第11章土壤湿度测量解析.docx
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第11章土壤湿度测量解析
第11章土壤湿度测量
11.1概述
土壤含水量是影响农作物收成与水保的重要因素之一。
土壤湿度对于制定灌溉进程表、水与溶质流的评价、净太阳辐射潜热与显热的划分等方面都是很重要的。
作为预测水源耗竭模式中的重要参量,土壤湿度在水文学中是很重要的。
在大
气数值模式中陆气相互作用的模拟及水气循环的其它参量要求测量土壤湿度,卫星遥感评价的验证也需要直接测量地表土壤水分。
土壤湿度的测量可用土壤含水量与土壤湿度位势的测定来表示。
土壤含水量反映了土壤中水的质量与体积,而土壤湿度位势那么反映土壤水分能量状态。
农业学科非常关注土壤水分的测定。
为满足土壤水分状态测量的广泛需求,许多仪器已开展到商业化的程度,使用最普遍的将在下面予以讨论,包括其优点与缺点。
此外,对在将来不久可能被广泛使用的新式仪器也予以简要讨论。
定义
土壤含水量
称重技术是测量土壤含水量最为简单且被广泛运用的方法。
因为此方法简单易行而且是直接测量,所以被用作其它方法参照的标准。
定义在干质根底上的称重土壤湿度gθ可表达为:
100?
=soil
watergMMθ(11此.1处waterM为土样中水质量,soilM为土样中烤干(100-
110℃后的土质量。
对于风干(25℃的矿物土壤,称重土壤湿度通常少于2%,但随着土壤水分到达饱和,其水含量会增到25%至60%。
但是称重取样法具有破坏性,使得土壤接近饱和时,取得准确的土壤含水量测量结果变得极为困难。
通常,土壤湿度用体积表达。
由于降水、蒸散量和溶质变化参量通常用容量表示,用体积表示的水含量更为有用。
体积水含量vθ可表达为:
100?
soil
watervVVθ(11此.处2,waterV为水体积,soilV为土壤(土+气+水总体积。
土壤体积含水量的变化可从风干土壤的少于10%到临近饱和的矿物土壤的40-
50%间变化。
由于水与土壤体积的准确测定存在困难,体积水含量通常间接测定。
体积与称重土壤含水量有一定关系。
该关系如下:
wbgvρρθθ
bρ是干土壤体积密度,wρ是土壤水分密度
土壤湿度位势
土壤湿度位势是描述土壤水分能量状态,它对水分传输分析、含水量评价、土壤——植被——水相互作用等都很重要。
两地土壤湿度位势的不同反映了水流的
趋势,即由高位势流向低位势。
由于湿度位势会随枯燥而减少(负值变得更大,运移它所需的功就要增加,使得植物抽吸水变得困难。
当植物水上吸变得更困难时,植物水位势因此下降,最终导致植物受压,甚至枯萎。
通常,湿度位势描述土壤水力做的功,或在负位势下水从土壤中运移出来所需的功。
总湿度位势tψ(所有力场的综合效应表达如下:
pmztψψψψψ
此处,z,m,o,p分别为重力、基模、渗透以及压力位势(Nielsen,etal.,1971。
并非所有这些位势都以同一方式起作用,这些梯度在诱导流中亦并非始终有效。
例
如,0ψ需要一半渗透膜来引导流,pψ将在饱和或积水条件下存在。
在非饱和土壤和不涉及半渗透膜下应用最为现实,此时总湿度位势通常写成:
zmtψψψ
单位与标尺
含水量常被无量纲化,最典型的是用百分数。
然而在处理水质平衡或连续方程
时,应予以注意的是含水量并不是无量纲的。
称重含水量是由每克土壤中水的克数来表示的(水
克/干土克。
同样,体积含水量是由每单位体积干土壤中水的体积含量表示(V水/V干土
。
kPa是表述湿度位势的典型单位,其数值等于1-kgJ。
老的文献中也有用以下单位表示的:
巴、大气压、因每达平方厘米、尔格每克、厘米水柱、厘米汞柱、磅每平方英寸。
气象要求
含水量测定需要的准确度随我们解决的问题而定。
目前,可接受的体积土壤湿度的准确度范围为1-5%,某一问题可接受的准确度水平依赖于观测尺度、土壤质地、土壤结构、观测频次以及观测目的而定。
土壤湿度测定所需的时空分辨率亦依据观测的目的而定。
水文学上常利用包括土壤湿度估计的数据来校准水源耗竭模式。
另一方面,大气环流模式(AGCM常要求洲际尺度的水文耦合过程。
大气环流模式的地表分辨率为十到几百公里。
大
气模拟中也需要集水区或盆地尺度(十分里尺度的水文循环成份。
能有效控制蒸腾效应的可利用土壤水分,通过遥感检测技术仅可测量到浅层,其水平分辨率为几十公里(见第Ⅱ编第8章。
在农业上,土壤中的含水量和其能量状态均很重要。
为了水文学与水分平衡的
需要,也为了影响土壤特性(如土壤机械强度、热导率与扩散率,对土壤含水量的评
价是有用
的。
对于植物生理学和与水分运移相关的水文学问题,测定基质位势是最为重要的。
大多数水分平衡模式要计算出可利用的土壤层中植物—水总量,因此,可以忽略可利用的水及水向植物流动的能量因素。
植物能利用的土壤水通常认为是在田间
持水量与永久萎蔫湿度之间。
田间持水量是当土壤充分排水停止后能保持的水量
(通常在降水后一至二天到达。
土壤质地(粘土类型与含量、土壤结构、有机质含量均会影响田间持水量。
永久萎蔫是当植物的叶子在水分饱和的大气中不能恢复膨胀时发生的。
通常,在基模位势为-1.5Mpa时会发生。
因此,沙土的永久萎蔫时的湿度为3%,而粘土那么可高达30%。
11.1.4测量方法
有许多仪器可用来计量土壤湿度状态。
土壤gθ是通过直接法测定。
土壤vθ那么通常通过测定土壤特性或由置于土壤中物体的反响而间接测定。
土壤湿度间接测定法包括从测定特性或从置于土壤中受土壤含水量影响的物体的反应来推断vθ。
测定土壤湿度常见的间接法包括放射方法、时间域反射法、原子磁场共振。
测定湿度位势间接法包括张力表、电阻块和土壤干湿表。
无论现用的什么方法,都不可能在不知空间异质变率下,描述一野外场的含水量。
虽然土壤有向平衡土壤湿度位势运移的趋势,但并非与平衡含水量有很好的关联。
尽管如此,表示变化系数的变率(平均值的标准偏差,其特征范围为15-35%。
当含水量似乎具有一空间可信度的有限范围时,含水量变率随观测尺度的减小而减
小。
所幸的是,许多野外场尺度过程能产生土壤含水量准确度为5%量级的可接受结果。
蒸腾的野外场尺度评价处于格点有效范围。
(DoorenbosandPruitt,1976。
然而,任何蒸腾评价的敏感度也是所利用模式的函数。
对于化学运移时间的评价,那么受相当多的当地土壤性质和特征的影响。
因此,5%量级的准确度对含水量评价是不够的。
事实上,即使在3%的准确度,仅仅由于用
于化学运移(优先或大孔隙流的局部土壤孔隙而导致含水量评价无法接受。
相反,列
出计算含水量分布的方程式那么相当必要,此分布包括:
其第一要素(平均、第二要素
(偏差、分布类型(正态、对数正态等等。
含水量分布可用来计算孔隙水速分布,孔
隙水速正比于入流,反比于水速。
水速分布于是可作为传递函数模拟的概率密度函
数(JuryandRoth,1990。
蒸渗器与土壤湿度测定有关。
蒸渗器法是一种具有非破坏性的直接方法,间断或连续称重装满土壤的容器,即可确定容器中由土壤水分变化而引起总质量的变化。
第Ⅰ编第10章将详细进行讨论。
11.2土壤含水量:
直接测定
为测定土壤质量含水量gθ,可用便利的工具将土壤样品从野外取来。
常见工具有铁铲、手动螺旋钻、铲斗螺旋钻、以及电动取芯管。
将土样置于防漏水、适合运往实验室、易于在电热炉烘干的称重容器内。
烘干前后均需将土样与容器在实验室称重,其差值为土
样中最初含水的重量。
烘干时将开口容器置于105℃电烤箱中,直至重量稳定在一常值,时间需要16-24小时。
但假设土样有机质的含量比较可观时,会发生过氧化使局部有机质从土样中丧失。
虽难以确定发生过氧化的温度,但仍可通过将炉箱温度从105℃降至70℃,以防止有机质的丧失。
测定称重含水量用微波炉烘干甚为有效(GeeandDodson,1981。
此方法中,土壤
水温迅速升至沸点,此时温度会由于水蒸发时的耗热而在一定时间内保持常值。
但
当土壤水吸收的能量超出水蒸腾所需能量时,温度会迅速上升。
假设土样中有石块时,
温度就会升高到能够熔化塑料容器的程度,此时就得非常小心。
也有其它几种不常用的土壤含水量的直接测定法,它们都仅限于一些个别情况。
其中一种是把土样放于底部开孔的已称过皮重的容器,以确定其水分的重量。
将土样浇上能置换水的甲醇,然后将甲醇点燃,屡次重复此过程,直到称量土样能够测定干物质的重量。
置换水所需甲醇的量取决于许多因素,如土样的多少、含水量、质地等。
后一种方法由于土壤成分挥发而易于产生误差。
11.3土壤含水量:
间接法
在其它参量中,土壤持水量与土壤质地和结构有关。
取样中易将土壤破坏,从而
改变其持水量。
测定土壤湿度间接法可每次在同一观测点获得所需信息,而不破坏土壤水分系统。
辐射法
有两种较为常见的且适于测定土壤含水量放射学的方法。
一种为中子散射法,基于高能(快中子与土壤的氢核反响。
另一方法那么是伽码射线通过土壤的衰减。
二
者均用可携带的装置在固定观测点测量,并要经细致校准,特别是对于将要安装仪器的土壤。
使用任何放射发射器时,必须有预防措施。
必须遵守由制造商和卫生部门制定
的辐射危害条例。
当执行这些规那么后,就不用害怕暴露在过量辐射中,不管使用频率
如何,但不论使用何种放射发射器,操作者应佩带测辐射胶片,以便能估计辐照程度,
并按月进行记录。
中子散射法
有两种中子土壤湿度检测装置,土壤外表表与深度探头。
在两种装置中,发射
高能(快中子与其它物质相作用(引起中子热化,最终减速(Visvalingamand
Tandy,1972。
与中子具有大约同样质量的氢核,是与中子碰撞中使之减速最为有效
的土壤成分。
因此,在中子探头附近减速的中子密度,与体积土壤含水量接近成正
比。
减速或热能化中子在中子发射装置周围形成一团云,其密度与大小,反映了快中
子的发射率与热能化间的一种平衡。
每种中子发射装置内部是热能化中子检测器,
它可以确定热能化中子云密度。
但热能化中子云体积随含水量而变化,如:
在湿土壤
中,其半径仅15厘米,而在干土壤中,半径那么增至35厘米。
因所测体积随含水量而变化,此方法缺少高的分辨率,使之不可能确定含
水量的不连续处。
考虑土壤-大气间不连续的土壤界面会发生特别问题。
因此,中子检测器不能用于18厘米深度以上的土壤层中。
中子外表表那么可用于0-30厘米土壤外表层的土壤含水量测定。
但此层土壤表层粗糙,精度急剧下降。
中子深度探头包括一个高能中子放射源,一个慢热中子检测器,经常设计成圆柱状。
探头有导线与主电器设备相连,以使探头进入预先安装的测管。
放射源-检测器虽有几种配置,最理想的是在两个检测器中安置一个放射源。
此配置有更大的球
形影响区,能使其与土壤含水量有更多的线性反响。
中子外表表常配备一个与土壤外表水平的热中子检测器,以及其后的一个快中子源。
测管应是无缝的,且足够厚(标准的为1.25mm以使其坚硬,但不能太坚硬以免测管自身对热化中子起作用。
测管由不锈材料做成,如不锈钢、铝或其它塑料制品,但不可使用吸收慢中子的聚氯乙烯。
探头插入管中不要卡住,常用4厘米直径的管就够了。
应细心安装测管,防止弯曲。
而且,在测管与土壤基质间不应存在空隙。
当测管头部有电子元件覆盖时,要使管部伸出土壤外表约15厘米。
所有测管均要盖有可移动帽防止雨水侵入管内。
为提高试验可重复性,与土壤含水量直接相比较的不是所检测到的慢中子数,而是计数率(CR。
由下式给出:
背景值土壤值
C土壤值为土壤中检测到的热中子数,C背景值为参考平台上检测到的热中子
数。
所有中子检测器均配备能取得背景场数据的参考平台,平台通常是装运箱的一
局部。
仪器置于平台上,要读取一系列10个短数据。
读数持续时间虽因观测者而异,
但通常观测时间为半分钟到一分钟。
读数应为正态分布,即:
十分之三的读数应超出平均正负1的标准偏差。
此10个数据平均记为C背景值,而C背景值那么由特定深度点处几个土壤读数平均决定。
为便于校准,最好在测管周围取三个样,平均含水量,以与该深度处计算的平均CR相对应。
应确定每个深度处五个不同含水量的最小
值。
一些校准曲线虽会相同,也应对每个深度进行分别校准。
一个新检测器其典型测定系数(r2应在0.90-0.99范围内。
伽玛吸收法
中子衰减法能测定大范围内的体积土壤含水量,伽玛吸收法那么可在每一厘米层进行扫描。
此法虽具很高的分辨率,由于土壤异质使得小土壤体积测定存在较多的空间变化。
(GardnerandCalissendorff,1967。
单探头伽玛装置测定因反射引起的衰减已不再广泛使用。
但对土壤密度与含水量均能测定的双探头伽玛装置,仍在普遍使用。
伽玛衰减能用数学表达如为:
ρμ×
此处,I为所测伽玛束强度,I0为未衰减的伽玛束强度,μ为吸收物质的质量吸收系数,χ为吸收材料厚度,ρ为吸收体密度。
对于给定质量吸收系数与吸收体厚度的伽玛衰减变化,与总密度变化有关。
当伽玛射线随质量衰减时,只有干土壤密度的伽玛射线衰减,才能测定含水量。
并且在含水量变化时,土壤干密度必须保持不变。
假设干土壤密度,土壤含水量那么可由总密度与干密度值的差值而定。
不象中子衰减法,伽玛射线衰减法具有很高的空间分辨率。
在垂直测量2.5厘米处具有很好的精密度。
在气—水交界面2.5厘米以下,也能取得很准确的测量数据。
由于比中子放射装置有更多的潜在危险性,使用伽玛放射装置时,要多加小心。
制造商应提供所有时间使用的防护物,仅当伽玛进入测管时,才能离开防护物。
土壤—水介电系数
水与干土壤的介电常数差异较大(分别约80和3.5,理论与实践上对关于土壤体
积含水量和土壤-水系统介电常数间的关系式已被提出。
这种方法是可靠、快
速、非破坏性的体积含水量测定法,也没有放射发生器带来的潜在危害。
而且,此方
法完全适于大尺度的自动数据收集方案。
目前,两种被开发的测定土壤-水介电常
数的新装置已商业化,并已国际化。
第一种装置利用时域反射测定(TDR技术,另一
种介电常数测定器那么固定于一特定的微波频率。
时域反射法(TDR
时域反射法(TDR是相对较新的土壤介电常数的测定,该法将长度的一对平行杆植入土壤中,然后测定沿杆发射的电磁脉冲的传输时间。
采样区根本是围绕平行测杆的柱体,被检测的是大量的土壤体积。
理论上,介电常数对土壤外表积很敏感。
但时域反射法那么不太敏感,也无需在土壤外表区进行校准。
被广泛接受的土壤
—水介电响应由Topp,Davis和Annan(1982给出:
3624103.4105.5029.0053.0εεεθ
此处ε是土壤—水的介电常数,这一试验关系曾被其他研究者肯定,并表现为粗略的独立于组构和砂、砾含量(Drangie,AbtandGish,1989。
平行测杆通常隔开5厘米,长度在几厘米到30厘米以上。
测杆用金属材料制成:
不锈钢最为常用。
虽然要细心保持测杆平行,但轻微的偏离不会影响结果。
理论上,运用时域反射法信号衰减从一个单独数据就可独立对土壤含水量和盐
度进行测量,但这项工作仍处于不成熟阶段。
更多的工作正在评议中,通过将测杆水平的埋在不同深度处,检测得出的含水量,然后用多路技术将测杆与现场数据记录器联接,可使该项技术自动化。
微波探测法
微波介电常数探头用末端开口的共轴电缆和安置在头部的反射计来测定特定频
率的
振幅与相位(通常在微波区。
土壤测定与空气相对照,常用介电特性的固体块或液体来校准。
液体校准的一个优点是能保持测杆头与材料间的电联接(Jackson,1990。
当使用单个小测杆头时,仅有小体积的土壤被测定。
因此,此方法在实验室和点测量上效果很好,如用于野外场地,会受空隙变率问题的影响。
探头探测的是一小体积土壤,因此与土壤的接触是关键的。
11.4新出现的技术
借鉴最新开展的先进工程技术,可以快速测定土壤水分。
有两个土壤水分测定
法,即脉冲核磁共振(PNMR与微波遥感。
脉冲核磁共振(PNMR
脉冲核磁共振仍处于研究与开展阶段,不久将会投入到实际运用(Paetzold,Gish
andJackon,1987。
这种测量方法集中在氢原子磁矩与磁场间的相互作用上。
传感器由电磁射频圈、调谐电容器组成。
此方法可对土壤体积含水量进行即时测定而不受土壤质地,如有机质含量以及土壤密度等的影响。
含有奇数个质子或中子的核子磁矩象条磁一样旋转。
当置于一静止磁场时,磁矩沿与磁场平行的轴旋进。
如果在静止磁场上以直角位置施加一个与氢原子旋进
频率相等的振荡磁场,就会迫使氢原子的磁矩同相旋进。
振荡磁场由电波频率发生器产生。
被土样所吸收的能量于是能在振荡磁场信号衰减的同时被测出。
吸附与分析衰减结果能提供有关自旋-自旋和自旋-晶格驰豫时间,再以此计算土样中的氢数量。
现已建立和测试了装有原型PNMR装置的牵引车,此仪器能在种植期测定土壤含水量,也可用于收集地面资料来校准遥感仪器。
PNMR牵引车系统虽能准确测定土壤外表约5厘米的土壤湿度,但其精密度随深度而急剧下降。
为使PNMR技术有效工作,必须保持磁场均匀,而在未受干扰的土壤内建立一均匀磁场,那么大大限制了这项技术。
可购置实验室PNMR装置,但实际运用那么显得太昂贵。
遥感
在不久的将来评估土壤-含水量、评价蒸散率及集水区域的植物应力(JacksonandSchumgge,1989可,使用空基仪器运用遥感技术测定。
虽已广泛研究了红外线和微波能量水平,但仅在微波区有潜力能从空间平台上给出直接定量的土壤水分测量。
微波技术分为被动式(辐射计和主动式(氡放射。
被动式微波技术集中分析来自地球外表的自然微波发射,而主动式发射器那么测定雷达反向散射波信号的衰减。
两种方法均利用液体水与干土壤间介电特性的差异,它们均有益于陆面大范围内外表土壤-水的监控。
对于被动微波测量,微波辐射计响应范围在发射率0.95-0.6或更低。
对于主动式微波测量,当土壤由干变湿时,观测到10分贝的反回增量。
微波发射中,亮度温度
b
T对应于
发射率β及土壤温度soilT,就是
soilbTT
β
soilT的单位为开(K,因为β依赖于土壤质地,外表粗糙度和植被,故实际土壤含
水量与bT经验相关。
对于土壤含水量主动式微波测定,总反向反射信号应分别分为植被和土壤部
分。
并且,植被遮盖会影响土壤局部。
体积含水量与总主动反向反射tS的关系为:
((1--=RASSLvtvθ
L为植被衰减系数,vS为植被反向反射,R为土壤外表粗糙度项,A为土壤湿度灵敏度项。
但缺乏适宜、独立的测定R和A的方法。
因此,土壤—含水量的主动微波响应只能凭经验来定。
11.5土壤湿度位势装置
迄今,在外场监控工程中,有足够廉价可靠的测定基质位势装置可用。
每例中,对
装置正常工作的湿度位势范围都有严格限制。
因此,如渗透势明显时,就要小心。
11.5.1张力表
张力计是最广为使用,最廉价的湿度位势测定仪。
张力结构简单,通常由一多孔陶瓷杯和一个圆柱形塑料管将杯与密封管顶的记录装置相连。
考虑它们广泛被运
用,本钱低,对其结构更为细致的描述没有多大必要。
张力表建立了土壤-水系统的准平衡条件。
多孔陶瓷杯起到膜的作用,通过它水能流动,因此如要它正常工作,就要使水处于充满状态。
最终,在陶瓷杯孔与圆管中事先装入除去气泡的水。
张力表安装入土壤后会受负土壤湿度位势影响,导致水从张力表流向土壤基质周围。
水分运动在张力表管中产生负位势或吸力,并记录在记录器上。
记录器为一压力传感器(Marthaler,elal.,1983。
巴塘管型(Bourdon-type真空量管,或一简单的充有水或水银的U型管。
另一方面,如土壤吸收水分,土壤湿度位势会升高,水将会从土壤返回张力表,导致较小负水位势数据。
就象张力表暴露于负位势,土壤与张力表间水的交换会导致溶液中溶解的气体释放,形成气泡。
气泡的形成将改变张力表管体压力读数,产生错误的读数。
因此,管体定时需用手控真空泵重新充液和去气。
安装前,但在张力表充水去气后,陶瓷杯要保持潮湿。
用湿破布包瓷杯或将其插入有水的容器,都可使得瓷杯在从实验室运往野外期间保持湿润。
在野外,要事先准备一大小、深度适宜的洞,洞要足够大,应将洞的四壁去除干净,其长度应能使张力表延伸至土壤表面以上几个厘米。
由于要保持瓷杯与土壤的接触,最好在插入张力表前,在挖掘处准备一些较稀的泥浆并灌入洞中。
应确保洞回填适宜,因此要去除导
致与张力表相接处形成蓄水条件的凹陷。
后面的预防措施会减少流下管体壁的水
流,防止产生缺乏代表性的土壤——水条件。
张力表仅能测定基质位势,因为溶液能自由流经多孔杯。
然而,也可购置具备其它特性(如电极的张力表,安置于瓷杯内部或瓷盒上部,可同时测定张力内的电导率。
张力表与土壤环境到达平衡,显然需要一定时间。
另一缺乏是张力表有一实际
约为-80kPa的较低限制。
超出-100kPa,水在环境温度下就会沸腾,形成水蒸气泡,从而破坏张力表的真空。
张力表的管体和记录局部允许有明显的体积变化。
在干旱条件下,有相当数量的水从张力表流向土壤。
因此,张力表要适应当初设计的每种条件。
通常,当张力表作为一灌注器,会有大量的水从瓷杯中流失,就保持不了管体中的真空,张力表量器就失去作用。
此过程其余支持那么来自于挖空张力表,其在接近瓷杯处积累有大量的
根。
张力表对温度也很灵敏。
张力表虽然只有一小
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