土壤水分测量

测量土壤水分含量的方法

摘 要：土壤含水量直接影响着作物生长、农田小气候以及土壤的机械性能。在农业、水利、气象研究等许多方面，土壤水分含量都是一个重要参数。农业生产中，土壤含水量的测量测定对于有效资源管理、灌溉措施、作物生长以及化学物质检测等方面非常重要；在水利和气象上，土壤水分的准确测定对于地球表面有效能量的分配、感热和潜热与大气的交换以及入渗和径流的分配研究方面起着重要作用，此外它还是精准农业的重要参数。本文概要介绍了目前国际上主要土壤水分测量技术的原理及特色， 称重法为标准方法， 中子仪为第二标准方法，TDR为主流方法，FED和Capacitance法在连续动态监测方面具有优势。

关键词： 土壤水分测量技术 TDR FDR Capacitance

半个多世纪以来，对土壤水分测量的研究一直没有停止，各种测量技术层出不穷，形成了各具特色的当代土壤水分测量技术。对土壤水分的测量，可以从几个方面进行，一是直接测量土壤的重量含水量或容积含水量，如取样称重烘干法、中子仪法、测量土壤传导性的各种方法等；另一类是测量土壤的基质势，如张力计法、电阻块法、干湿计法等；还有一类非接触式的间接方法，如远红外遥测法、地面热辐射测量法、声学方法等。本文就目前主要的方法简要介绍其原理，初步比较各方法的特色及优缺点。

1 几种传统方法及其改进

1.1 烘干称重法

这是目前国际上的标准方法。烘干称重法测量的是土壤重量含水量，有恒温烘箱烘干

法、红外线烘干法、酒精燃烧法等。烘干法的优点是对设备要求不严，就样品本身而言结果可靠。但它的缺点也是明显的，烘干法费时、费力、综合费用并不低；取样会破坏土壤，深层取样困难，定点测量时不可避免由取样换位而带来误差，在很多情况下不可能长期定点监测；受土壤空间变异性影响也比较大；如果测量目的是用于灌溉，还必须知道土壤各层次的容重。

1.2 张力计法

张力计是应用得很广泛的一种方法，它测量的是土壤的基质势。张力计的关键部件是细孔毛瓷杯，孔径约0.1~1.5瓷杯与土壤紧密接触，杯内自由水通过杯壁孔隙与土壤水接触，水和盐可以无阻碍地进出瓷杯，与土壤达到平衡。通过与毛瓷杯相连的真空表或水银柱读出土壤基质势。张力计法的优点是在土壤比较湿润的情况下测量土壤基质势很准确，适合于灌溉和水分胁迫的监测。与测量土壤容积或重量含水量的方法相比，张力计法受土壤空间变异性的影响比较小。它还是一种低成本设备的直接测量方法，能够连续测量。张力计法的主要缺点表现在反应慢，需要长时间平衡后才能读数；测量范围通常只在水分饱和至70~80KPa吸力间，非常干燥的土壤中不适合。如果瓷杯与土壤接触不紧密（如放置在根系活动范围内或有机肥分解产生气体的地方或土壤失水收缩严重时），会引起读数的反应迟钝或停滞。在测量过程中，特别是在高温干旱季节，需要经常养护和给瓷杯补充水分。毛瓷杯易损坏，需要定期维护和更换，劳力和时间消耗非常多，运行费用较高。

针对张力计的缺点，研究者们作了许多改进。最有效的改进是读数方式的革新。采用气体压力传感装置，结合电子技术，可以连续、自动采集田间数据；也可做成手持式的电子读数气体压力计(Ten-simeter),一个气体压力计可以在较短时间内读取大量张力计的数据。这一改进大大降低了运行成本。

1.3 射线法

射线法包括中子散射法、γ 射线法、X-射线法等。射线法的原理是射线直接穿过土体的时候能量会衰减，衰减量是土壤含水量的函数，通过射线探测器计数，经过校准后得出土壤含水量。

中子散射法测量结果非常准确，是称重法之外的第二标准方法。测量相对比较简单、容易，速度也很快。套管永久安放后不破坏土壤，能长期定位测定，可达根区土壤任何深度。中子法需要田间校准是主要的缺点之一。另外，仪器设备昂贵，一次性投入大。中子法对土壤采样范围为一球体，这使得在某些情况下测量结果出现偏差，如土壤处于干燥或湿润周期时、层状土壤、土壤表层等。安装套管时会破坏土壤。此外，中子仪存在潜在的辐射危害，操作者必须经过培训并持有许可证。目前有轻便手持式的中子仪。另外，用自动装置把中子管在套管中按规定的时间和距离上下移动，使中子仪可用于短期实时测量，但长期大面积动态监测仍几乎不可能。

计算机化X-射线轴向分层造影技术（Computerized Axial Tomography, CAT）首次于1982年用于土壤容重空间变异性的测定，以后又用于土壤水分的测量，所用的辐射源主要有60Co、137Cs、144Ce、169Yb、241Am等。此法受土壤容重影响，所以有用双辐射源的，或与γ射线法结合。X-射线和γ射线法测定土壤水分速度快，不破坏土壤，但价格高，存在辐射危害，需要校准，操作复杂，一般只用作研究工具。

1.4 电阻法与粒状列阵法

电阻法是一项比较古老的方法，电阻由多孔渗水介质（如石膏、 尼龙、 玻璃纤维）制成，它的电阻大小与含水量相关。把里面嵌有电极的电阻块放入土壤中，当电阻块中的

水势与土壤水势平衡后，测量电阻块的电阻，然后求出土壤水势。电阻块主要是石膏块，所以此法常称之为石膏块法（Gypsum Block）。

电阻法成本较低，可以作许多重复， 适合于灌溉。可不破坏土壤留在田间连续自动（而中子法不行），也可做成手持式的。

电阻法有滞后作用，测量范围一般只能到100kPa，干燥后电阻块可能与土壤接触不好， 灵敏度也非常低。任何与土壤水分变化无关的土壤电导的变化（如施肥）也会被检测到，使结果出现偏差，此法只适合于非盐碱土。当使用直流电的时候，极化作用会引起电阻块退化速度加快，长时间后石膏会彻底溶解到土壤溶液中，土壤含水量越高，电阻块寿命越短。为了减轻这一现象，一般使用很小的交流电，但是大多数数据采集系统不能将交流电压数字化，交流电必须转换成直流电输出，以便于连续自动监测。电阻法受土壤性质影响，需要标定， 而且标定结果会随着时间发生变化。对石膏块的改进还包括使其孔隙大小分布与被测土壤质地相匹配，小孔隙的石膏块在含水量较低时比较适合。

粒状列阵法（Granular Matrix）原理与石膏块法相同。但使用更稳定、重复性更好的粒状列阵代替石膏块，用石膏小圆片组成列阵状感体，以缓冲土壤盐度对读数的影响。粒状列阵探头比石膏块寿命长，可成批标定，标定结果的时间稳定性更强。不足之处与石膏块法类似，属于点测量，监测根区土壤需要较多的探头，自动化程度有限。土壤水吸力在10~20kPa时灵敏度较高，在非常粗或者胀缩性较强的土壤上效果不好。

1.5热扩散法

热扩散法(Heat Dissipation/Thermal Diffusivity)与电阻块法类似，但它测量的是热导而不是电导，故不存在水的电导影响。在一个低导热性的多孔渗水介质中，热扩散的速

率与其含水量成函数关系，这是热扩散法的原理。测量一个土体在接收热脉冲前后的温度，从热脉冲点流过来的热量与土壤含水量高度相关，湿土比干土温度上升得慢，用一个非常精确的量热计测量上升的温度，通过校准可以得出土壤含水量。如果测量太频繁，会消耗较多的电量。

2 由土壤介电特性测量含水量的方法

TDF和FDR（包括电容法）都是通过测量土壤表观介电常数来得到土壤容积含水量的。从电磁角度看，土壤由4种介电物质组成：空气、土壤固体物质、束缚水和自由水。在无线电频率、标准状态时（20℃，1大气压） 纯水的介电常数为80.4，土壤固体物质约3~7，空气为1。水中有盐存在时会直接影响其介电特性，特别是在低频（<30MHz）时。许多试验表明土壤表观介电常数与容积含水量存在非线性关系，当频率>1GHz时，非线性的原因主要是因为土壤束缚水的存在， 束缚水的多少与土壤比表面有关。总的说来， 土壤介电特性是下面几个因子的函数：1）电磁频率、 温度和盐度；2）土壤容积含水量；3）束缚水与土壤总容积含水量之比；4）土壤容重；5）土壤颗粒形状及其所包含的水的形态。

2.1 时域反射仪（TDR）

时域反射仪（Time Domain Reflectometry）是一项高速测量技术， 最早由H.Fellner-Feldegg于1969年开发，用来测量液体介电常数与频率的关系，自从Topp等人对TDR做出关键性的发展后，便开始了一个大量使用TDR测量土壤水分的时期。由于TDR测量快速，一般不需标定，可以作定位连续测量，既可以做成轻巧的便携式作野外测量，又可与计算机相连，自动完成单个或成批监测点的测量，因此20世纪90年代后国际上已把TDR作为研究土壤水分的基本仪器设备。

TDR的基本原理是， 高频电磁脉冲沿传输线在土壤中传播的速度依赖于土壤的介电特性。在一定的电磁波频率范围内（50M~10GHz），矿物质、空气和水的介电特性为常数，因此土体的介电常数主要依赖于土壤容积含水量 （极微弱地依赖于土壤类型、 紧实度、 束缚水等） ，这样可以建立土壤容积含水量与土壤介电常数的经验方程。TDR 通过测量高频电磁脉冲在土壤中的传播速度求得土壤的介电常数，从而计算出土壤的含水量。

高频电磁波在土壤中的传播速度v与土壤介电常数k存在下面的关系式：

c V≈k

式中，c为电磁波在自由空间的传播速度 。在实际测量中，TDR 通过一个振荡器 （一种发射高频方波脉冲的装置， 以达到同步和事件定时的目的） 发射电磁脉冲，测量它在传输线 （插入土壤中的金属导波棒， 长度为l） 中的传输时间t而计算传输速度v：

l V=t

由TDR 发射的电磁脉冲到达导波棒后，有一部分返回仪器；当脉冲到达导波棒末端时，脉冲反射回仪器。这些反射的波形信号被捕捉下来TDR 系统自动分析这些波形，计算出电磁波在导波棒中传播的时间t ，然后自动转换成土壤含水量。TDR 测量土壤含水量的准确性决定于测量时间t的精度；另外，信号的相互干扰和电容的干扰也是一个因素。

TDR为目前测量土壤含水量的主流方法。TDR可对土壤样品快速、连续、准确地测量，平均分辨率0.02~0.005cm3 /cm3。一般不需标定，测量范围广（含水量0~100﹪），操作简便，野外和室内都可使用，可做成手持式的进行田间即时测量，也可通过导线远距离

多点自动监测。导波棒可以单独留在土壤中好几年，需要的时候再连上TDR测量；导波棒可做成不同形状以适应不同情况，长度一般10~200cm。TDR能够测量表层土壤含水量 （中子仪法不行）。

TDR测量结果受土壤盐度影响很小，但当含盐量增加后，脉冲信号从导波棒末端的反射会减弱，有人试图在导波棒上使用涂层解决这一问题，但涂层又带来新的问题。在测量高有机质含量土壤、高2:1型粘土矿物含量土壤、容重特别高或特别低的土壤时，需要标定。TDR最大的缺点是电路复杂，导致设备昂贵。

TDR测量的是脉冲在导波棒中双程传播的时间。如果测量单程传播时间， 则波形分析要简单一些， 设备要便宜一些， 这种仪器有人称之为TDT（Time Domain Transmissometry）。

2.2 频域反射仪（FDR）与电容法（Capacitance）

频域反射仪（Frequency Domain Reflectometry）测量土壤含水量的原理与TDR类。TDR与FDR的探头统称为介电传感器（Dielectric Sensor）。FDR的传感器主要由一对电极 （平行排列的金属棒或圆形金属环）组成一个电容，其间的土壤充当电介质，电容与振荡器组成一个调谐电路，振荡器工作频率F随土壤电容的增加而降低：

1πL F=211cCb*+

0.5

式中，L为振荡器的电感，C为土壤电容，Cb为与仪器有关的电容。C随土壤含水量的增加而增加，于是振荡器频率与土壤含水量呈非线性反比关系。FDR使用扫频频率来检

测共振频率（此时振幅最大），土壤含水量不同，发生共振的频率不同。如果使用固定频率 （这与TDR类似），通过测量其标准波的频率变化来测量土壤含水量，这类方法严格地说不是FDR，一般称为电容法。

FDR几乎具有TDR的所有优点。与TDR相比，在电极的几何形状设计和工作频率的选取上有更大的自由度，例如探头可做成犁状与拖拉机相连，在运动中测量土壤含水量 。大多数FDR在低频(≤100MHz)工作，能够测定被土壤细颗粒束缚的水，这些水不能被工作频率超过250 MHz的TDR有效地测定。FDR校准比TDR可更少，也不需要专业知识去分析波形。大多数FDR探头可与传统的数据采集器相连，从而实现自动连续监测。FDR的读数强烈地受到电极附近土体孔隙和水分的影响（TDR也是如此），特别是对于使用套管的FDR，探头—套管—土壤接触良好与否对测量结果可靠性的影响非常大。在低频（≤20 MHz）工作时比TDR更易受到土壤盐度、粘粒和容重的影响。另外，与纯粹的TDR波形分析相比，FDR缺少控制和一些详细信息。

3 干湿计法

干湿计（Psychrometry）测量土壤水分的历史并不短，20世纪60、70年代就有大量文献。该法类似于测量空气相对湿度的方法，在土壤汽、液平衡后，给插于其中的热电偶以微小的电流使其冷却，引起热电偶周围水分凝结在其上面，停止通电冷却后，凝结水蒸发，吸收热量，使热电偶温度降低，低于另一干球的温度，干湿球间的温差产生一个温差电势，由温差电势可以计算热电偶降低的温度，降低的温度决定于蒸发速率，蒸发速率决定于热电偶周围环境的湿度。通过电势差的读数计算土壤水势。

干湿计测量的是土壤水吸力，土壤水吸力在100~1500kPa时，此法很有用（而张力计适用于低吸力），特别当土壤中含大量粘粒时非常适合（而FDR受到影响）。干湿计只需

在实验室校准，不受土壤类型和土壤颗粒大小的影响，速度也比较快。因为它测量的是基质势和溶质势，所以此法广泛地应用于测定植物叶、茎和根的水势，也可取微小土样室内测量。

当土壤吸力小于100kPa时，干湿计法测量结果不准确。干湿计在测量过程中受热量梯度的强烈影响，所以它在土壤表层测量结果不好。干湿计法取样的土壤体积很小，另外需要特殊的仪器设备对探头信号放大和读数，价格昂贵。露点计(Dew Point Meter)原理与干湿计类似，在读数上有一些变化，测量结果更稳定些。

4 其他方法

田间速测的碳酸盐法。其原理是，一小块待测湿土样与CaCO3在一个密封的容器中反应，释放出CO2气体，然后测定所产生的气体的压强，再换算成土壤含水量。该法比较便宜，一般用于田间快速测定，1~3min可测完一个样品。取样会破坏土壤，此法需要特殊的设备，要消耗试剂。

非接触式方法（遥测法）可以进行大面积的土壤水分监测。目前主要方法有：1）测量土壤表面的辐射温度；2）土壤表面温度与植被指数相结合；3）微波法。这些方法与其他信息（如土壤表面能量平衡）结合，可以得到许多重要的数据（如蒸散量、 冠层阻力）。与塔台遥感、航空遥感、卫星遥感结合，不仅能指导灌溉，还可以为区域水量平衡和水分调配提供重要依据。这些方法目前尚在快速发展、进一步完善之中。测量土壤含水量的方法很多，同类方法还常常有变种，各厂家生产的同类型的仪器尽管基本原理相同，但在具体技术上还会有差别。当代土壤水分测量技术正在朝着准确、快速、定点、连续、非破坏、自动化、操作简便、安全、低成本、宽量程、少标定方向发展。

参考文献

1 宋海燕.基于光谱技术的突然、作物信息获取及其相互关系的研究[D].博士论文.浙江大学.2006

2 Klenke J M，Flint ，A L. Collimated neutron probe for soil water content measurements Soil Sci. Soc. Am.J. ，1911， 55（4）：916~923

3 Evett S R，J L. Siteiner. Precision of neutron scattering and capacitance type soil water content gauges from field calibration. Soil Sci . Soc. Am. J，1995，59（4）：961~968

4 Phogat V K，Aylmore L A G ，Schuller R D. Simultaneous measurement of the spatial distribution of soil water content and bulk density . Soil Sci. Soc. Am. J.，1991，55（4）：908~915

5 Seyfried M S .Field calibration and monitoring of soil-water content with fiberglass electrical resistance sensor. Soil Sci. Soc. Am. J.，1993，57（6）：1432~1436

6 Palltineanu I C，Staee J L. Real-time soil water dynamics using multisensory capacitance probes：Laboratory calibration. Soil Sci. Soc. Am. J.，1997，61（6）：1576~1585

7 Topp G C，Davis J L，Annan A P. Electromagnetic determination of soil water content measurement in coaxial transmission lines . Water Resources Research，

1980，（2）：574~583

8 Topp G C，Davis J L. Measurement of soil water content using Time Domain Reflectometry（TDR）：A field evaluation. Soil Sci. Soc. Am. J.，1997，61（6）：1576~1585

9 Ferre P A，Rudolph D L，Kachanoski R G.. Spatial averaging of water content by time domain reflectometry：Implications for twin rod probes with and without dielectric coatings. Water Resources Research，1996，32（2）：271~279

10 Noborio K，Mclnnes K J，Heilman J L. Measurement of soil water content， heat capacity，and thermal conductivity with a single TDR probe. Soil Science，1996，161（1）：22~28

11 Dean T J ，Bell J P ，Baty A J B. Soil moisture measurement by an improved capacitance technique，Part I . Sensor design and performance . Journal of Hydrology，1987，93：67~68