condition in different soil fertility in zinc vertical migration of characteristics. The results showed that the leaching after three different soil fertility in various forms of zinc most focused mainly on 0-5 cm. Different soil fertility of the zinc in different levels in different change.

㈦ 试验材料与方法

(1)试验材料与仪器

有机玻璃柱两根(φ5cm×60cm);高岭土(化学纯)、石英砂(5目、10目、20目)和腐殖酸;橡胶管、抗腐蚀特氟龙管(16#)、控制阀、量筒、棕色玻璃瓶、锥形瓶;蠕动泵BT100-2J(保定兰格);PNA-550RPM16种PAHs标液。

(2)装柱

试验装置选用内径5cm、高60cm的有机玻璃管为渗流土柱的外壁，底部中心有一个直径为0.8cm的小孔，用于连接抗腐蚀特氟龙管，在距离底部承托层10cm、20cm、30cm、40cm、50cm处分别设置取样孔，呈竖排列，在一条直线上，孔径为0.6cm。

土柱装填:在有机玻璃柱中分别装入混合均匀的同一配给比例和不同配给比例的人工配土，其中无机矿物石英砂为5目、10目、20目的混合配比，均质柱子中三者的配给比例为5∶5∶2，有机质在人工配土中的比例为3%。非均质柱子中以取样孔3为分界线，上下两介质石英砂的配比均为5∶2∶5，上下介质中有机质的含量分别为1%和0.5%。装样过程中，每隔2～3cm捣实一次，使土层尽量均匀并压实周边，以避免水流短路。随后把土壤表面划毛，继续下一次，装填后土壤容重接近自然状态下的容重。取样口外接橡胶管，并由控制阀控制。土柱用锡箔纸遮盖，以起到避光作用。

饱和土柱:土柱装完后，以稳定的流速从淋溶柱底部充去离子水以排除柱内的空气，使土壤通过毛管上升水湿润达饱和状态后，等到土柱顶端出现水层时，再将孔隙中重力水排尽，目的是为了使试验更能模拟原装土壤的含水量，稳定孔隙结构和渗流速度，避免淋溶过程中空气的阻塞。

供水方式:将标液稀释到一定浓度作为淋溶液，用蠕动泵以恒定的流速从柱子的底端输入土柱中，以保持定水头的条件，每天24h淋滤，并进行观测。每隔一定的时间，在土柱不同深度的取样孔取样，并记录运行时间。水样经前处理后，测定PAHs的含量。柱试验的装置如图6.11所示。

㈧ 研究手段

国内外对氟的地球化学模拟研究主要有两种方法，利用计算机模拟程序模拟和物理实验模拟。

1.计算机软件模拟

早在20世纪80年代人们就开始了对水-岩系统化学反应的研究。Parkhurst et al.（1980）讨论了建立地下水系统及水-岩系统化学反应模型的理论和方法，编制了地下水地球化学模拟的计算机程序PHREEQE，并研究了美国佛罗里达州碳酸盐承压含水层的化学反应和质量迁移。至1985年，已有50多个计算机地球化学模拟软件。Kenoyer et al.（1992）利用PHREEQE软件对美国威斯康星州北部砂质硅酸盐含水层进行了水文地球化学模拟，研究了地下水化学的演化过程及演变趋势。

国内学者曾溅辉等（1997）利用化学热力学和化学动力学理论，以及多反应组分系统水动力弥散运移与化学反应耦合模型的理论和方法，对河北邢台山前平原氟的地球化学行为进行了数值模拟。刘春国等（1994）将热力学的水化学形成模型引入高氟地下水成因及迁移转化问题上，建立了风化-蒸发耦合模型，模拟了地下水高氟的起源、演化、发展的水化学作用。郭清海等（2006）用PHREEQC软件模拟了太原盆地氟的水文地球化学过程，认为HCO₃-Na型水有助于含氟矿物的溶解，在补给区和径流区，含氟矿物的溶滤是F^-增加的原因，在排泄区，蒸发是氟富集的主导因素。刘瑞平（2009）应用氟的质量平衡模型，模拟了含氟矿物在水文地球化学分带中的溶解沉淀及迁移转化规律。他将模型归结为：初始溶液组分+“反应物”→终点水溶液组分+“生成物”。

这些水化学的模拟都是建立在化学平衡的基础上，假设体系处于局部平衡状态，在给定温度与压力和各个离子组分的条件下，找到体系的最稳定状态，建立预测水溶液组分热力学性质的水化学模型，这种水化学模型受到质量守恒的约束。

2.物理实验模拟

物理实验的方法主要是通过模拟大气降水、岩土空隙溶液成分、岩土及含氟矿物的淋溶、浸泡实验和土柱实验建立非饱和带水-土系统和非饱和带水土界面氟迁移、富集的地球化学反应模型。曾溅辉等（1997）将南王庄非饱和带土体按比例缩小成50cm的土柱，用pH值为6.3的蒸馏水代替大气降水作为渗滤液，进行土柱淋滤实验，对渗滤液进行测试分析，得出非饱和带土体是浅层地下水的主要供氟源。李伟娟等（1995）用饱水动态土柱法对氟离子的吸附、解析特征及其反应动力学特征进行探讨。李日邦等（1992）以蒸馏水作为淋溶液对8种土壤进行了淋溶试验研究，表明不同的淋溶程度，氟的淋溶浓度也不同。

㈨ 室内土柱实验怎么分层取土

你的淋洗试验，正常情况下，土壤要过多少目的筛啊？如果过的筛比较细，应该就没什么问题。如果，你是要过2mm这样的粗筛，建议你还是换一下土样。因为，你现在的土壤结皮后，相当于把原有土壤的结构破坏了埃

㈩ 淋滤试验

采用自行设计的土柱试验装置进行BTEX在河流渗滤过程中的环境行为试验模拟。土柱试回验装置由三部答分组成，其中通过淋滤液输入系统把配制好的、代表含有不同污染组分的淋滤液源源不断地供给模拟的河流渗滤系统。模拟的河流渗滤系统是把从野外采集的河流沉积物装入有机玻璃柱中，制成模拟的河流渗滤系统，其入口连通淋滤液输入系统接纳渗滤液，其出口连通淋滤液输出采集系统，污染河水在流经模拟的河流渗滤系统过程中，被该系统净化。通过淋滤液输出系统采集经模拟的河流渗滤系统净化后的渗滤液并测量其流量，然后测定渗滤液中各目标组分的浓度。淋滤液由实验室人工配制，以模拟BTEX污染河水，分别以 和 作为电子受体加入到两套渗滤系统的淋滤液中，并源源不断输入到土柱中，模拟在不同条件下河流渗滤系统中BTEX的迁移转化机理。通过每日定时从土柱采集渗滤液并测定其BTEX各组分的浓度，同时测定其中 和 的浓度并绘制出各组分浓度变化的历时曲线。当渗滤液中各组分浓度稳定后，将土柱拆除并将土壤进行微生物指标测定，从而研究在模拟的河流渗滤系统中BTEX的微生物降解性能。