土壤水分及其測量方法的研究進展

李旺霞++陳彥云

摘要：簡述了土壤水分的形態、土壤含水量的表示方法以及土壤含水量測定方法的分類與應用原理。隨著土壤物理學的發展和人們對土壤水分的深入研究，土壤水分含量的測定方法也越來越多，筆者結合國內外土壤水分測定方法的研究狀況，對土壤水分含量的測量方法進行了較系統的歸納總結，其中主要介紹了烘干法、中子法和介電法[時域反射法（TDR）、頻域反射法（FDR）、駐波率法（SWR）]測量土壤水分含量的原理和步驟，并對這3種方法進行了比較，提出了我國當前土壤水分測定中存在并值得注意的問題。

關鍵詞：土壤水分；形態；含量；烘干法；中子法；介電法；原理

中圖分類號： S152.7文獻標志碼： A文章編號：1002-1302（2014）10-0335-04

收稿日期：2013-12-09

基金項目：國家星火計劃（編號：2013GA880001）。

作者簡介：李旺霞（1989—），女，甘肅靜寧人，碩士研究生，主要從事植物生理生態研究。E-mail：gsliwangxia@163.com。

通信作者：陳彥云，研究員，主要從事植物生理研究與教學工作。E-mail：nxchenyy@163.com。水分是天然土壤的一個重要組成部分，在全球儲水量中，包氣帶土壤水約有165 000億m3[1]，而我國土壤水分總儲量為33 550億m3[2]。土壤水不但數量大，而且與人類環境和生活密切相關[3]，土壤水是一切作（植）物賴以生存的基本條件，影響土壤的物理性質，制約土壤中養分的溶解、轉移和微生物的活動，是衡量土壤肥力的一個重要指標。因此，研究和了解土壤水分，在理論上和生產上都有至關重要的意義。土壤水分測定方法多達幾十種，目前農田土壤水分的直接測定法主要有烘干法（土鉆法）[4]，間接測定法有中子法、張力計法和介電法等。

1土壤水分及其含量測定方法的分類

土壤水存在于土壤孔隙中，尤其是中小孔隙中，大孔隙常被空氣所占據[5]，穿插于土壤孔隙中的植物根系從含水土壤孔隙中吸取水分用于蒸騰作用[6]。土壤中的水氣界面存在濕度梯度，溫度升高，梯度加大，因此水會變成水蒸汽蒸發逸出土表。土壤水通過蒸騰和蒸發2條途徑進入大氣。表層的土壤水受到重力會向下滲漏，在地表有足夠水量補充的情況下，土壤水可以一直滲入到地下水位，繼而可能進入江、河、湖、海等地表水。

1.1土壤水分形態

從以往一些分類方法看，主要是根據土壤水的受力情況對其形態進行分類的，這些力主要包括吸附力、吸著力、毛管力和重力。當討論土壤水的形態時，實際上就是按照這些力區分出某一部分水分究竟處于哪種力作用之下。盡管這種分類方法在理論上是不夠嚴密的，例如，土壤水中按形態分類有一種水分形態稱之為重力水。但就土壤水而言，不是其中一部分而是全部都受到重力場的作用，所以實際上都是重力水。雖然如此，但依然認為土壤水的形態分類還是把土壤水這一在土壤形成中起重要作用的因素進行了定性分類，從而使大家能夠更深刻地憑借這一形態分類來評價土壤水分的生態條件，因此至今土壤水的形態研究仍具有科學價值。

羅戴在總結和評述了許多研究者關于土壤水形態分類的論點的基礎上進行了大量的具有科學價值的工作，他將土壤水分為6種形態，即結晶水、固態水、氣態水、緊束縛水、松束縛水和自由水（表1）[7]。

1.2土壤水分含量的表示方法

一般所說的土壤水分實際上是指用烘干法在105～110 ℃溫度下能從土壤中被驅逐出來的水[8]。通常用土壤含水量來表示土壤中水分的多少。土壤含水量包括水分質量含水量和容積含水量2種，分別表示為：（1）土壤水質量含水量。土壤中實際所含的水分質量占烘干土質量的比例，即

式中：θm為土層第m次測得的土壤質量含水量，w3為空鋁盒質量，一般進行3次以上的重復測定，取平均值作為取樣土層的土壤質量含水量。

快速烘干法包括紅外線烘干法、微波爐烘干法、乙醇燃燒法等。這些方法雖可縮短烘干時間和測定時間，但需要特殊設備或消耗大量藥品，也不能避免由于每次取出土樣和更換位置等帶來的誤差。

2.2中子法

中子法在20世紀50年代用于測量土壤含水量[13]。Beicher等最先使用中子探針，而Gardner和Kirkham闡述了中子法所依據的原理[14]。放射性元素在衰變的過程中，其原子核會不斷地發射出快中子，快中子和水中氫核碰撞后變成慢中子，并在放射源周圍做不定向運動，形成一個球狀的慢中子云。慢中子云的密度與土壤含水量之間存在密切的相關性[15]，即土壤含水量越高，氫越多，產生的慢中子數也就越多。因此，通過儀器中的粒子計數裝置將慢中子云的有關數量特征記錄下來，就可以準確地確定出慢中子計數值與土壤含水量之間的相關關系。土壤含水量一般在0～35%（容積含水量）之間變動，在此范圍內土壤含水量與慢中子計數值之間是一般線性關系，可用下式表示：

θ=a+bN。（4）

式中：a、b為常數，與土壤的理化性質有關；θ為土壤的容積含水量，N為中子儀粒子計數裝置在土壤中的計數率與在水體中或特定的介質的計數率之比[16]。

Hewlett等對中子法的測量誤差從不同角度進行了分析，發現儀器因素和標定因素對測量結果影響很小，而且還可以采取一定的措施來減小誤差[17-20]。田間水分含量測定誤差的主要來源是土壤濕度的空間變異（位置因素）。因此，在測量時應采取一定的措施盡量減小由于土壤質地的不均勻或土壤濕度的空間變異性而造成的誤差[21]。

2.3介電法

最先對土壤的介電特性作出系統研究的是前蘇聯學者Chemyak，他在1964 年出版的《濕土介電特性研究方法》引起了世界的關注。在此基礎上，土壤的介電特性迅速應用于測量土壤含水量的方法技術中，而且具體操作方法千差萬別。其中，高頻電容探頭測量法、甚高頻晶體管傳輸線振蕩器測量法、微波吸收法、時域反射法（包括時域傳播法）、頻域反射法（包括頻域分解法）、駐波率法（也有學者將其歸入頻域反射法）等測量方法都屬于基于土壤介電特性的土壤含水量測量方法[22]。

2.3.1時域反射儀（time domain reflectometry，TDR）TDR法利用電磁波在不同介質中的傳播速度的差異來測定土壤含水量。TDR法是20世紀80年代初發展起來的一種測定方法，在國外已較普遍使用，國內的研究機構也開始引進和開發TDR。TDR土壤水分測量系統具有方便、快速、精確、不擾動土壤等優點，被廣泛應用于現代農田土壤水分的監測。Topp最早發展TDR法，并認為當溫度在10～36 ℃、實際體積含水量在0～35%變化時，TDR測量值不受土壤質地、容重、溫度等物理因素的影響[23]。而要求精度較高時，TDR測量值則受到質地、容重、溫度等物理因素的影響。

土壤水分對土壤介電特性的影響很大。20 ℃時自然水的介電常數（Ka）為80.36，比空氣（Ka=1）或土壤（Ka=2～5）大得多，土壤基質中土壤水分的介電常數處于絕對支配地位[24]。當獲得土壤介電常數（Ka）和土壤體積含水量（θv）之間的經驗關系后，便可以很容易地由土壤介電常數推算出土壤體積含水量。TDR正是基于以上的思想，根據電磁波在介質中的傳播頻率計算出土壤的介電常數（Ka），從而利用經驗公式得到土壤體積含水量。Ka在電磁波頻率為1 MHz～1 GHz時，與電磁波在電極（長度L）中往復的傳播速度（v）呈如下關系：

Ka=-（a/v）2=（ct/2L）2。（5）

表2主要土壤成分的介電常數[30]

物質介電常數空氣1.0水（20 ℃）80.0冰（-5 ℃）3.0玄武巖12.0花崗巖7.0～9.0砂巖9.0～11.0干壤土3.5干沙2.5

利用TDR法連續測量土壤含水量的同時，還可得到土壤的體積電導率[28-29]；由土壤中溶液的電導率則可精確推算出土壤溶液的鹽濃度。TDR法傳感器的探頭多為探針式、圓柱式等，可以埋設在土壤剖面連續測量，也可以與專用測量儀表配合作移動巡回測量。

2.3.2頻域反射儀（frequency domain reflectometry，FDR）FDR 法是通過測量傳感器在土壤中因土壤介電常數的變化而引起頻率的變化來測量土壤的水分含量，這些變化轉變為土壤含水量對應三次多項式關系的電壓信號。荷蘭Wageningen 農業大學學者Hilhorst 通過大量的研究，在1992 年提出了頻域分解方法（frequency domain decomposition），該方法利用矢量電壓測量技術在某一理想測試頻率下將土壤的介電常數Ka進行實部和虛部的分解，通過分解出的介電常數虛部可得到土壤的電導率，由分解出的介電常數實部換算出土壤含水量。

FDR型土壤水分監測儀是一種利用LC電路的振蕩，根據電磁波在不同介質中振蕩頻率的變化來測定介質的介電常數ε，進而通過一定的對應關系反演出土壤水分θv的儀器[31]。該儀器安裝時要垂直植入土層中，其核心為內部的一單桿多節式傳感器，可以根據需要增加或減少傳感器的數量，也可以通過調整傳感器的位置來測量不同深度的土壤含水量，外部有對電磁波透明的PVC材質所制造的保護套管，可防止水或其他流體干擾內部的電子元器件影響監測結果。FDR的每組傳感器都由2個銅環構成，相當于LC振蕩電路的正負2個極板，LC振蕩電路的頻率（F）表達式為：

F=2πLC。（7）

式中：π取3.14。LC振蕩電路的頻率變化受電感（L）與電容（C）變化的影響，由于此儀器采用固定的電感值，因此振蕩頻率的變化取決于電容的改變，而電容的改變受到2個銅環之間套管外的土壤部分影響，所以通過對頻率的分析就可以反演出土壤的含水量。

由于水的介電常數遠遠大于土壤基質中其他材料和空氣的介電常數，因此土壤的介電常數主要依賴土壤的含水量，這也是能夠用FDR法測量土壤含水率的先決條件[32]。

2.3.3駐波率法（standing- wave ratio，SWR）基于駐波率原理的土壤水分測量方法與TDR和FDR等2種土壤水分速測方法一樣，同屬于介電法[33]。駐波率法是基于無線電射頻技術中的駐波率原理的土壤水分測量方法，不再利用高速延遲線測量入射-反射時間差Δt和拍頻（頻差），而是測量它的駐波比，試驗結果表明三態混合物介電常數Ka的改變能夠引起傳輸線上駐波比的顯著變化。由駐波比原理研制出的儀器在成本上有很大幅度的降低。頻域反射法和駐波率法傳感器的探頭多為探針式，使用方法與針式TDR類似，可以埋設在土壤剖面連續測量，也可以與專用測量儀表配合進行移動巡回測量。

2.43類方法的比較

通過對幾種土壤水分測量方法的研究發現，在測定土壤含水量的諸多方法中，烘干法簡單易行，工具均為常規農氣觀測設備，成本低，且測定精度較高，一直被認為是測量土壤含水量中最經典的基本方法。但是，烘干法對樣品從烘干至恒重需要的時間較長，不能及時有效地得出結果；采樣過程中在田間留下的取樣孔會切斷作物的某些根，干擾田間土壤水分的連續性并影響土壤水分運動；另外，烘干法定期測定土壤含水量時，由于第1次取樣對土壤的破壞，不能周期性地在原樣地反復取樣，而天然土壤具有空間變異性，從而給測定結果帶來了一定的誤差。這些不足決定了烘干法不宜用來進行長期的現場土壤含水量測定。

與烘干法相比，中子法可以在原樣地的不同深度上周期性地反復測量且不會破壞土壤，測定水分含量范圍廣，具有連續性，測定速度快，沒有滯后現象，而且可以自動記錄數據。但是，中子儀的垂直分辨率較差，在測定降低含量水和表層土壤水時，云球半徑較大或云球范圍超出土壤，快中子則離開土壤而損失掉，這樣會造成較大的誤差。另外，由于中子有很強的穿透能力，其輻射會危害人體健康。

利用土壤的介電特性測量土壤水分是一種行之有效、快速、簡便、可靠的方法。現在比較常用的是經濟型的頻域反射法、駐波率法和技術更先進的時域反射法。它們都具有技術成熟、精度高、便于攜帶、可連續原位測定及無輻射等優點，在土壤水分測量方法方面表現出良好的發展勢頭。其中，利用TDR法測定土壤含水量，在測量過程中可以不破壞土壤原狀結構，操作簡便，能長期連續工作。TDR法的優越性是土壤水分和溶質含量可以同時在同一個體積元中測定。但TDR法在測量高有機碳含量、高2 ∶1型黏土礦物含量、容重特別高或特別低的土壤時，輸入電磁波的能量耗散較大，從而導致反射訊息模糊，容易造成數據失真。因此，在使用TDR測量特定土壤的含水量之前，預先標定其與實際土壤含水量的關系是很有必要的[34]。

3總結與展望

土壤水分作為作物生長的要素之一，對作物的生理活動起著至關重要的作用[35]，未來土壤水分研究在基礎理論上進一步完善和發展。隨著科學技術的發展，測量土壤水分的方法越來越多，它們在應用原理、使用方法以及測定結果等方面均存在差異。每一種方法都有其適用范圍，因此在選用測量方法時，一定要有針對性，既要考慮其實用性，又要考慮其經濟性。烘干法是最傳統的方法也是最常用的方法，但烘干法只能測定土壤質量含水量，必須已知土壤容重后才能求得體積含水量或土體貯水量，而且因為土樣不能原位復原，所以用于監測土壤水分動態變化較難。中子法適用于土壤水分的大范圍連續定位動態觀測，但中子探頭的“熱中子云球”的半徑隨土壤含水量的變化而改變，而且輻射大，所以其應用受到限制。土壤的含水量與土壤的電介常數之間存在一種對應關系，介電法應用被測介質中表觀介電常數隨土壤含水量變化而變化這一原理測定土壤含水量，是一種簡單快速、行之有效的方法。

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