土柱淋滤实验装置一维

Ⅰ 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。土柱试验装置由三部分组成，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。

Ⅱ 淋滤模拟实验条件和步骤

1.实验样品及淋滤液

在酸度计上用稀硫酸调pH=2的去离子水、用稀硝酸调pH=4和pH=7的去离子水，作为3种淋滤液备用。将待淋滤样品粉碎至40～100目均匀搅拌，然后按四分法对角取样20.0 g装入淋滤柱中，轻敲柱壁使样品在柱内均匀堆实。

2.淋滤时间

淋滤时间的选择是非常重要的，长期淋滤实验要求必须等待较长的时间，这是非常困难的。但是，淋滤样品与淋滤液间的平衡需要很长的时间，正如Hassett（1994）所指出的，只有长期淋滤试验提供的浓度变化趋势才是科学的和可信的。限于客观条件本实验选取22，23，24，25小时为时间间隔，实验研究样品在连续60小时内的淋滤行为。

3.淋滤实验步骤

将淋滤所用的各种仪器均用14%HNO₃浸泡24 h，再用去离子水冲洗干净待用。将淋滤柱固定好，分别用3种淋滤液进行淋滤，使柱内样品层上始终保持约有5cm高的淋滤液，控制流速为3.0 mL/h。分别用25 mL，25 mL，50 mL的比色管和100 mL的容量瓶承接，并分别于4 h，12 h，28 h和60 h时取出液体，用去离子水冲至刻度、摇匀，做待测定液体。As，Se和Hg用原子荧光法测定，其余用等离子质谱测定，同时测定对应淋滤液的空白值，两数值之差即为测定结果。

4.相对淋出率计算

11种元素在3种淋滤介质下，在4 h，12 h，28 h和60 h 4种淋滤时间段下所接收的淋滤液中元素的浓度见表8-3。淋滤液恒定流速为3.0 mL/h，所以每个时间段淋滤液的体积也是相同的。根据淋滤液中元素的浓度可以计算该元素在不同时间段、各种淋滤介质中的绝对溶解量，进而计算出相对淋出率L_x（简称淋出率）：

L_x=avt/AM

续表

式中：L_x为元素x的淋出率；a为元素x在淋出液中的浓度；v为淋滤液流速；t为淋滤时间；A为元素x在样品中的浓度；M为样品的总质量。

Ⅲ 淋滤实验结果分析

用饱和碳酸水对安顺和遵义剖面各样品柱进行淋滤，淋出液各元素浓度的检测结果见表5-3，并以淋出溶液的元素浓度为纵坐标，以淋滤的次数N为横坐标，作淋出液中元素浓度的变化曲线（图5-3、图5-4）。

1.淋出液中Ca的浓度检测结果分析

由图5-3可见，从白云岩中淋出的Ca较多，并随淋滤次数（时间）的增加而增加。从而可知，白云岩中的主要矿物白云石CaMg（CO₃）₂在碳酸水的淋滤作用下可较为迅速地溶解。土层中的Ca淋出最少，浓度在20mg/L以下，且随淋滤次数的增加而减小。可见土层中Ca含量很少（见表5-2），能被淋滤的也很小。白云岩溶滤层中Ca 的淋滤程度则在以上两者之间，可见溶滤层中的白云石也在不断分解。从溶滤层的淋滤曲线看，淋滤后期溶滤层中淋出的Ca浓度基本上达到了白云岩的淋滤水平。由此可以推测，在自然条件下，白云岩和溶滤层中的白云石受淋滤而分解的程度差不多，在白云石→溶滤层的过程中主要发生的是矿物粒间的溶蚀作用，因而两者化学成分相近；而在溶滤层→土层的过程中则可能发生溶蚀、充填、交代等作用。

表5-3 淋滤实验淋出液的元素浓度检测结果

续表

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图5-3 安顺剖面Ca的淋滤结果曲线

图5-4 遵义剖面Ca 的淋滤结果曲线

由图5-4可见，石灰岩中Ca淋滤出的浓度最大，且随淋滤时间的增加，Ca的浓度不断降低（从最高的256mg/L降到最低的127mg/L），可见方解石在碳酸水的淋滤作用下是容易淋失的。土层中Ca的淋出浓度最小，浓度最高值也只有25mg/L，可见土层中可淋出的Ca含量很少（见表5-3）。溶滤层淋出的Ca浓度明显小于石灰岩，其淋出的浓度也是随时间增长而减小，最后Ca的淋出浓度降低到土层中Ca淋出的水平。可推测在自然条件下石灰岩遭受强烈的淋滤作用，方解石大量分解，从而形成溶滤层，同时在石灰岩→溶滤层的过程中成土物质大量增加，如SiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃+FeO含量的增加，因而在淋滤后期淋滤层受淋滤的程度与土层相近；石灰岩→溶滤层的形成过程中发生了溶蚀、充填及交代等作用。

将图5-3和图5-4进行比较，即将安顺剖面和遵义剖面淋出液中Ca的浓度变化情况进行比较，可见安顺剖面的土层淋出的Ca浓度总体上比遵义剖面土层中的要少，这可部分反映出安顺剖面土层中的碳酸盐岩矿物含量比遵义剖面的要少。遵义剖面中石灰岩及其溶滤层淋出液中Ca的淋出浓度比安顺剖面中白云岩及其溶滤层中淋出的Ca的浓度要大得多，变化更敏感和强烈。

2.淋出液中Mg浓度检测结果分析

Mg的检测结果如图5-5和图5-6所示。

图5-5 安顺剖面Mg的淋滤结果曲线

图5-6 遵义剖面Mg的淋滤结果曲线

由图5-5可见，安顺剖面中白云岩及其溶滤层的淋出液中Mg的淋滤情况类似于Ca的淋滤情况；而土层中则几乎淋不出Mg，这可能是由两种情况造成的：①白云岩及其溶滤层在遭受淋滤的过程中白云石大量分解淋失，从而使土层中含Mg量极小；②白云岩及其溶滤层淋出的Mg或由水体载入的Mg部分进入其他次生的矿物（如粘土矿物的蒙皂石）的晶格中，且其化学性质较稳定，不易淋失。由图5-6可见，遵义剖面土层中淋出的Mg浓度极低，这一情况的解释同图5-5。石灰岩中淋滤出的Mg浓度开始很高，可达150mg/L左右，随淋滤次数的增加其浓度迅速减小到27mg/L左右。与安顺剖面白云岩中Mg的淋出浓度相比较，石灰岩中Mg开始淋滤出的浓度高得多；而石灰岩溶滤层中几乎淋不出Mg 来。而从表5-2可知白云岩中Mg的含量远大于石灰岩。形成这种情况可能还是与方解石的溶解度明显大于白云石，以及两者由岩石→溶滤层的作用不同相关，即方解石遇到酸性水迅速溶解，晶格中的Mg也随之流失，且石灰岩溶滤层明显出现成土物质，其阻碍淋滤作用的进一步进行；而白云石的溶解度较小，溶解过程相对较为缓慢，所以Mg的淋失是以较为平稳、缓慢的方式进行的。

3.淋出液中Al的浓度检测结果分析

Al的检测结果如图5-7和图5-8所示。

图5-7 安顺剖面Al的淋滤结果曲线

图5-8 遵义剖面Al的淋滤结果曲线

由图5-7和图5-8可见，两个剖面的岩石和溶滤层中Al含量都很低，所以淋出的Al浓度也低。虽然土层中Al含量很高，但是也几乎淋不出Al来。可见碳酸盐岩红色风化壳中Al的化学稳定性极高。土层中Al含量很高的原因是在自然条件下Al本身的溶解度极小，不易迁移，土层中的主要粘土矿物都是由Si—O四面体和Al—O八面体构成的，且Al³⁺在矿物晶格中置换其他离子的现象很普遍，风化成土过程中次生粘土矿物不断增多，Al不断富集，从而使Al的含量不断增大。

4.淋出液中Si的浓度检测结果分析

Si的检测结果如图5-9和图5-10所示。

图5-9 安顺剖面Si的淋滤曲线

图5-10 遵义剖面Si的淋滤曲线

由图5-9可见，安顺剖面中白云岩与溶滤层的Si淋滤曲线十分接近，且淋滤出的Si浓度并不高，与白云岩及其溶滤层Si的含量较低（表5-2）相对应。土层中Si的淋出浓度也很低，但是从表5-2可以发现安顺剖面中土层Si的含量却很高，说明在碳酸盐岩红色风化壳形成过程中，从母岩（或溶滤层）→土层有富Si作用，这主要是土层中有大量在风化状态下层状硅酸盐粘土矿物以及石英等含Si矿物形成的结果。图5-9显示，遵义剖面土层淋出的Si浓度较大，石灰岩淋出的浓度较小，而石灰岩溶滤层几乎淋不出来。这可能是由于溶滤层已开始向土质转化，Si成为了新生粘土矿物组分，从而使Si的稳定性增强。Si可来自母岩风化分解和上覆土层淋滤下渗以及外来载体（水）带入。两个剖面土层中都有Si淋出，其可能原因是：①非晶质含Si物质的分解淋失；②粘土矿物晶格中的Si⁴⁺被其他离子交换出来并被淋滤；③土中少量石英溶解。

比较图5-9和图5-10，遵义剖面中土层和岩层淋出的Si浓度都明显大于安顺剖面的土层和岩层。其原因可能是安顺剖面的风化程度要高于遵义剖面。另外，对于碳酸盐岩红色风化壳的形成一般认为经历了3个过程：①富Si、Al脱Ca、Mg过程；②富Fe、Mn过程；③富Al脱Si过程。因此可以推测，安顺和遵义剖面都处于富Al脱Si过程，但安顺剖面发生脱Si作用比遵义剖面要早，遵义剖面正处于较强的脱Si阶段，而安顺剖面的脱Si作用已由强变缓。

5.淋出液中Fe的浓度检测结果分析

从表5-2看，两个剖面除土层外，溶滤层和岩层中含Fe都极少，红色风化壳在形成过程中有富Fe作用。由表5-3可见，两个剖面中不管是土层、溶滤层还是岩层淋出的Fe都微乎其微。但在遵义剖面中，由石灰岩中淋出的Fe明显高于其溶滤层，而从表5-2看，石灰岩溶滤层Fe的含量又明显高于其母岩，说明Fe是由新生粘土矿物贡献的，稳定性好；而母岩中的Fe则稳定性差，可能以游离态为主，可被淋滤。土中的Fe在氧化条件下基本上呈难溶性的氧化铁或氢氧化铁的状态存在，如针铁矿、纤铁矿、赤铁矿和无定形氢氧化铁等，同时在粘土矿物晶格中也有大量Fe离子，其稳定性也很高。

6.淋出液中Mn的浓度检测结果分析

由表5-2可知，两个剖面的土层、溶滤层及岩层中Mn的含量都极其小，所以图5-11和图5-12中3个柱状样Mn被淋出的浓度都很低。在氧化型风化壳中，氧化锰主要以四价或三价的复杂氧化物形式存在，这些氧化物在水中的溶解度很低，因而土层中几乎淋不出Mn来。在实测剖面中，锰的氧化物在剖面中通常以极难溶的铁锰结核出现在岩土过渡带。由表5-2可知，两个剖面的溶滤层锰的含量都略大于其母岩，这是由于一些含锰物质淀积于溶滤层而造成的。由图5-11和图5-12可见，两溶滤层中可淋出浓度较低的Mn，而两个剖面中的岩石却几乎淋不出来。于天人等（1990）认为，在还原环境中由Fe、Mn形成的物质的溶解度可大大增加，因此可推测，实测剖面中铁锰结核出现的岩土过渡带仍处于氧化环境的状态，而溶滤层极可能处于还原环境状态。

图5-11 安顺剖面Mn的淋滤结果曲线

图5-12 遵义剖面Mn的淋滤结果曲线

7.淋出液中微量元素淋滤结果及分析

除了对以上元素进行分析外，还检测了Zn、Cd、Cu和Pb4种微量元素。测试结果显示，两个剖面的淋出液中除Zn有少量淋出外（表5-3），其余3种元素都检测不到。可见这些微量元素在红色风化壳中的稳定性极好，且土层中的某些矿物质对它们有吸附作用，如氧化铁矿物等。

以上淋滤试验是在常温、常压下进行的，试验水温及室温为24～26℃，淋滤前饱和CO₂的水pH=4.12～4.17，淋出液的pH值变化较大，为6.86～8.09，但多在6.99～7.75之间，呈中性到弱碱性。虽然在试验中采用多种方法（如用输液器的滴管）尽量控制淋滤时间和速度，使各试样柱保持均匀渗滤，但仍不理想，这可能是造成淋滤曲线出现异常点以及淋出液pH值变化的原因。

Ⅳ 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

Ⅳ 传统研究方法的不完善之处

已经有许多研究者认识到研究高氟地下水的形成机理要从水文地球化学的角度出发，而且已经做了相当的工作，形成了一些研究方法，并取得了一些成果，最为常见的研究手段有三种。

1.土柱淋滤实验

曾溅辉、杨军耀等人将研究区非饱和带土体剖面按一定比例缩小成一定直径的土柱，然后分层装入有机玻璃圆柱体内并压实，最下部为含水细砂。一般采用与大气降水化学成分相似、pH值相近的蒸馏水代替大气降水作为渗滤液。最后对得到的淋滤液进行K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、Cl^-、

、

、F^-和pH等测试，然后对其进行分析。通过实验，曾溅辉认为大气降水渗入的主要过程表现为氟和化学组分从非饱和带土体向水中转移的过程。非饱和带土体是浅层地下水重要的供氟源，对浅层地下水的迁移富集具有重要影响。杨军耀认为非饱和带氟的迁移是以水-土间的相间迁移为主，由水动力作用引起的垂向位移相对较弱。

2.地下水样的化学分析

在研究氟的过程中，研究者无一例外都对地下水样品的化学指标进行了测定，测出了样品中所含的一些主要离子以及矿化度、pH等。然后通常的做法是，分析F^-与各种离子之间或者与某些离子的比值的相关关系，得出它们之间的相关系数、回归方程以及相关关系图。比较具代表性的结论有：金琼等对甘肃河西走廊地区氟的环境特征研究表明，氟的富集与贫化与水化学特征关系密切，一般低

的贫钙碱性水环境有利于氟的溶解与富集；刘瑞平等对关中大荔地区水氟的地球化学规律进行了研究，水化学组分中的Na⁺、Cl^-、

、pH与氟呈正相关，而Ca²⁺则抑制水中氟的增加；曾溅辉等人对河北邢台平原研究认为氟的保存条件取决于浅层地下水的化学成分特征，其中高氟地下水多形成于有利于氟富集和迁移的Na⁺、Ca²⁺、

、

为主的水化学类型中，氟与Ca²⁺的毫克当量百分数相关系数为-0.458～-0.749，（Na⁺+Mg²⁺）/Ca²⁺与氟呈正相关；丁丹等以淮北平原浅层水中的氟离子为研究对象，运用统计分析的方法研究氟离子的赋存化学环境，结果表明氟离子浓度随地下水中pH增大而增大，但是与K⁺+Na⁺浓度、Ca²⁺浓度、Mg²⁺浓度之间并无明显的相关性；郭天辉对宁夏灵武面子山山前地下水中氟的水文地球化学特征进行研究，认为地下水中的氟含量与水化学类型关系不明显，与pH及钠钙比呈正相关；王根绪等对西北干旱区氟的环境特征进行了研究，结果表明氟离子在碱性环境中容易聚集，且与矿化度呈近似正相关关系，但不反映确定的正比关系，同时认为氟离子的赋存环境与硬度、Ca²⁺、Na⁺等也有关。

3.地下水化学模拟

以化学平衡为理论基础进行地下水的地球化学模拟，通常利用质量守恒方程，依据热力学模型和水化学分析资料，确定地下水中各组分存在形式的浓度以及水相环境汇总矿物的溶解或沉淀趋势。更深一步的有利用质量平衡反应模型解释地下水水质变化规律，研究地下水的混合问题及预测水化学的演变。

这些研究方法对我们研究高氟地下水的形成机理有一定参考意义，但是这些方法在理论上还有一定的不足。

第一，它基于的是化学平衡，是一种平衡态。平衡态是指在没有外界影响的条件下，系统的诸性质不随时间改变的状态。因此，化学平衡是孤立系统的结论。它的规律都是用化学反应方程式来表征其形成过程，用化学分子式来表述形成的产物，而这些产物本身是化学平衡的结果，就是终态。这种平衡态确实反映了某一个点可能的趋势，但不是它的本质。然而，对于地下水系统这一开放系统，面对的各个地方都不是最终态，都不是静止不变的平衡态的产物。在地下水的运动过程中，它不断接受补给以及向外界排泄，另外各个地方的pH值、温度以及所处含水层开放条件在不同深浅及不同的部位都不一样，任何一点参加的反应物有上下游之间的关系，即这个开放系统既有输入也有输出。它是一直趋向于这种终态但永远达不到的动态过程，它表示当地自然条件多年形成的稳定动态变化过程，但它不是平衡态。在什么位置形成什么物质，它取决于各种组分、各种物理化学条件，也就是说有多种要素随机变化共同作用的结果。

第二，在各种实验过程中，反应物的浓度、数量、反应时的温度以及反应生成物都已知，而且实验中的化学反应体系一般物理相态比较单一，反应元素种类较少。但是化学反应体系作为一个开放系统，在化学上属于多元多相体系。我们还没有办法区分哪些是物理过程还是化学过程。于是我们对于地下水本身的各种组分的分析，它们的数量，形成的组合状态，氟呈简单离子还是配合物形式存在都还没办法识别。

第三，地下水中各相之间存在物质交换，并且在其运移过程中有物质的输入或输出，因此水样中的组分含量并不能代表高维的多元多相化学体系的全部生成物，因而难以提供完整的反应信息，从而导致了研究结果的不确定性和主观臆断性。

Ⅵ 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。

Ⅶ 水动力弥散系数的测定

目前，就非饱和土壤水动力弥散系数的测定来看，还没有公认而成熟的方法和规范可寻，当然，国内外一些学者在这方面也做了不少探索和研究。Yule和Gardner（1978）在假设弥散系数与速度成比例关系以及含水量均匀的前提下，进行室内短柱试验求得非饱和纵向和横向弥散系数，但由于假设偏于理想化，求得的参数难以体现实际情况。Smiles和Philip（1978），Smiles等（1978）求得水平吸水过程中溶质运移问题的半解析解，通过一维水平吸水实验，认为弥散系数仅为含水量的函数，与流速无关。De Smedt和Wierenga（1979，1984）在长30cm的一维垂直土柱中对两种不同粒径的玻璃球进行实验，认为弥散系数与平均孔隙流速呈线性关系。Jones和Watson（1982）用沙进行一维吸水实验，通过计算结果分析，当取弥散系数与平均流速呈线性关系时，计算结果完全落在实验结果的范围之内。杨金忠（1986）利用水平土柱试验，由数值方法反求参数，是个较有效的方法，但是求解非线性水流方程和对流弥散方程的复杂性，使之难以推广应用。黄康乐（1987，1988）基于质量守恒原理，借鉴求解水力传导度的瞬时剖面方法，提出了一种在实验和计算上都较为简单的室内和野外试验方法，并通过室内、野外试验证明该方法是较有效、精确的。石元春、李韵珠和陆锦文等（1986）以及清华大学的谢森传、杨诗秀和雷志栋（1989）进行了水平土柱的入渗试验，并根据试验结果求得了以含水率为变量的水动力弥散系数。张瑜芳、张蔚榛和沈荣开等（1997）提出，若已知土壤水、盐运动过程中某两个时刻的剖面分布，从质量守恒原理建立起剖面上各点的水分及盐分均衡方程，从而求出剖面上各点的弥散系数，此结果与根据实验用数值方法反求参数的结果相一致。

图2.3.3 扩散度拟合曲线

目前，对水动力弥散系数的结构形式的认识尚不统一（王亚东、胡毓骐，1992）。从理论上讲，水动力弥散系数D_sh为分子扩散系数D_s和机械弥散系数D_h之和。一般将溶质在土壤中的分子扩散系数仅表示为含水率的函数，而与溶质的浓度无关，常用经验公式来表示（雷志栋，杨诗秀，谢森传，1988）。用经验公式表示的分子扩散系数D_s为：

D_s=D₀αe^bθ （2.3.55）

式中：D_s分子扩散系数（cm²/min）；D₀溶质在自由水体中的扩散系数（cm²/min）；θ土壤含水率（cm³/cm³）；α、b均为经验常数。

据文献介绍（Olsen 和Kemper，1968），当土壤水吸力在0.3～15atm 的范围内变化时，上述经验公式中b=10 比较适合，α的变化范围为0.005～0.001（沙壤土-粘土），土壤粘性愈大，α值愈小。

一般认为，一维流情况下，机械弥散系数 D_h与平均孔隙流速 υ 的一次方成正比（Bear，1972）

D_h=α｜υ｜ （2.3.56）

式中：D_h机械弥散系数（cm²/min）；υ平均孔隙流速（cm/min）；α弥散度（为经验常数）（cm）。

综上所述，弥散系数D_sh表示为分子扩散系数D_s和机械弥散系数D_h之和，即

D_sh=D₀αe^bθ+α｜υ｜ （2.3.57）

当对流速度相当大时，机械弥散的作用会大大超过分子扩散作用，以致于水动力弥散中只需考虑机械弥散作用；反之，当土壤溶液静止时，则机械弥散完全不起作用，而只剩下分子扩散了。一般情况下，土壤中的溶质运移，都同时存在分子扩散和机械弥散作用，但实际上很难区分开来，因此，将分子扩散和机械弥散综合统称为水动力弥散。实际应用中，有的学者将水动力弥散系数表示为形如分子扩散系数形式的指数函数，如 Smiles 和 Philip（1978），谢森传、杨诗秀和雷志栋（1989），认为纵向弥散系数对孔隙水流速不敏感，因此，D_sh可以单独作为含水率的函数来对待。但从文献资料看，目前不少学者将水动力弥散系数表示为形如机械弥散系数形式的线性函数，认为D_sh与平均孔隙流速υ的一次方成正比。本文所测定的水动力弥散系数取前一种形式。测定方法有水平土柱法和垂直土柱法。

图2.3.4 垂直土柱试验装置示意图

（一）垂直土柱法

试验装置如图2.3.4 所示，土柱上装有负压计和盐分传感器以测定土壤负压和土壤溶液浓度，供试溶液由马氏瓶从底部进入土柱。为了计算水动力弥散系数（Hydrodynamic Dispersion Coefficiet），首先计算水分通量，然后计算盐分通量，最后由水分通量和盐分通量计算水动力弥散系数。

1.水分通量

若已知溶液从底部补给土柱的水量，以及不同时刻剖面含水率的分布，则由水量均衡原理，土柱上任一截面z处的水分通量q_z可表示为：

土壤水盐运移数值模拟

即

土壤水盐运移数值模拟

式中：q_z为任一截面z处的水分通量（cm/d），q₀为土柱底部的进水量（cm/d），θ为体积含水率（cm³/cm³），Δt=t₂-t₁为时段（d）。

上式（2.3.59）写为离散格式：

土壤水盐运移数值模拟

式中：k为时段数。

2.盐分通量

若已知土柱底部溶质通量，以及不同时刻剖面含水率和溶质浓度的分布，则任一截面z处的溶质通量J_z由质量守恒原理得：

土壤水盐运移数值模拟

土壤水盐运移数值模拟

式中：J_z为任一截面 z 处的溶质通量（g/cm²·d）；J₀为土柱底部的溶质通量（g/cm²·d）；c为土壤溶质浓度（g/cm³）；θ为体积含水率（cm³/cm³）；Δt=t₂-t₁为时段（d）。

式（2.3.62）写为离散格式为：

土壤水盐运移数值模拟

3.水动力弥散系数

根据水动力弥散原理，溶质通量等于水动力弥散通量与对流通量之和，即：

土壤水盐运移数值模拟

土壤水盐运移数值模拟

式中：J 为溶质通量（g/cm²·d）；D_sh为水动力弥散系数（cm²/d）；c 为溶质浓度（g/cm³）；θ为体积含水率（cm³/cm³）；Δt=t₂-t₁为时段（d）。

式（2.3.65）写为离散格式为：

土壤水盐运移数值模拟

将前面计算出的

和

代入式（2.3.66）即可计算水动力弥散系数D_sh，倘若取一系列z断面则可计算出一系列D_sh，从而将D_sh和对应的θ值或孔隙流速υ拟合成经验公式。

（二）水平土柱吸渗法

试验装置如图2.3.5所示，溶液由马氏瓶从土柱一端水平渗入，土柱为初始含水率和盐分含量均匀一致的半无限土柱，这个问题可以用如下的水盐运移方程进行描述。

图2.3.5 水平土柱试验装置示意图

水分方程：

基本方程，

土壤水盐运移数值模拟

式中：D（θ）为水分扩散度（cm²/min）；θ为与输入端（进水边界）的水平距离为x处的体积含水率（cm³/cm³）。

定解条件，

土壤水盐运移数值模拟

式中：θ_i为初始体积含水率（cm³/cm³）；θ_s饱和体积含水率（开始试验后在边界处瞬时形成）。

盐分运移方程：

基本方程，

土壤水盐运移数值模拟

式中：D_sh为水动力弥散系数（cm²/min）；c为与输入端（进水边界）的水平距离为x处的溶质浓度（g/cm³）；q为水流通量（cm/min）；θ为体积含水率（cm³/cm³）。

定解条件，

土壤水盐运移数值模拟

式中：c_i为初始土壤溶液浓度（g/cm³）；c₀为所供给溶液浓度（g/cm³）。

由水分方程可以解出扩散度：

土壤水盐运移数值模拟

由盐分方程可以解出水动力弥散系数，由于，

土壤水盐运移数值模拟

所以盐分运移的基本方程式（2.3.69）可以展成：

土壤水盐运移数值模拟

采用 Boltzmann 变换，将上述偏微分方程化为常微分方程，令

，则式（2.3.73）变为：

土壤水盐运移数值模拟

将

，

代入式（2.3.74）得：

土壤水盐运移数值模拟

令

土壤水盐运移数值模拟

将式（2.3.71）代入式（2.3.76）得：

土壤水盐运移数值模拟

将上式写为离散格式为：

土壤水盐运移数值模拟

式（2.3.75）可写为：

土壤水盐运移数值模拟

Boltzmann变换后盐分运移问题的定解条件变为：

土壤水盐运移数值模拟

将上式（2.3.79）两边在区间［c，c_i］上积分，求出水动力弥散系数：

土壤水盐运移数值模拟

写为离散格式为：

土壤水盐运移数值模拟

根据试验数据用式（2.3.82）即可计算水动力弥散系数D_sh。

（三）水动力弥散系数测定结果

本书采用水平土柱吸渗法进行水动力弥散试验。由于不同溶质在土壤中的弥散系数基本相同（张瑜芳、张蔚榛和沈荣开等，1997）；通过不同浓度的入渗试验证明，入渗溶液浓度和初始含水量对D_sh影响不明显（石元春、李韵珠和陆锦文等，1986）；理论分析和实验证明，入渗溶液的浓度对土壤水分的运动影响很小（谢森传、杨诗秀和雷志栋，1989）。因此，本书选用氯化钠溶液作为供水水源进行弥散试验。

试验装置为分节的有机玻璃圆柱（图 2.3.5），柱长 70cm，内径 2.5cm，每节长3.5cm，节与节之间为钟罩式连接，柱的一端装有多孔板，供水装置为马氏瓶。测试土样同前，为寅阳1^＃粉砂壤土，大兴2^＃粉砂壤土，兴隆沙1^＃粉质粘壤土，土壤含盐量及离子组成见表2.3.5。其中寅阳1^＃砂壤土，兴隆沙1^＃粉质粘壤土的土壤盐分均以氯化钠为主，Cl^-和Na⁺的含量占绝对优势，而大兴2^＃砂壤土离子含量则以

和Na⁺为主。土的装填，分层按容重装填。供水水源为氯化钠溶液，由于寅阳1^＃砂壤土含盐量和Cl^-和Na⁺的含量较高，所以供水水源的浓度也较高，为20 g/L的氯化钠溶液，而大兴2^＃砂壤土、兴隆沙1^＃粉质粘壤土含盐量较低，所以供水水源的浓度也较低，为5g/L的氯化钠溶液。溶液由马氏瓶水平进入土柱，试验于1999年3月至6月进行，根据土壤质地不同，试验时间为300～1340min。

表2.3.5 土样含盐量及离子组成

试验结束后，迅速将土柱按节拆开取样。土壤含水率采用烘干法测定，土壤含盐量采用电导率仪测定。通过实验数据拟合的电导率与土壤含盐量的换算关系为

s=2.8882E_c+ 0.1016 （2.3.83）

式中：s为土壤含盐量（单位质量干土所含盐分的质量（g/kg））；E_c为电导率（土水比为1：5的浸提液，标准为10³档下的读数（mS/cm））。

土壤溶液浓度c与土壤含盐量s的换算关系为：

θc=γs （2.3.84）

式中：c为土壤溶液浓度（g/L）；θ土壤含水率（cm³/cm³）；γ 为干土容重（g/cm³）；s土壤含盐量（g/kg）。

根据试验的实测数据，按照上述算法进行计算。拟合的水动力弥散系数的经验公式如下：

寅阳1^＃（相关系数R=0.987）

D_sh（θ）=8×10^-6e^30.187θ （2.3.85）

大兴2^＃（相关系数R=0.981）

D_sh（θ）=4×10^-8e^47.965θ （2.3.86）

兴隆沙1^＃（相关系数R=0.993）

D_sh（θ）=0.0061e^12.448θ （2.3.87）

主要计算图件及拟合曲线见图2.3.6至图2.3.8。

图2.3.6 寅阳1^＃曲线图

图2.3.7 大兴2^＃曲线图

图2.3.8 兴隆沙1^＃曲线图

Ⅷ 水文地球化学微环境对地下水含氟量的影响

从水文地球化学的角度研究高氟地下水形成的化学机理是解释氟在水中迁移、聚集规律的重要途径，所以，一直被人们予以重视。

目前经常采用的研究手段主要是实验，一种是土柱淋滤实验，另一种是地下水样品的化学分析。这两种实验都是根据水中检出的化学组分，运用已有的化学理论推断地下水中曾经发生过的化学反应过程。应该指出，作为传统的手段，这些方法虽有其简便、快捷的优点，但在理论上存在缺陷。其一，测试结果的解释推断主要是依据传统的化学理论，即以孤立系统平衡态（化学平衡）认识为基础的理论，而地下水样品则取自开放系统非平衡态的地质环境中；其二，前人构建的化学反应方程式是在已知反应物组分、数量的前提下得出的，反应物和生成物在物质总量上是守恒的，实验的化学反应体系往往是低维的（参与反应的元素种类较少，物理相态单一），与之不同的是，地下水所处的环境是由岩（土）、水、气、生构成的，而且水中的组分也十分复杂，这种环境条件在化学上属于多相多元的化学体系，或者说是高维的；其三，水样中组分含量不是多相多元化学体系的全部生成物，而只是其中一部分。理由是各相之间存在物质交换，地下水运移途中也会有物质的补充或流失，所以水样测试结果难以提供化学反应前后的完整信息，从而导致研究结果的不确定性（多解）和主观臆断性。

基于上述认识，本次工作运用了非线性开放系统的协同学思想，对高氟地下水的成因进行理论分析。

如果把水样采集处的地下水空间视为一个系统，那么这个系统是一个多相多元开放系统且具有明确非线性特征的水文地球化学体系。系统内部的组成物质有岩（土）、水、气、生等。这些物质彼此存在直接或间接的化学联系。除此之外，该系统与其外界环境也有不同间断的物质能量输入和输出。根据系统理论，当外界环境对系统的输入和系统对外界环境的输出保持相对稳定，或者说输入和输出具有正常涨落的特征时，系统可通过内部的自组织将各组分之间错综复杂的关系协调起来，形成统一（同一）的结构模式，这种结果又称为协同效应，而此时的系统虽然仍受到输入输出波动的干扰，但在协同作用下，会将干扰化解，使系统保持宏观的稳定状态。对于一个具有宏观稳定态的系统来说，稳定态意味着其内部的水动力场、水化学场的基本状态不变，各种化学组分的种类和组分比也不随时间发生较大的波动。这种观点既适用于空间尺度较大的区域地下水系统，也适用于空间尺度很小的水文地球化学微环境。

协同学理论进一步指出，宏观稳定态的系统内部必然是多态的。这就是说，其内部存在多种低一层级的组织形式，而低一层级的组织形式也会包含众多不同的“类型”。从水文地球化学的角度来理解，所谓“类型”是指水文地球化学微环境中，各种化学组分按相对恒定的比例组合在一起，形成的多状态组合，这种观点又被称为多态理论。据此，许多水文地质现象可以得到圆满的解释。例如，在气候、区域地质背景相对稳定的自然条件下，区域水化学场可以存在多种不同类型的水质区块，而每个区块中不同微环境水化学类型各不相同，但它们又都是相对稳定的。如果再进一步，把氟的化学活泼性以及氟离子形式的多样性考虑在内，可以得到以下认识：①氟离子可以存在于多种地下水类型之中；②氟离子浓度在不同类型中会有一定差异；③在具有相同氟离子浓度的不同水化学微环境中，简单氟离子与配合形式的氟离子所占的比例是不同的；④决定各水化学微环境的氟浓度和离子不同比值的，可以由主导性的化学反应决定，也可以不存在主导性的化学反应，而是多个化学过程耦合的结果，例如多级化学反应。

然而，在多相多元水化学体系中，要想把各种化学反应逐一辨识出来，在客观上无法达到，对于高氟地下水形成过程的研究也是如此。因此，本次研究工作只能另辟蹊径。

在前述协同理论的指导下，本次研究采用了两种分析法，一种是类型分析法，即按水型划分类型，分析它们与高氟状态之间的统计关系，用来推断高氟地下水在何种水型中具有富集的趋势，从而为在高氟地下水成因与各种地下水微环境之间寻求客观联系提供线索。

这种方法，主要是依据取得的全部水样归纳出不同的水型。其原则是每个水样的即有阳离子和阴离子毫克当量数由大到小分别排序，然后，将阳离子的序列放在类型表示式的前方，阴离子序列在后，排序时氟离子暂不参与，直到各种水型的归纳工作完成后，再将属于该水型的全部水样作为样本数，统计其中高氟地下水点（氟浓度＞1mg/L）出现的频率，进而分析高氟地下水与各种水型（类型）之间的亲疏关系。上述研究工作分两步进行，第一步主要对南阳盆地、开封—周口一带水样进行研究；第二步利用信阳、焦作的水样资料验证第一步所得认识。研究工作最终得到以下认识：①高氟地下水在高钠低钙的类型中出现的频率较高，说明高氟地下水对这些水型有较好的亲和性，可能存在主导性的化学反应；②高钠低钙的水中，钙的毫克当量浓度越小，出现高氟地下水的可能性越大；③非高钠低钙的多个类型中，个别类型高氟地下水出现的频率也较高，其原因可能是这些水样的氟是多种化学反应耦合的结果。

需要说明的是，本次研究过程没有采用相关分析和回归分析法去寻求各类型与氟浓度的相关关系，其原因是，在水文地球化学领域相关分析和回归分析法只适用于反应物和生成物具有明显的因果关系，且这种因果关系必须是线性的或已达到化学平衡这一终态的反应体系中，对于可能具有非线性、远离平衡态特征的地下水微环境而言，反应的不完全和非线性，使相关分析、回归分析在研究地下水中各组分或组分比与氟含量之间的关联关系时，效果很差，不同学者研究的结果也往往偏差较大，甚至相悖。

为在第一种方法研究的基础上更深入地揭示高氟地下水形成的化学机理，本次研究提出另一种分析方法，即水化学相图分析法。这种方法的实质是把每一个水样视为一个类型。类型是由钙的毫克当量浓度、钠的毫克当量浓度、矿化度、pH值等为要素，当所有的水样点依上述方法投在一张图上时，每个点就代表一个类型，就形成水化学相图。本次绘制的水化学相图包含了两部分资料，一是南阳盆地和周口一带的水化学资料；二是信阳、焦作的资料。前者作为研究的基础，后者是对前者所获新认识的检验。利用该种方法，本次研究发现了一些全新的规律，详见具体章节。

Ⅸ 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。

Ⅹ 微生物对土层中垃圾污染物的净化作用^[、]

一、研究意义

天然粘性土对垃圾污染物具有阻隔和净化能力。这种阻隔和净化能力一方面是粘性土具有机械过滤、离子交换、物理吸附作用和络合、螯合、分解等化学作用，另一方面，土中具有大量的微生物活动，这些微生物对垃圾污染物具有生物、生物化学作用，能把有毒有害物质转化成无毒无害物质。但是，土中微生物对垃圾污染物的这种净化究竟有多大？能否在土层中添加土壤微生物的营养物质，促使微生物优势菌种的大量繁殖，以增强其对污染物的净化能力？对这些问题的回答，对于垃圾填埋技术的突破及微生物地球化学的理论和方法发展，都具有重要的意义。目前，土壤微生物学的研究又进入了一个新领域，人们可以利用微生物处理污染物和污水，降解土壤中有机污染物，消除作物的土壤传染性病害，这对于净化环境和土壤保健是大有好处的。但是，研究土壤中的微生物对垃圾淋滤液污染物的净化作用的成果，在国内学术期刊上还未见有报道，在国外学术期刊上也较少，这是一个新的研究领域，已成为环境科学家关注的焦点之一。因此，此项研究具有特别重要的理论研究价值。

城市垃圾的不适当处置，已经引起了世界范围内的人类健康和环境问题，对其进行有效控制和处理、处置，已成为各国广泛关注的问题之一。在对固体废物的处理方法中，地质填埋法是世界各国最普遍采用的方法。这种处置方法的最关键技术是场地的防渗衬垫的铺设。迄今为止，国内外对防止垃圾渗滤液污染环境的思路是：禁止渗滤液向场外渗漏。在这种思想的指导下，为保护环境，对垃圾渗滤液处理采用铺设衬垫防渗与建污水处理厂的方法。所用的防渗衬垫中要铺设低透水的土工膜，使垫层结构复杂、材料昂贵、铺设难度大，造价高昂。一个中等规模填埋场防渗衬垫的造价高达数百至上千万元，而一个垃圾渗滤液处理厂的建立，需要投资上千万元，运转则需要数百万元/年。需要如此高昂的费用，对于一般的中小城市，是一个沉重的负担。我国的许多垃圾场污染环境，都是由于防渗衬垫的铺设达不到要求或垃圾渗滤液处理厂无法运转而造成的。如何使防渗层环保效果好，又不需对垃圾渗滤液进行处理，这样就能达到即使垃圾填埋场环保效果好，又大大地降低成本，这是垃圾填埋处置所追求的目标。探索利用土壤微生物对垃圾污染物的净化作用，达到这一目的，既能产生重大的环境效益，也能产生巨大的经济效益，具有特别重要的实践意义。

基于上述，我们在实验室作了微生物对土中垃圾污染物的净化试验研究。

二、实验研究方法

（一）实验研究思路

在垃圾场底部渗滤液、防渗粘性土中的微生物一般以厌氧或兼性微生物为主，如脱氮硫杆菌（th.denitrificans）、反硝化细菌（denitrifying bacteria）、硫酸盐还原菌（pesulfo vibrio）、专性还原乙酸菌、产甲烷菌等。我们在实验室用土柱模拟在垃圾场底部、渗滤液之下土层中的微生物生长的环境条件，在实验室培养厌氧或兼性微生物菌液，将其置入模拟土柱的表层，让长有大量微生物的菌液随垃圾渗滤液进入土中，使其参与土层对垃圾污染物净化的全过程。并在土柱的不同深度定时取水样进行分析测试垃圾污染组分。同时作没有人工培养菌落的平行土柱淋滤净化实验，以对比两者的结果，研究微生物对土层中垃圾污染物的净化作用。

（二）实验研究方法

1.模拟试验装置

模拟实验装置如图5-2和图5-3。

图5-2 厌氧微生物对土中垃圾污染物的净化模拟试验装置

图5-3 粘性土对垃圾污染物的净化作用的模拟试验装置

2.垃圾污染液准备

垃圾渗滤液取自北京市丰台区北天堂垃圾场的底部。

3.具体实验

利用土体及其中的厌氧微生物作用联合净化垃圾污染液的模拟试验在一个温度、湿度可调节的实验室里进行，先把添加了0.2 g12%含磷量的复合磷肥的1600 mL垃圾渗滤液注入实验土柱，再取经垃圾渗滤液接种、优选、驯化过的多种厌氧或兼性微生物如脱氮硫杆菌（th.denitrificans）、反硝化细菌（denitrifying bacteria）、硫酸盐还原菌（pesulfo-vibrio）、发酵性产酸菌、专性还原产乙酸菌及产甲烷菌、反硝化菌等菌液各20 mL共计200 mL，在保证厌氧条件下，分别注入到柱内液面以下的土层中，保持室温在30～35℃。为使土柱内试验保持厌氧状态，将设计有单向出气小孔的密封橡胶塞置于土柱液面之上，以使微生物处于厌氧环境。沿土柱等间距由上到下分别布设4个取样孔，用负压单向取样器通过PVC管连接到负压取样瓶内，定时取水样进行测试分析。实验测试项目主要有

等。共进行了六回次相同试验。

三、实验研究结果

经过上述实验，得到如图5-4所示结果。

图5-4 微生物对土中垃圾污染物的净化作用效果图

由图5-4及表5-3可看出，无论是添加了厌氧微生物菌液的土柱，还是未加菌液的天然土柱，试验的第一回次对垃圾污染物中的

等的截污值均比第二、三、四、五回次的大，且上一回次的截污值总比下一回次的截污值大。更重要的是，添加了厌氧微生物菌液的土柱与未加菌液的天然土柱比较，前者各回次对TDS、

等的截污值均比后者大。这说明在粘性土中加入厌氧微生物菌液后，提高了微生物在土中对

等污染物的净化作用。粘性土在加入厌氧微生物菌液后，每回次的截污作用可得到明显的提高，截污能力可提高3%～90%，而各回次累积截污值可提高4%～21%，且随试验回次的增多，微生物的作用有增强的趋势。

表5-3 天然土体在强化微生物作用下对污染物去除率的提高比较表

四、结论

根据上述研究结果，可得出下列结论：

（1）土壤微生物对污染物的净化作用研究，是国际上环境科学研究的前沿领域之一，在理论和环境污染治理的应用实践方面均有及其重要的现实意义。

（2）在垃圾处置场的粘性土衬垫中加入厌氧微生物菌液，可使微生物作用得到强化，并明显提高了微生物在防渗层中对

等垃圾污染物的降解作用。这为开发价廉物美的垃圾场防渗衬垫打开了思路，为有污染问题的垃圾场提供了一个有效的治理方法。

（3）在粘性土中加入厌氧微生物菌液，提高土层及微生物联合作用对垃圾污染物的截留净化方法，还只作了初步尝试性的探讨实验。由于微生物的生长和生长环境的复杂性及垃圾污染物的多样性等，要形成一个比较成熟的方法或技术，还需进一步作大量的工作。