土粒表面電場對典型黑土團聚體穩定性及水分入滲特性的影響

李 喆, 胡斐南,, 楊志花, 郭威震, 王子龍, 趙世偉,

(1.西北農林科技大學 資源環境學院, 陜西 楊凌 712100; 2.中國科學院 水利部 水土保持研究所 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室, 陜西 楊凌 712100)

土壤水分入滲是連接地表徑流與地下水的重要過程，這一過程決定著降水、灌溉水進入土壤的速度和數量，從而影響供給農作物生長所需有效水的數量[1-2]。土壤水分入滲特性是表征土壤水分運動和抗侵蝕能力的重要指標[1-2]。因此，研究土壤水分入滲特性對優化區域水循環過程，改善作物根區的水分分布和對水分的有效利用情況，從而提高農作物產量具有重要的科學價值和實踐意義。

土壤是一個開放復雜的體系，因此其水分入滲過程也必然會受到多種因素的影響，包括土壤有機質含量、結構穩定性、供水電解質濃度等[3-4]。趙勇鋼等通過對不同恢復年限的草地土壤水分入滲過程的研究表明，土壤結構的穩定性對水分入滲有重要影響[5]。團聚體作為土壤結構的基本單元，其穩定程度可反映土壤結構的穩定性[5-6]。徐爽等研究表明，提高無機氮肥的施用量，增加土壤溶液濃度，有利于提高團聚體的穩定性，改善土壤結構[7]。Markgraf和D?rthe研究表明，增大土壤溶液中KCl的含量可以提高團聚體的穩定性[8-9]。吳忠東等研究表明，當入滲水礦化度小于3.0 g/L時，隨著入滲水礦化度的增大，其土壤團聚體的破碎強度減小，土壤結構穩定性增強，使土壤大孔隙數量增加，水分入滲能力增強[10]。由此可知，土壤溶液性質的變化可通過影響土壤團聚體穩定性來影響土壤水分入滲過程。目前，人們主要認為土壤溶液主要是通過影響土壤礦物的膨脹和消散作用進而使團聚體發生破碎而影響水分入滲[7,11-12]。然而，新近的研究表明，在1～1 000 nm尺度上，土壤帶電顆粒相互作用力可高達數百甚至上千個大氣壓，是引發團聚體破碎的主要內在動因[11-13]。當團聚體破碎后，會釋放大量的細小顆粒，堵塞土壤孔隙，降低水分入滲速率，加速地表徑流的形成，進而引發土壤侵蝕[14-15]。Hu等發現，隨著溶液濃度的升高，土壤顆粒表面電位降低，導致土壤顆粒間電場作用減弱，從而使得團聚體穩定性增加[11-12]。Yu等通過控制入滲溶液電解質濃度來定量調控土壤顆粒表面電場，研究了電場對紫色土水分入滲的影響，發現隨著溶液濃度的升高，土壤電場強度降低，水分入滲速率升高[14]?？梢?，土壤電場強度對水分入滲特性有著重要影響。

東北黑土區是世界三大黑土區之一，總面積約103萬km2[2]。該地區地形相對平坦，土地肥沃，是我國重要的商品糧產地，但是由于多年的土地不合理開發利用，導致黑土結構明顯破壞，有機質含量和持水性降低，土壤退化現象嚴重[16-17]。因此，提高該地區的水分入滲效率可減少地表徑流的形成，從而減輕水土流失。近年來關于黑土區水分入滲的研究為該區域的水土保持工作提供了重要的科學理論依據，但對于介觀尺度上土壤電場對黑土團聚體穩定性及水分入滲的影響尚不清楚。因此，本研究計算典型黑土在1∶1型電解質溶液中的電場強度，采用沉降法和一維定水頭垂直入滲法測定團聚體穩定性和水分入滲特性，在此基礎上綜合分析不同電場強度對團聚體穩定性和水分入滲特性的影響。研究結果為進一步改善該區土壤結構的穩定性和水分利用效率提供一定的理論參考。

1 材料與方法

1.1 試驗材料

供試土壤于2018年11月在黑龍江省賓縣(127°25′36″E，45°45′22″N)采集，采取農田表層土壤(0—20 cm)40 kg。將采集的土壤去除雜質，風干后裝袋備用。該地屬于典型的薄層黑土區，平均海拔約450 m，氣候類型屬于溫帶大陸性氣候，年平均氣溫4.4℃，年平均降雨量570 mm。土壤基本理化性質的測定方法如下：用重鉻酸鉀外加熱法測定土壤有機質含量，含量為 28.9 g/kg；用電極法(土水比為1∶2.5)測定土壤pH，其值為6.3；陽離子交換量(CEC)和比表面積(SSA)用物質表面性質聯合測定法測定[18-19]，其值分別為21.3 cmol/kg，58.6 m2/g；用激光顆粒分析儀測定土壤顆粒組成(MS 2000，馬爾文儀器有限公司，英國)，黏粒(<0.002 mm)、粉粒(0.002～0.02 mm)和砂粒(0.02～2 mm)含量分別為32.9%，24.7%和42.4%。

1.2 飽和樣品制備

為定量獲取土壤顆粒周圍電場強度及分布，根據研究需要首先對土壤樣品進行表面處理，簡化研究體系，制備成飽和樣品，獲得模型團聚體。本研究選取黑土中含量較高的K+來定量調控電場，使用KCl溶液制備K+土壤飽和樣品。K+單一離子飽和樣品的制備過程如下[11-13]：稱取2 kg風干土樣，置于大燒杯中，加入KCl溶液，攪拌，采用大容量離心機分次離心，倒掉上清液，重復上述操作3次；然后用純水替代KCl溶液重復上述步驟，以洗去土壤表面吸附的多余K+，最后烘干，過<1 mm篩封存備用。

1.3 試驗方法

試驗于2018年12月—2019年04月在中國科學院水利部水土保持研究所完成。本研究采用沉降法測定土壤團聚體穩定性[20]。方法如下：稱取<1 mm的K+飽和土樣20 g，緩慢倒入盛有450 ml的不同濃度的KCl溶液的量筒中，溶液濃度分別設置為1，0.1，0.01，0.001，0.000 1 mol/L，然后用相應濃度的KCl溶液定容至500 ml，用封口膜將量筒口密封。靜置1 min后，托住密封口，將量筒緩慢地上下顛倒4次，每次間隔30 s，最后一次顛倒后記錄秒表時間，靜置。根據斯托克斯公式計算靜置時間并提取<10 μm和<5 μm的顆粒物質。最后在105℃條件下將懸液烘干稱重，并計算土壤團聚體破裂后釋放的<10 μm和<5 μm的單?；蛭F聚體含量。破裂量越大說明該溶液濃度下團聚體越不穩定，越小則說明團聚體相對穩定。

土壤入滲特性采用一維積水定水頭垂直入滲法進行測定[14-15,21]。參照黑土實際容重和入滲裝置的裝土槽體積，將試驗土壤容重設置為1.35 g/cm3，分層填裝，層間打毛。土柱頂部鋪墊濾紙，以防止開始時入滲速度過快而增加讀數誤差；土柱底部鋪墊濾紙，可防止土粒通過下部隔板小孔漏失[22]。為科學準確的采集試驗數據，采用先密后疏的原則依次記錄濕潤鋒運移位置變化所對應入滲時間[21]。當入滲時間達300 min或濕潤鋒位置到達20 cm后，停止試驗。每間隔0.5 cm取一段土，烘干，分別稱量烘干前后的土體質量，計算每段土的含水率和土壤累積入滲量等相關數據[23-24]。為定量調控土壤表面電場強度，且涵蓋實際土壤溶液濃度，研究中將所用的KCl溶液濃度設置為1，0.1，0.01，0.001，0.000 1 mol/L，共5個梯度。

1.4 數據計算與分析

在1∶1型電解質溶液中，土壤膠體表面電位及電場強度的計算公式如下[13-14,25]：

(1)

(2)

(3)

式中:φ0代表土壤顆粒表面電(V);R為氣體常數,8.31 J/(mol·K);Z表示陽離子的化合價;F為法拉第常數(C/mol);T為絕對溫度(298K);a表示方程中間變量;κ為德拜—休克爾系數(1/dm);C0表示本體溶液中陽離子的平衡濃度(mol/L);C表示陽離子交換量(cmol/kg);S為比表面積(m2/g)。ε表示介電常數[C2/(J·dm)];

(4)

(5)

b=tanh(Fφ0/4RT)

(6)

式中:E(x)表示距離表面x處的電場強度(V/m);φ(x)表示距離顆粒表面x處的電位(V);x表示距離顆粒表面的距離(nm);b表示中間變量。

本研究采用Excel 2012進行數據處理，Origin 9.0軟件進行作圖。

2 結果與分析

2.1 土壤表面電化學性質

將陽離子交換量(CEC)和比表面積(SSA)帶入上述式(1—3)中，可計算不同電解質濃度下土壤表面電位(表1)，土壤顆粒表面電位(絕對值)表現出隨本體溶液電解質濃度的增大而減小的趨勢。例如，當電解質濃度為0.000 1 mol/L時，表面電位(絕對值)高達 327.9 mV；當電解質濃度增大為1 mol/L時，表面電位(絕對值)則降為-101.3 mV。由此可知，電解質濃度從0.000 1增至1 mol/L，表面電位(絕對值)減小了3.24倍。

表1 不同電解質濃度下的土壤表面電位

將表1中各濃度下的表面電位值代入式(4—6)中，可計算得不同電解質濃度下土壤電場強度隨顆粒表面距離的分布曲線(圖1)。在接近土粒表面的位置，土壤電場強度可高達108V/m。5個濃度下，其電場強度均隨著顆粒表面距離的增大而持續衰減。隨溶液電解質濃度減小，電場的作用距離增大。例如，當電解質濃度為1 mol/L時，電場作用距離約為10 nm；而當電解質濃度減小為0.001 mol/L時，電場的作用距離在100 nm以上。

為定量表征相同距離下，電場強度隨電解質濃度的變化規律。以顆粒間距離為5 nm為例，電場強度隨電解質濃度的變化見圖2。由圖可知，隨電解質濃度減小，電場強度先急劇增大，后保持穩定，0.01 mol/L是電場強度增長速率發生轉變濃度。這一結果表明高電解質濃度屏蔽土壤顆粒周圍的電場的能力顯著高于低電解質濃度。綜上所述，土壤顆粒周圍電場強度大小及其分布可通過改變土壤溶液電解質濃度來調控。

圖2 電場強度在5 nm處隨電解質濃度的變化

2.2 土壤電場對黑土團聚體穩定性的影響

作為土壤結構的基本單元，增加團聚體穩定性對于改善土壤理化性質、調節土壤水肥氣熱、增加土壤結構穩定性、減少水土流失等方面具有重要意義[26-27]。由圖3可知，隨著電解質濃度的降低，團聚體破碎后釋放<5 μm和<10 μm粒徑的小顆粒呈現先急劇增加而后保持穩定的趨勢。這表明，當本體溶液電解質濃度被稀釋后，土粒表面電場強度增大，土壤團聚體的穩定性將表現為先減小而后保持穩定的趨勢?？蓪⑵浞譃閮蓚€階段，第一階段，團聚體破碎強度迅速增加，即破碎后釋放的小顆粒數量增加較多；第二階段，團聚體破碎強度增加緩慢，并趨于穩定。0.01 mol/L是影響團聚體破碎強度的轉折點。由此可知，土壤團聚體的破碎強度受到顆粒表面電場的顯著影響。

圖3 團聚體破碎強度隨電解質濃度的變化曲線

2.3 土壤電場對水分入滲特性的影響

2.3.1 濕潤鋒位置的變化規律 在水分垂直入滲過程中，從上到下可將土壤水剖面分為四層，最下層的是濕潤鋒，作為土壤被水分浸濕最前端的鋒面，它可以直觀地反映水分在土壤中的運移情況[2,28]。從圖4可以看出，濕潤鋒位置與時間的0.5次方均呈正比，且在入滲初始階段，不同電解質濃度下濕潤鋒位置變化曲線的重合度較高；但在入滲中后期，不同電解質濃度下濕潤鋒的位置變化明顯，由此可知，電解質濃度的高低對濕潤鋒的運移速度具有重要影響。電解質濃度為1 mol/L時，其斜率為1.14，而電解質濃度為0.000 1 mol/L時，其斜率為0.37，較1 mol/L時降低67%。此外，當電解質濃度低于0.01 mol/L后，濕潤鋒運移速度緩慢且速率相似，0.001 mol/L和0.000 1 mol/L的斜率分別為0.41，0.37，后者僅比前者低9%；電解質濃度為0.001，0.000 1 mol/L時，濕潤鋒最大運移距離相近，分別為8.25 cm與7 cm，且幾乎不再隨入滲時間的變化而發生改變。

圖4 濕潤鋒位置隨時間0.5次方的變化曲線

2.3.2 入滲速率的變化規律 單位時間內入滲到單位面積土壤的水分含量即為入滲速率，是表征水分在土壤中遷移速度的重要指標[21]。由圖5可知，5個電解質濃度下，入滲速率隨時間的變化趨勢基本一致，即在入滲初始階段(0～25 min)，入滲速率的變化幅度較大，但隨著時間的增加，不同電解質濃度下的入滲速率逐漸趨于穩定。入滲時間在200 min后，不同電解質濃度下的入滲速率基本不再發生變化，呈一條直線。0.001，0.000 1 mol/L的入滲速率重合度較高且低于其余3個濃度。

圖5 入滲速率隨時間的變化曲線

由圖6可知，隨著入滲時間的增加，入滲速率逐漸趨于穩定。穩定入滲速率是反映土壤入滲能力的一個重要指標[10,22]。平均入滲速率是濕潤鋒運移的總距離與總時間的比值，可以作為評價入滲速率的整體變化規律的指標[19,28]。由圖6可知，兩種入滲速率都隨著電解質濃度的降低呈迅速下降而后保持穩定的趨勢，且平均入滲速率始終比穩定入滲速率要大。1 mol/L時的穩定入滲速率和平均入滲速率分別是0.000 1 mol/L的4.72，3.56倍。

圖6 兩種入滲速率隨電解質濃度的變化曲線

采用經典水分入滲模型Kostiakov模型對數據進行擬合[21]，其公式為F=KtA，其中F為入滲量(g)；K和A皆是擬合得到的經驗參數，其意義分別是K代表開始時段內滲透水的數量，在數值上等于第一個單位時段末的入滲速度；A是與土壤性質有關的參數，代表入滲速度隨時間的減小程度；t代表時間(min)。用Kostiakov模型擬合的結果決定系數最大值為0.999，最小值為0.984，皆大于0.9，所以，此模型可以較好的對累積入滲量隨時間的變化情況做出預測。K與A值都呈減小的趨勢，說明隨著電解質濃度的降低，入滲速率呈下降的趨勢；入滲速率隨時間的衰減程度逐漸下降，即趨于穩定。此模型模擬結果與入滲速率的結果分析相一致，說明本試驗具有較好的可靠性。

2.3.3 累積入滲量的變化規律 在入滲達到穩定前，累積入滲量常用來表征水分在土壤中的運動特征[21,28]。由圖7可知，土壤累積入滲量隨電解質濃度的變化趨勢基本一致，均隨時間的延長逐漸增加，且增長速度逐漸變慢。在入滲的初始階段(0～25 mim)，各電解質濃度下的累計入滲量差異不大，但其增長速度較快；在25 min后，各濃度下累計入滲量的差異逐漸明晰，即在同一時刻，隨著電解質濃度的降低，累計入滲量逐漸降低；例如入滲時間為200 min，電解質濃度為0.000 1 mol/L時，累積入滲量是7.16 g；而當電解質濃度為1 mol/L時，累積入滲量是19.40 g，是0.000 1 mol/L累積入滲量的2.71倍。當電解質濃度小于0.01 mol/L后，累計入滲量較小，且曲線基本重合。

圖7 累積入滲量隨時間的變化曲線

3 討 論

當水分進入土壤后，土壤團聚體遭到破壞，其穩定性下降，進而會改變土壤孔隙狀況，影響水分入滲特性。本研究發現，隨著溶液電解質濃度的降低，土壤團聚體破碎強度表現為先急劇增大而后保持穩定的趨勢，即團聚體穩定性總體表現為降低的趨勢，0.01 mol/L是團聚體破碎強度發生改變的電解質濃度，該結果與其他土壤(紫色土和典型黃土)的研究結果一致[11-12,14]，說明對于不同的土壤類型，電場對團聚體穩定性皆有一定的影響，但是由于顆粒組成、有機質含量、離子特異性等因素的差異，其影響程度不同。根據經典膠體化學理論，土壤表面電位(絕對值)和電場強度會隨著土壤溶液電解質濃度的增大而減小[11-14]，電場強度的減小意味著顆粒間的靜電排斥力會急劇減小，這與本研究定量計算的結果一致。已有研究表明，土粒間的靜電排斥力可高達上千個大氣壓，遠大于通常人們所認為的消散作用和雨滴打擊等作用力，它是團聚體遇水破碎的主要內在動因[11-13]。因此，當溶液電解質濃度降低后，土粒間的電場作用會急劇增強進而導致團聚體發生破碎，這必然會引起土壤孔隙狀況發生改變。

本研究發現，隨本體溶液電解質濃度的增加，水分入滲過程中累積入滲量、濕潤鋒前行位置和水分入滲速率和均增大。張俐等研究表明，在一定范圍內，隨著入滲水分礦化度的增大，在相同入滲時間內的濕潤鋒運移速率呈增加的趨勢[29]，此結果與本研究結果相一致。當水分進入土壤后，土壤結構體并不是始終保持不變的剛性顆粒[14-15,23]。其中，團聚體的穩定與分散被認為是影響土壤孔隙狀況和水分遷移的重要因素[14-15]。結合本研究中團聚體穩定性試驗結果可以發現，隨本體溶液電解質濃度的變化，各水分入滲特參數和團聚體穩定性參數的變化趨勢一致。即隨溶液電解質濃度的降低，團聚體穩定性降低，水分入滲過程中累積入滲量、濕潤鋒的遷移距離和水分入滲速率均降低。電解質濃度為0.01 mol/L是相同作用距離下電場強度的轉折點，也是團聚體穩定性的轉折點，這與水分入滲過程的轉折點相同。理論計算與宏觀試驗結果相對應，這說明土壤電場可通過影響團聚體穩定性而最終影響水分入滲過程[14-15,21]。

盡管本研究是采用不同濃度電解質溶液來模擬研究水分入滲特性，并指出了土壤電場作用對水分入滲過程的重要影響，但是該結果具有一定的普適性。例如：在自然條件下，當雨水或灌溉水進入土壤后，土壤溶液濃度將會迅速被稀釋，根據本研究結果可知，此時的土壤帶電顆粒周圍電場會急速增強，顆粒間的靜電斥力增大，導致團聚體結構發生破碎，改變土壤孔隙狀況，最終影響水分入滲過程，加速地表徑流的形成，導致土壤侵蝕加重。我們的研究結果也定量地解釋了，在一定范圍內，隨灌溉水質礦化度的增加，土壤水分入滲性能增強的原因[10]。這是因為入滲液濃度增大后，土粒表面電位絕對值和電場強度將會降低，土粒間排斥力作用下降，團聚體穩定性增強，水分入滲性能將會增大，這一試驗結果為東北地區土壤水分和水土流失調控提供了一定的理論依據，對于我國淡水資源的保護具有重要意義。

4 結 論

(1) 黑土團聚體穩定性受到土壤電場的強烈影響。隨著土壤本體溶液電解質濃度的降低，土壤表面電位和電場均增強，團聚體穩定性降低，其中0.01 mol/L是黑土表面電場和團聚體發生破碎的關鍵轉折點。

(2) 土粒表面電場對黑土水分入滲過程具有重要的影響。隨著土壤本體溶液電解質濃度的降低，土壤表面電位和電場均增強，黑土水分入滲速率、濕潤鋒運移距離和累計入滲量均降低。電解質濃度為0.01 mol/L是水分入滲特性發生轉變的關鍵轉折點。

(3) 當水分進入土壤后，土壤本體溶液電解質濃度降低，土壤表面電場增強，土壤團聚體發生破碎，土壤孔隙被堵塞，最終導致土壤水分入滲速率降低。