土壤表面電場(chǎng)對(duì)黃土母質(zhì)發(fā)育土壤水分入滲特性的影響及模擬*

楊志花 胡斐南 劉婧芳 許晨陽(yáng) 馬任甜 王子龍 趙世偉?

（1 中國(guó)科學(xué)院水利部水土保持研究所，黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西楊凌 712100）

（2 西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院，陜西楊凌 712100）

（3 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

土壤水分入滲是地表水轉(zhuǎn)化為土壤水的一個(gè)重要過(guò)程，它不僅決定著地表徑流量的產(chǎn)生進(jìn)而影響土壤侵蝕狀況，而且也決定著灌溉水的利用效率進(jìn)而影響作物產(chǎn)量[1-2]。因此，研究土壤水分入滲變化規(guī)律及機(jī)制，對(duì)合理利用和調(diào)節(jié)土壤水庫(kù)功能，增強(qiáng)土壤水分保蓄能力，減少土壤侵蝕，提高作物產(chǎn)量具有重要的科學(xué)價(jià)值和實(shí)踐意義[3]。

土壤水分入滲主要受土壤有機(jī)質(zhì)含量、容重、質(zhì)地、結(jié)構(gòu)穩(wěn)定性、土壤溫度及水質(zhì)等因素的影響。其中結(jié)構(gòu)穩(wěn)定性對(duì)土壤水分入滲的影響至關(guān)重要。團(tuán)聚體作為一種良好的土壤結(jié)構(gòu)體，其破碎后會(huì)釋放大量細(xì)顆粒物質(zhì)，堵塞土壤孔隙，降低土壤入滲能力[4]。土壤孔隙是水分入滲過(guò)程的主要通道，孔隙的大小和分布決定著水分入滲的快慢。對(duì)于某一特定土壤，水分入滲過(guò)程中土壤孔隙狀況受土壤結(jié)構(gòu)穩(wěn)定性的強(qiáng)烈影響。因此，良好的土壤結(jié)構(gòu)穩(wěn)定性對(duì)土壤水分保蓄具有重要意義。新近的研究發(fā)現(xiàn)：介觀尺度土壤內(nèi)力作用（靜電斥力，水合斥力和范德華力）所產(chǎn)生的壓強(qiáng)可高達(dá)數(shù)百個(gè)大氣壓，是團(tuán)聚體破碎的主要推動(dòng)力[5-7]，進(jìn)而對(duì)土壤水分入滲過(guò)程帶來(lái)影響。土壤內(nèi)力作用受到土壤溶液電解質(zhì)濃度和類型的影響。吳忠東和王全九[8]通過(guò)研究入滲水礦化度對(duì)土壤入滲特征的影響，發(fā)現(xiàn)在一定濃度范圍內(nèi)，隨Na+溶液濃度的升高，土壤的滲透性增強(qiáng)。郭太龍等[9]研究發(fā)現(xiàn)隨著入滲水的礦化度的增加，土壤的入滲能力增加。通過(guò)定量調(diào)控土壤表面電場(chǎng)強(qiáng)度，Yu 等[10]研究發(fā)現(xiàn)，隨著本體溶液電解質(zhì)濃度的降低，紫色土土壤表面電場(chǎng)的增強(qiáng)，土壤水分入滲速率減小?？梢?jiàn)，土壤表面電場(chǎng)將會(huì)深刻地影響水分入滲過(guò)程。

黃土高原是全世界水土流失最為嚴(yán)重的地區(qū)之一，降雨較少且集中。提高該區(qū)有限水的利用效率對(duì)維系區(qū)域生態(tài)環(huán)境安全和綠色農(nóng)業(yè)高效發(fā)展具有重要的意義。降雨或灌溉水進(jìn)入土壤后，首先使得土壤本體溶液電解質(zhì)濃度降低，土壤表面電場(chǎng)增強(qiáng)，團(tuán)聚體穩(wěn)定性降低，并最終影響水分入滲過(guò)程。盡 管有關(guān)黃土區(qū)水分入滲、有效性及其影響因素的研究較多[11-12]，但是關(guān)于該區(qū)土壤水分入滲過(guò)程中土壤界面性質(zhì)（土壤顆粒表面電場(chǎng)、電位）變化及其對(duì)入滲特性的影響尚不清楚，同時(shí)考慮土壤表面電場(chǎng)作用后經(jīng)典水分入滲模型的適用性還有待進(jìn)一步驗(yàn)證。

因此，本研究以兩種典型的黃土母質(zhì)發(fā)育土壤—塿土和褐土為研究對(duì)象，通過(guò)理論計(jì)算與試驗(yàn)驗(yàn)證相結(jié)合的方法，旨在探究土壤表面電場(chǎng)對(duì)水分入滲的影響，并采用經(jīng)典水分入滲模型進(jìn)行擬合。研究結(jié)果可為黃土高原土壤水分入滲的內(nèi)部調(diào)控新技術(shù)提供理論參考。

1 材料與方法

1.1 供試材料

以塿土和褐土為供試土壤，分別采自陜西楊凌和周至的農(nóng)田表層土壤（0～20 cm），去雜風(fēng)干后過(guò)1 mm 篩裝袋備用。供試土壤的基本性質(zhì)列于表1，其中土壤有機(jī)質(zhì)采用重鉻酸鉀外加熱容量法測(cè)定，pH 采用電極法（土水比：1∶2.5）測(cè)定，陽(yáng)離子交換量（CEC）和比表面積（SSA）采用物質(zhì)表面性質(zhì)聯(lián)合測(cè)定法測(cè)定[13-14]，土壤顆粒組成采用MS2000激光顆粒分析儀（馬爾文公司，英國(guó)）測(cè)定。

表1 供試土壤基本理化性質(zhì) Table1 Basic physical and chemical properties of the soils tested

1.2 樣品制備

為定量表征土壤電場(chǎng)對(duì)土壤水分入滲特性的影響，首先需要對(duì)土壤樣品進(jìn)行表面處理，制備成單一離子飽和樣品，以排除其他雜質(zhì)離子的干擾[5]。由于Na+在土壤顆粒表面較弱的極化能力，本研究中使用Na+飽和樣品[10,15]。Na+飽和樣品的制備過(guò)程如下[6,16]：首先，稱取1.5 kg 風(fēng)干土壤樣品，置于5 000 mL 大燒杯中，加入0.5 mol·L-1NaCl 溶液定容至5 000 mL，攪拌12 h 后離心（4 500 r·min-1，5 min），棄去上清液，重復(fù)上述操作3 次；之后，將NaCl 溶液換為去離子水，重復(fù)上述步驟，洗去溶液中多余鹽分。最后將飽和樣品在65°C 下烘干，研磨過(guò)1 mm 篩備用。

1.3 試驗(yàn)裝置與方法

本試驗(yàn)裝置為一組自制的有機(jī)玻璃柱[10]，由底座、長(zhǎng)方體裝土槽和加液槽3 部分構(gòu)成。底座為長(zhǎng)20 cm、寬15 cm、厚3 cm 的長(zhǎng)方體有機(jī)玻璃板。長(zhǎng)方體裝土槽內(nèi)腔長(zhǎng)、寬、高分別為3 cm、1 cm 和20 cm，底端以帶有2 mm 的小孔隔板隔開(kāi)，以保證裝置內(nèi)土壤的通氣性。上部加液槽高5 cm，用于加入入滲溶液。長(zhǎng)方體裝土槽和加液槽之間以帶有直徑2 mm 小孔的隔板隔開(kāi)，隔板上方放置數(shù)顆小玻璃珠，以減少液體注入時(shí)對(duì)表面土壤的沖擊。

本研究采用一維定水頭垂直積水入滲法測(cè)定入滲特性。參照實(shí)際土壤容重和入滲裝置的體積，將試驗(yàn)土壤容重設(shè)置為1.25 g·cm-3，裝樣時(shí)每2 cm 分層填裝[10,17-18]，層間打毛。土柱底部鋪墊鐵絲網(wǎng)和濾紙，防止土粒漏失。填裝好后，用帶有刻度的有機(jī)玻璃蓋板蓋好，側(cè)方涂抹凡士林密封。入滲過(guò)程中采用先密后疏原則依次記錄濕潤(rùn)鋒運(yùn)移位置變化及對(duì)應(yīng)入滲時(shí)間。入滲試驗(yàn)結(jié)束后，快速取下蓋板，每隔0.5 cm 取出各段土體，分別稱量烘干前后的土體質(zhì)量，計(jì)算土壤含水率、土壤累積入滲量及水分入滲速率[17,19-21]。

本研究中，土壤表面電場(chǎng)通過(guò)本體溶液電解質(zhì)濃度來(lái)定量調(diào)控。根據(jù)經(jīng)典雙電層理論，采用一系列不同濃度的NaCl 溶液作為入滲溶液來(lái)調(diào)節(jié)土壤電場(chǎng)。為了對(duì)比分析土壤電場(chǎng)作用對(duì)水分入滲的影響，使土壤電場(chǎng)在一個(gè)較寬的范圍內(nèi)變化，試驗(yàn)中將NaCl 溶液濃度梯度設(shè)置為1、0.1、0.01、0.001和0.0001 mol·L-1。

1.4 數(shù)據(jù)計(jì)算與分析

根據(jù)雙電層理論，在1∶1 型電解質(zhì)溶液中，土壤表面電位可由下式來(lái)計(jì)算[22]：

式中，φ0表示土壤表面電位，V；Z表示電解質(zhì)陽(yáng)離子的化合價(jià)；R表示氣體常數(shù)，8.31 J·mol-1·K-1；T表示絕對(duì)溫度，298 K；F表示法拉第常數(shù)，96 485.34 c·mol-1；a表示方程中間變量；κ表示德拜-休克爾系數(shù)，1·dm-1；C表示陽(yáng)離子交換量，cmol·kg-1；C0表示本體溶液中陽(yáng)離子的平衡濃度，mol·L-1；S表示比表面積，m2·g-1；ε表示介電常數(shù)，8.9×10-10C2·J-1·dm-1。

距離土壤顆粒表面x處的電位和場(chǎng)強(qiáng)計(jì)算公式如下：

式中，φ（x）表示距離顆粒表面x處的電位，V；x表示雙電層中距離顆粒表面的距離，nm；b表示中間變量；E（x）表示距離表面x處的電場(chǎng)強(qiáng)度，V·m-1。

對(duì)于勻質(zhì)土壤適用的入滲模型有Kostiakov 模型[23]和Philip 模型[24]，其公式分別如式（7）、式（8）所示：

式中，t為入滲時(shí)間，min；I為累積入滲量，cm（本研究以g 來(lái)表示）；A，K皆為擬合得到的經(jīng)驗(yàn)常數(shù)，A反映土壤入滲能力的衰減速度[25]，K為入滲開(kāi)始后某種意義上的第一個(gè)單位時(shí)段末的累積入滲量，在數(shù)值上等于第一單位時(shí)段末的入滲速度；S為吸滲率，cm·min-0.5，指土壤依靠毛管力吸收和釋放液體的能力，反映土壤前期入滲能力[26-27]。

本研究采用Excel 2003 進(jìn)行數(shù)據(jù)處理，Origin 9.1 進(jìn)行軟件作圖和土壤入滲模型擬合，SPSS 21.0軟件進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析。

2 結(jié)果與討論

2.1 表面電化學(xué)性質(zhì)

根據(jù)雙電層理論，本體溶液電解質(zhì)濃度的變化將影響土壤表面電位和顆粒周圍的電場(chǎng)。根據(jù)測(cè)定的比表面積和陽(yáng)離子交換量，不同電解質(zhì)濃度下土壤表面電位可通過(guò)式（1）～式（3）定量計(jì)算，結(jié)果如表2所示。由表2可知，在兩種土壤中，隨著本體溶液電解質(zhì)濃度的降低，土壤表面電位絕對(duì)值增大。例如，在高電解質(zhì)濃度 1 mol·L-1時(shí)，塿土和褐土的表面電位分別為-121.00 mV 和-112.25 mV；當(dāng)電解質(zhì)濃度降低至0.0001 mol·L-1時(shí)，塿土和褐土的表面電位高達(dá)-349.99 mV 和-340.56 mV。電解質(zhì)濃度從1 mol·L-1降低至0.0001 mol·L-1，兩種土壤的表面電位絕對(duì)值增長(zhǎng)了1.89 倍、2.03 倍。

依次將一系列的表面電位數(shù)值代入式（4）～式（6）中，得到不同電解質(zhì)濃度下的土壤顆粒周圍電場(chǎng)分布曲線，如圖1所示。從圖中可以看出，隨著距離的增大，電場(chǎng)強(qiáng)度不同程度的減小。各電解質(zhì)濃度下，土壤顆粒表面處的電場(chǎng)強(qiáng)度皆高達(dá)108V·m-1。在兩種土壤中，隨著電解質(zhì)溶液濃度的增加，土壤顆粒周圍相同距離處的電場(chǎng)強(qiáng)度減小，表面電場(chǎng)的作用距離急劇縮短。例如，當(dāng)電解質(zhì)濃度為0.001 mol·L-1時(shí)，電場(chǎng)作用距離達(dá)140 nm 以上；但當(dāng)電解質(zhì)濃度為1 mol·L-1時(shí)，電場(chǎng)作用距離壓縮至15 nm 以下。這表明，通過(guò)改變本體溶液電解質(zhì)濃度即可調(diào)控土壤顆粒周圍電場(chǎng)強(qiáng)度與分布。

表2 不同電解質(zhì)濃度下的土壤表面電位 Table2 Soil surface potential relative to electrolyte concentration

圖1 不同電解質(zhì)濃度下土粒周圍電場(chǎng)強(qiáng)度分布 Fig.1 Distribution of soil electric field strength around soil particles relative to concentration of electrolyte

2.2 土壤電場(chǎng)對(duì)黃土水分入滲特性的影響

2.2.1 濕潤(rùn)鋒運(yùn)移位置的變化 濕潤(rùn)鋒是指水分下滲過(guò)程中濕潤(rùn)層下緣明顯的干濕交界鋒面，其運(yùn)移速度的大小可反應(yīng)土壤的輸水能力[28]。濕潤(rùn)鋒位置的變化可直觀地反映土壤水的垂向運(yùn)動(dòng)特征。圖2給出了不同電解質(zhì)濃度條件下濕潤(rùn)鋒運(yùn)移位置的變化情況。從圖中可以看出，電解質(zhì)濃度對(duì)濕潤(rùn)鋒的運(yùn)移速度具有重要影響。隨著電解質(zhì)濃度增大，濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速度加快。例如，當(dāng)測(cè)定時(shí)間為300 min，電解質(zhì)濃度為0.000 1 mol·L-1時(shí)，塿土和褐土的濕潤(rùn)鋒運(yùn)移位置分別為2.05 cm 和2.15 cm；但當(dāng)對(duì)應(yīng)的濃度為0.1 mol·L-1時(shí)，運(yùn)移位置分別為8.51 cm和6.08 cm。此外，當(dāng)電解質(zhì)濃度低于0.01 mol·L-1后，不同濃度條件下濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速度較為緩慢且接近。例如，以塿土為例，當(dāng)測(cè)定時(shí)間為300 min 時(shí)，土壤本體溶液電解質(zhì)濃度為0.01 mol·L-1時(shí)，塿土中濕潤(rùn)鋒的運(yùn)移位置為2.84 cm；而當(dāng)對(duì)應(yīng)的電解質(zhì)濃度分別為0.001 mol·L-1、0.000 1 mol·L-1時(shí)，濕潤(rùn)鋒的運(yùn)移位置分別為2.08 cm、2.05 cm。同時(shí)，當(dāng)溶液濃度小于0.01 mol·L-1后，濕潤(rùn)鋒運(yùn)移位置幾乎不再隨入滲歷時(shí)的變化而發(fā)生改變。這表明0.01 mol·L-1是土壤水分入滲過(guò)程的臨界濃度。該條件下濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速度非常緩慢，說(shuō)明此時(shí)的土壤水分運(yùn)動(dòng)受到土壤電場(chǎng)的極大限制。

圖2 不同電解質(zhì)濃度下濕潤(rùn)鋒位置的動(dòng)態(tài)變化 Fig.2 Dynamics of wetting front position relative to concentration of electrolyte

2.2.2 累積入滲量的變化 土壤水分累積入滲量是指單位面積流入土壤的水分量，是土壤水分運(yùn)動(dòng)的主要特征之一。圖3給出了各電解質(zhì)濃度下累積入滲量隨著測(cè)定時(shí)間的變化情況。從圖中可以看出，電解質(zhì)濃度對(duì)水分累積入滲量具有重要影響。當(dāng)濃度較高時(shí)，累積入滲量隨著入滲時(shí)間的延長(zhǎng)而增加，曲線斜率由陡逐漸變緩；而當(dāng)濃度較低時(shí)（＜ 0.01 mol·L-1），累積入滲量變化曲線較為接近。例如，當(dāng)測(cè)定時(shí)間為300 min，電解質(zhì)濃度為0.001 mol·L-1時(shí)，塿土和褐土的累積入滲量分別為2.04 g 和1.62 g；但當(dāng)電解質(zhì)濃度升高至0.01 mol·L-1和0.1 mol·L-1時(shí)，塿土兩濃度下的累積入滲量分別為3.59 g 和10.69 g，與0.001 mol·L-1時(shí)的累積入滲量相比，增加幅度分別為75.98%和424.02%；褐土兩濃度下的累積入滲量分別為2.22 g、7.54 g，增加幅度分別為37.04%、365.43%。這表明土壤電場(chǎng)對(duì)累積入滲量的影響十分明顯。電解質(zhì)濃度0.01 mol·L-1是影響累積入滲量的臨界點(diǎn)。對(duì)比圖2，累積入滲量和濕潤(rùn)鋒隨時(shí)間變化的趨勢(shì)基本一致。

2.2.3 入滲速率的變化 入滲速率是指單位時(shí)間通過(guò)地表單位面積入滲至土壤中的水量[29]。圖4為塿土和褐土在不同電解質(zhì)濃度下入滲速率隨時(shí)間的變化情況。由圖4可知，不同電解質(zhì)濃度條件下的入滲速率隨時(shí)間的變化趨勢(shì)相同：在入滲初始階段（30 min 內(nèi)），各濃度下入滲速率皆急劇減??；在入滲穩(wěn)定前階段（30～250 min），隨電解質(zhì)濃度的降低，電場(chǎng)的增強(qiáng)，入滲速率皆緩慢減?。辉谌霛B穩(wěn)定階段（250～400 min），入滲速率逐漸趨于穩(wěn)定，該穩(wěn)定值即土壤的穩(wěn)定入滲速率。在塿土中，30 min 時(shí)，1 mol·L-1和0.000 1 mol·L-1下的入滲速率分別為0.060 cm·min-1和0.014 cm·min-1，穩(wěn)定入滲速率分別為0.010 cm·min-1和0.002 cm·min-1。而在褐土中，30 min 的入滲速率分別為0.057 cm·min-1和0.009 cm·min-1，最后穩(wěn)定在0.017 cm·min-1和0.003 cm·min-1。這表明水分入滲速率強(qiáng)烈地受到土壤表面電場(chǎng)的影響。

圖3 不同電解質(zhì)濃度下累積入滲量的動(dòng)態(tài)變化 Fig.3 Dynamics of cumulative infiltration relative to concentration of electrolyte

圖4 不同電解質(zhì)濃度下入滲速率的動(dòng)態(tài)變化 Fig.4 Dynamics of infiltration rate relative to concentration of electrolyte

2.3 黃土水分入滲過(guò)程的模擬

為定量分析不同電解質(zhì)濃度對(duì)黃土入滲性能的影響，采用Kostiakov 模型和Philip 模型試驗(yàn)數(shù)據(jù)進(jìn)行擬合。對(duì)兩種土壤的累積入滲量結(jié)果分別進(jìn)行兩種模型的擬合，擬合結(jié)果如表3所示，為便于表述，表中Kostiakov模型和Philip 模型分別簡(jiǎn)稱為K 模型和P 模型。

由表3可以看出，兩種土壤各電解質(zhì)濃度下，兩模型的決定系數(shù)R2均較大，Kostiakov 模型決定系數(shù)最大值為0.999，最小值為0.778；P 模型最大值為0.997，最小值為0.785，即Kostiakov 模型和Philip 模型均可對(duì)兩種土壤累積入滲量隨測(cè)定時(shí)間的變化情況做出較好的擬合，但比較決定系數(shù)R2可知，Kostiakov 模型擬合結(jié)果更好。隨著電解質(zhì)濃度的降低，Kostiakov 模型參數(shù)A略有減小，即入滲速率的衰減速度減緩，說(shuō)明隨著土壤表面電場(chǎng)的增強(qiáng)，入滲速率變化減小；參數(shù)K減小，第一單位時(shí)段末的累積入滲量或者第一單位時(shí)段末的入滲速率在持續(xù)減??；Philip 模型中，隨著電解質(zhì)濃度的降低，參數(shù)S減小，即吸濕率持續(xù)減小，前期入滲力減弱。

為進(jìn)一步分析兩種模型的適用性，對(duì)兩種模型的預(yù)測(cè)值與實(shí)測(cè)值進(jìn)行線性回歸分析。本研究中，通過(guò)分析擬合統(tǒng)計(jì)特征值（R2、殘差平方和均方根誤差RMSE 值），比較模型的擬合精度[30]，分析模型適用性。分析結(jié)果如表4所示。表中R2越大，殘差平方和越小，RMSE 值越小，說(shuō)明模型的擬合效果越好。如表4所示，綜合上述多個(gè)統(tǒng)計(jì)值發(fā)現(xiàn)，在兩種土壤中，各個(gè)濃度下的累積入滲量隨測(cè)定時(shí)間的變化，Kostiakov 模型的擬合結(jié)果更優(yōu)。

表3 累積入滲量隨測(cè)定時(shí)間變化情況兩種模型擬合結(jié)果 Table3 Comparison of two models fitting temporal variation of cumulative infiltration

表4 兩種模型下累積入滲量實(shí)測(cè)值與預(yù)測(cè)值回歸分析統(tǒng)計(jì)值 Table4 Regression statistics of measured and predicted cumulative infiltrations relative to model

2.4 土壤電場(chǎng)對(duì)水分入滲特性的影響

土壤表面電場(chǎng)對(duì)土壤水分入滲特性具有重要影響[10]。本研究發(fā)現(xiàn)，隨著本體溶液電解質(zhì)濃度降低，土壤表面電位升高，顆粒周圍電場(chǎng)增強(qiáng)（圖1）。不同電解質(zhì)濃度條件下，土壤水分入滲特性不盡相同，表現(xiàn)為：隨本體溶液電解質(zhì)濃度的減小，濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速度、水分入滲速率和累積入滲量均減?。▓D2～圖4）。這表明，隨著本體溶液電解質(zhì)濃度的降低，土壤電場(chǎng)的增強(qiáng)，土壤水分運(yùn)動(dòng)受到極大地限制，這與Yu 等[10]的研究結(jié)果一致。也有研究表明微咸水中的鹽分可以促進(jìn)土壤水分的入滲[31]。入滲時(shí)間相同的情況下，微咸水入滲的累積入滲量以及濕潤(rùn)鋒運(yùn)移深度均大于淡水入滲[32]。以上結(jié)果主要定性地歸因于本體溶液電解質(zhì)濃度對(duì)土壤顆粒雙電層結(jié)構(gòu)的影響，進(jìn)而影響水分入滲[10]。隨著本體溶液電解質(zhì)濃度的增加，土壤顆粒擴(kuò)散雙電層受到反號(hào)離子較大程度地壓縮，進(jìn)而降低土壤顆粒周圍電場(chǎng)強(qiáng)度和分布[33]。本研究中，根據(jù)經(jīng)典雙電層理論，定量計(jì)算了不同電解質(zhì)濃度條件下顆粒表面電位和土壤顆粒周圍電場(chǎng)強(qiáng)度的大小及分布。隨著本體溶液電解質(zhì)濃度的降低，土壤電場(chǎng)增強(qiáng)，顆粒間的強(qiáng)電場(chǎng)作用將會(huì)深刻地影響團(tuán)聚體的穩(wěn)定性，繼而影響土壤孔隙狀況，并最終影響土壤水分運(yùn)動(dòng)[10]。電解質(zhì)濃度變化所引起的較小的顆粒表面電場(chǎng)的變化使得宏觀上的入滲特性產(chǎn)生了較大的變化。

隨入滲時(shí)間延長(zhǎng)，入滲速率減小，濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速度減慢，累積入滲量增加幅度變緩（圖2～圖4）。這主要是因?yàn)楫?dāng)入滲液體進(jìn)入土體后，上層濕土的毛管吸力作用強(qiáng)于下層，對(duì)主要依靠重力的下滲過(guò)程產(chǎn)生抑制作用，加上表層團(tuán)聚體破碎后造成的結(jié)皮阻礙了土層氣體排出，使得入滲能力隨入滲過(guò)程的進(jìn)行有一定程度的減弱[34]。此外，從圖2～圖4也可以看出，隨著電解質(zhì)濃度的降低，相同時(shí)間間隔下各入滲特性參數(shù)變化量均減小。這主要是因?yàn)榈蜐舛葪l件下土壤電場(chǎng)較強(qiáng)，入滲溶液對(duì)土壤團(tuán)聚體結(jié)構(gòu)破壞力較大[6]，土壤孔隙變小，入滲能力的衰減速度相比高濃度、大孔隙下的衰減速度較慢[26]，故Kostiakov 模型參數(shù)A隨電解質(zhì)濃度降低略有減小，即隨電解質(zhì)濃度降低，土壤表面電場(chǎng)的增強(qiáng)，入滲速率的衰減速度減緩。隨著電解質(zhì)濃度的降低，Philip 模型參數(shù)S減小，即吸滲率持續(xù)減小，Kostiakov 模型參數(shù)K減小，即前期入滲能力減弱，可解釋為表層土壤隨著被入滲溶液浸濕，土壤電場(chǎng)急劇增大，團(tuán)聚體結(jié)構(gòu)破碎而釋放大量小顆粒，阻塞土壤孔隙，致使土壤水力傳導(dǎo)度降低[6]。

3 結(jié) 論

土壤表面電場(chǎng)強(qiáng)烈地影響上述兩種黃土母質(zhì)發(fā)育土壤的水分入滲特性。隨著電解質(zhì)濃度的降低，土壤顆粒的表面電位（絕對(duì)值）和電場(chǎng)的急劇增大，導(dǎo)致土壤濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速度、入滲速率和累積入滲量減小。電解質(zhì)濃度0.01 mol·L-1是影響土壤入滲過(guò)程中各特征參數(shù)的臨界點(diǎn)。當(dāng)電解質(zhì)濃度 ＜ 0.01 mol·L-1，塿土和褐土的表面電位絕對(duì)值大于 233 mV 和223 mV 時(shí)，土壤水分入滲特性參數(shù)隨時(shí)間的變化曲線較為接近。通過(guò)對(duì)累積入滲量隨測(cè)定時(shí)間的變化情況進(jìn)行擬合分析，發(fā)現(xiàn)Kostiakov 模型和Philip模型均可對(duì)這一變化情況做出較好的擬合。綜合各統(tǒng)計(jì)值比較分析后發(fā)現(xiàn)，在兩種土壤中Kostiakov模型擬合效果更優(yōu)。