李旺霞++陳彥云

摘要：簡(jiǎn)述了土壤水分的形態(tài)、土壤含水量的表示方法以及土壤含水量測(cè)定方法的分類與應(yīng)用原理。隨著土壤物理學(xué)的發(fā)展和人們對(duì)土壤水分的深入研究，土壤水分含量的測(cè)定方法也越來越多，筆者結(jié)合國(guó)內(nèi)外土壤水分測(cè)定方法的研究狀況，對(duì)土壤水分含量的測(cè)量方法進(jìn)行了較系統(tǒng)的歸納總結(jié)，其中主要介紹了烘干法、中子法和介電法[時(shí)域反射法（TDR）、頻域反射法（FDR）、駐波率法（SWR）]測(cè)量土壤水分含量的原理和步驟，并對(duì)這3種方法進(jìn)行了比較，提出了我國(guó)當(dāng)前土壤水分測(cè)定中存在并值得注意的問題。

關(guān)鍵詞：土壤水分；形態(tài)；含量；烘干法；中子法；介電法；原理

中圖分類號(hào)： S152.7文獻(xiàn)標(biāo)志碼： A文章編號(hào)：1002-1302（2014）10-0335-04

收稿日期：2013-12-09

基金項(xiàng)目：國(guó)家星火計(jì)劃（編號(hào)：2013GA880001）。

作者簡(jiǎn)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(tài)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(xué)工作。E-mail：nxchenyy@163.com。水分是天然土壤的一個(gè)重要組成部分，在全球儲(chǔ)水量中，包氣帶土壤水約有165 000億m3[1]，而我國(guó)土壤水分總儲(chǔ)量為33 550億m3[2]。土壤水不但數(shù)量大，而且與人類環(huán)境和生活密切相關(guān)[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(zhì)，制約土壤中養(yǎng)分的溶解、轉(zhuǎn)移和微生物的活動(dòng)，是衡量土壤肥力的一個(gè)重要指標(biāo)。因此，研究和了解土壤水分，在理論上和生產(chǎn)上都有至關(guān)重要的意義。土壤水分測(cè)定方法多達(dá)幾十種，目前農(nóng)田土壤水分的直接測(cè)定法主要有烘干法（土鉆法）[4]，間接測(cè)定法有中子法、張力計(jì)法和介電法等。

1土壤水分及其含量測(cè)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(jù)[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(huì)變成水蒸汽蒸發(fā)逸出土表。土壤水通過蒸騰和蒸發(fā)2條途徑進(jìn)入大氣。表層的土壤水受到重力會(huì)向下滲漏，在地表有足夠水量補(bǔ)充的情況下，土壤水可以一直滲入到地下水位，繼而可能進(jìn)入江、河、湖、海等地表水。

1.1土壤水分形態(tài)

從以往一些分類方法看，主要是根據(jù)土壤水的受力情況對(duì)其形態(tài)進(jìn)行分類的，這些力主要包括吸附力、吸著力、毛管力和重力。當(dāng)討論土壤水的形態(tài)時(shí)，實(shí)際上就是按照這些力區(qū)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(yán)密的，例如，土壤水中按形態(tài)分類有一種水分形態(tài)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(chǎng)的作用，所以實(shí)際上都是重力水。雖然如此，但依然認(rèn)為土壤水的形態(tài)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(jìn)行了定性分類，從而使大家能夠更深刻地憑借這一形態(tài)分類來評(píng)價(jià)土壤水分的生態(tài)條件，因此至今土壤水的形態(tài)研究仍具有科學(xué)價(jià)值。

羅戴在總結(jié)和評(píng)述了許多研究者關(guān)于土壤水形態(tài)分類的論點(diǎn)的基礎(chǔ)上進(jìn)行了大量的具有科學(xué)價(jià)值的工作，他將土壤水分為6種形態(tài)，即結(jié)晶水、固態(tài)水、氣態(tài)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(shí)際上是指用烘干法在105～110 ℃溫度下能從土壤中被驅(qū)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(zhì)量含水量和容積含水量2種，分別表示為：（1）土壤水質(zhì)量含水量。土壤中實(shí)際所含的水分質(zhì)量占烘干土質(zhì)量的比例，即

式中：θm為土層第m次測(cè)得的土壤質(zhì)量含水量，w3為空鋁盒質(zhì)量，一般進(jìn)行3次以上的重復(fù)測(cè)定，取平均值作為取樣土層的土壤質(zhì)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(shí)間和測(cè)定時(shí)間，但需要特殊設(shè)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(jì)50年代用于測(cè)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(jù)的原理[14]。放射性元素在衰變的過程中，其原子核會(huì)不斷地發(fā)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(yùn)動(dòng)，形成一個(gè)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(guān)性[15]，即土壤含水量越高，氫越多，產(chǎn)生的慢中子數(shù)也就越多。因此，通過儀器中的粒子計(jì)數(shù)裝置將慢中子云的有關(guān)數(shù)量特征記錄下來，就可以準(zhǔn)確地確定出慢中子計(jì)數(shù)值與土壤含水量之間的相關(guān)關(guān)系。土壤含水量一般在0～35%（容積含水量）之間變動(dòng)，在此范圍內(nèi)土壤含水量與慢中子計(jì)數(shù)值之間是一般線性關(guān)系，可用下式表示：

θ=a+bN。（4）

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

Hewlett等對(duì)中子法的測(cè)量誤差從不同角度進(jìn)行了分析，發(fā)現(xiàn)儀器因素和標(biāo)定因素對(duì)測(cè)量結(jié)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(cè)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(cè)量時(shí)應(yīng)采取一定的措施盡量減小由于土壤質(zhì)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(duì)土壤的介電特性作出系統(tǒng)研究的是前蘇聯(lián)學(xué)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(guān)注。在此基礎(chǔ)上，土壤的介電特性迅速應(yīng)用于測(cè)量土壤含水量的方法技術(shù)中，而且具體操作方法千差萬別。其中，高頻電容探頭測(cè)量法、甚高頻晶體管傳輸線振蕩器測(cè)量法、微波吸收法、時(shí)域反射法（包括時(shí)域傳播法）、頻域反射法（包括頻域分解法）、駐波率法（也有學(xué)者將其歸入頻域反射法）等測(cè)量方法都屬于基于土壤介電特性的土壤含水量測(cè)量方法[22]。

2.3.1時(shí)域反射儀（time domain reflectometry，TDR）TDR法利用電磁波在不同介質(zhì)中的傳播速度的差異來測(cè)定土壤含水量。TDR法是20世紀(jì)80年代初發(fā)展起來的一種測(cè)定方法，在國(guó)外已較普遍使用，國(guó)內(nèi)的研究機(jī)構(gòu)也開始引進(jìn)和開發(fā)TDR。TDR土壤水分測(cè)量系統(tǒng)具有方便、快速、精確、不擾動(dòng)土壤等優(yōu)點(diǎn)，被廣泛應(yīng)用于現(xiàn)代農(nóng)田土壤水分的監(jiān)測(cè)。Topp最早發(fā)展TDR法，并認(rèn)為當(dāng)溫度在10～36 ℃、實(shí)際體積含水量在0～35%變化時(shí)，TDR測(cè)量值不受土壤質(zhì)地、容重、溫度等物理因素的影響[23]。而要求精度較高時(shí)，TDR測(cè)量值則受到質(zhì)地、容重、溫度等物理因素的影響。

土壤水分對(duì)土壤介電特性的影響很大。20 ℃時(shí)自然水的介電常數(shù)（Ka）為80.36，比空氣（Ka=1）或土壤（Ka=2～5）大得多，土壤基質(zhì)中土壤水分的介電常數(shù)處于絕對(duì)支配地位[24]。當(dāng)獲得土壤介電常數(shù)（Ka）和土壤體積含水量（θv）之間的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系后，便可以很容易地由土壤介電常數(shù)推算出土壤體積含水量。TDR正是基于以上的思想，根據(jù)電磁波在介質(zhì)中的傳播頻率計(jì)算出土壤的介電常數(shù)（Ka），從而利用經(jīng)驗(yàn)公式得到土壤體積含水量。Ka在電磁波頻率為1 MHz～1 GHz時(shí)，與電磁波在電極（長(zhǎng)度L）中往復(fù)的傳播速度（v）呈如下關(guān)系：

Ka=-（a/v）2=（ct/2L）2。（5）

表2主要土壤成分的介電常數(shù)[30]

物質(zhì)介電常數(shù)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(xù)測(cè)量土壤含水量的同時(shí)，還可得到土壤的體積電導(dǎo)率[28-29]；由土壤中溶液的電導(dǎo)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(shè)在土壤剖面連續(xù)測(cè)量，也可以與專用測(cè)量?jī)x表配合作移動(dòng)巡回測(cè)量。

2.3.2頻域反射儀（frequency domain reflectometry，F(xiàn)DR）FDR 法是通過測(cè)量傳感器在土壤中因土壤介電常數(shù)的變化而引起頻率的變化來測(cè)量土壤的水分含量，這些變化轉(zhuǎn)變?yōu)橥寥篮繉?duì)應(yīng)三次多項(xiàng)式關(guān)系的電壓信號(hào)。荷蘭Wageningen 農(nóng)業(yè)大學(xué)學(xué)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(cè)量技術(shù)在某一理想測(cè)試頻率下將土壤的介電常數(shù)Ka進(jìn)行實(shí)部和虛部的分解，通過分解出的介電常數(shù)虛部可得到土壤的電導(dǎo)率，由分解出的介電常數(shù)實(shí)部換算出土壤含水量。

FDR型土壤水分監(jiān)測(cè)儀是一種利用LC電路的振蕩，根據(jù)電磁波在不同介質(zhì)中振蕩頻率的變化來測(cè)定介質(zhì)的介電常數(shù)ε，進(jìn)而通過一定的對(duì)應(yīng)關(guān)系反演出土壤水分θv的儀器[31]。該儀器安裝時(shí)要垂直植入土層中，其核心為內(nèi)部的一單桿多節(jié)式傳感器，可以根據(jù)需要增加或減少傳感器的數(shù)量，也可以通過調(diào)整傳感器的位置來測(cè)量不同深度的土壤含水量，外部有對(duì)電磁波透明的PVC材質(zhì)所制造的保護(hù)套管，可防止水或其他流體干擾內(nèi)部的電子元器件影響監(jiān)測(cè)結(jié)果。FDR的每組傳感器都由2個(gè)銅環(huán)構(gòu)成，相當(dāng)于LC振蕩電路的正負(fù)2個(gè)極板，LC振蕩電路的頻率（F）表達(dá)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(gè)銅環(huán)之間套管外的土壤部分影響，所以通過對(duì)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(shù)遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于土壤基質(zhì)中其他材料和空氣的介電常數(shù)，因此土壤的介電常數(shù)主要依賴土壤的含水量，這也是能夠用FDR法測(cè)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(cè)量方法與TDR和FDR等2種土壤水分速測(cè)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(shù)中的駐波率原理的土壤水分測(cè)量方法，不再利用高速延遲線測(cè)量入射-反射時(shí)間差Δt和拍頻（頻差），而是測(cè)量它的駐波比，試驗(yàn)結(jié)果表明三態(tài)混合物介電常數(shù)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(shè)在土壤剖面連續(xù)測(cè)量，也可以與專用測(cè)量?jī)x表配合進(jìn)行移動(dòng)巡回測(cè)量。

2.43類方法的比較

通過對(duì)幾種土壤水分測(cè)量方法的研究發(fā)現(xiàn)，在測(cè)定土壤含水量的諸多方法中，烘干法簡(jiǎn)單易行，工具均為常規(guī)農(nóng)氣觀測(cè)設(shè)備，成本低，且測(cè)定精度較高，一直被認(rèn)為是測(cè)量土壤含水量中最經(jīng)典的基本方法。但是，烘干法對(duì)樣品從烘干至恒重需要的時(shí)間較長(zhǎng)，不能及時(shí)有效地得出結(jié)果；采樣過程中在田間留下的取樣孔會(huì)切斷作物的某些根，干擾田間土壤水分的連續(xù)性并影響土壤水分運(yùn)動(dòng)；另外，烘干法定期測(cè)定土壤含水量時(shí)，由于第1次取樣對(duì)土壤的破壞，不能周期性地在原樣地反復(fù)取樣，而天然土壤具有空間變異性，從而給測(cè)定結(jié)果帶來了一定的誤差。這些不足決定了烘干法不宜用來進(jìn)行長(zhǎng)期的現(xiàn)場(chǎng)土壤含水量測(cè)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(fù)測(cè)量且不會(huì)破壞土壤，測(cè)定水分含量范圍廣，具有連續(xù)性，測(cè)定速度快，沒有滯后現(xiàn)象，而且可以自動(dòng)記錄數(shù)據(jù)。但是，中子儀的垂直分辨率較差，在測(cè)定降低含量水和表層土壤水時(shí)，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(huì)造成較大的誤差。另外，由于中子有很強(qiáng)的穿透能力，其輻射會(huì)危害人體健康。

利用土壤的介電特性測(cè)量土壤水分是一種行之有效、快速、簡(jiǎn)便、可靠的方法。現(xiàn)在比較常用的是經(jīng)濟(jì)型的頻域反射法、駐波率法和技術(shù)更先進(jìn)的時(shí)域反射法。它們都具有技術(shù)成熟、精度高、便于攜帶、可連續(xù)原位測(cè)定及無輻射等優(yōu)點(diǎn)，在土壤水分測(cè)量方法方面表現(xiàn)出良好的發(fā)展勢(shì)頭。其中，利用TDR法測(cè)定土壤含水量，在測(cè)量過程中可以不破壞土壤原狀結(jié)構(gòu)，操作簡(jiǎn)便，能長(zhǎng)期連續(xù)工作。TDR法的優(yōu)越性是土壤水分和溶質(zhì)含量可以同時(shí)在同一個(gè)體積元中測(cè)定。但TDR法在測(cè)量高有機(jī)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(shí)，輸入電磁波的能量耗散較大，從而導(dǎo)致反射訊息模糊，容易造成數(shù)據(jù)失真。因此，在使用TDR測(cè)量特定土壤的含水量之前，預(yù)先標(biāo)定其與實(shí)際土壤含水量的關(guān)系是很有必要的[34]。

3總結(jié)與展望

土壤水分作為作物生長(zhǎng)的要素之一，對(duì)作物的生理活動(dòng)起著至關(guān)重要的作用[35]，未來土壤水分研究在基礎(chǔ)理論上進(jìn)一步完善和發(fā)展。隨著科學(xué)技術(shù)的發(fā)展，測(cè)量土壤水分的方法越來越多，它們?cè)趹?yīng)用原理、使用方法以及測(cè)定結(jié)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(cè)量方法時(shí)，一定要有針對(duì)性，既要考慮其實(shí)用性，又要考慮其經(jīng)濟(jì)性。烘干法是最傳統(tǒng)的方法也是最常用的方法，但烘干法只能測(cè)定土壤質(zhì)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?yàn)橥翗硬荒茉粡?fù)原，所以用于監(jiān)測(cè)土壤水分動(dòng)態(tài)變化較難。中子法適用于土壤水分的大范圍連續(xù)定位動(dòng)態(tài)觀測(cè)，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(yīng)用受到限制。土壤的含水量與土壤的電介常數(shù)之間存在一種對(duì)應(yīng)關(guān)系，介電法應(yīng)用被測(cè)介質(zhì)中表觀介電常數(shù)隨土壤含水量變化而變化這一原理測(cè)定土壤含水量，是一種簡(jiǎn)單快速、行之有效的方法。

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[32]陳海波，冶林茂，范玉蘭，等. 基于FDR原理的土壤水分測(cè)量技術(shù)[C]//中國(guó)氣象學(xué)會(huì)2008年年會(huì)干旱與減災(zāi)——第六屆干旱氣候變化與減災(zāi)學(xué)術(shù)研討會(huì)分會(huì)場(chǎng)論文集.北京：科學(xué)出版社，2008：165-168.

[33]張志勇. 基于駐波率原理的土壤水分測(cè)量方法的研究[D]. 晉中：山西農(nóng)業(yè)大學(xué)，2005：2-32.

[34]周凌云，陳志雄，李衛(wèi)民. TDR 法測(cè)定土壤含水量的標(biāo)定研究[J]. 土壤學(xué)報(bào)，2003，40（1）：59-64.

[35]陳家宙，陳明亮，何圓球. 各具特色的當(dāng)代土壤水分測(cè)量技術(shù)[J]. 湖北農(nóng)業(yè)科學(xué)，2001（3）：25-28.

[24]李道西，彭世彰，丁加麗，等. TDR在測(cè)量農(nóng)田土壤水分中的室內(nèi)標(biāo)定[J]. 干旱地區(qū)農(nóng)業(yè)研究，2008，26（1）：249-252.

[25]Topp G C，Davis J L，Annan A P. Elect romagnetic determination of soil water content：measurement in coaxial transmission lines[J]. Water Resources Research，1980，16：574-582.

[26]祝艷濤，錢天偉，但德忠. 時(shí)域反射儀結(jié)合土鉆法測(cè)定土壤容重[J]. 資源開發(fā)與市場(chǎng)，2006，22（3）：213-215，219.

[27]吳月茹，王維真，晉銳，等. TDR測(cè)定土壤含水量的標(biāo)定研究[J]. 冰川凍土，2009，31（2）：262-267.

[28]Dalton F N，Herkelrath W N，Rawlins D S，et al. Time-domain reflectometry：simultaneous measurement of soil water content and electrical conductivity with a single probe[J]. Science，1984，224（4652）：989-990.

[29]Dirksen C. Soil physics measurements[M]. Germany：Catena Verlag，1999.

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