土壤物理指标

一、土壤粒径

土壤粒径分布是最基本的土壤物理性质之一，它强烈地影响着水力、热力性质等重要的土壤物理特性。土壤粒径分布的测定方法相对简单便捷，精度也较高，而且在常规的土壤调查资料中也有详细程度不一的粒径分析数据。而土壤水分特征曲线和(非)饱和水力传导率、土壤热导率、土壤热容量等土壤水力、热力性质的直接测定比较费时、昂贵，且精度较低，可重复性差。因此，根据土壤粒径分布来估计土壤的其他水力学性质已经成为相关领域的研究热点。

土壤基质是由不同比例的、粒径粗细不一、形状和组成各异的颗粒(土粒)组成，一般分为砾、砂、粉粒和黏粒4级。粒径分析的目的，是为了测定不同直径土壤颗粒的组成，进而确定土壤的质地。土壤颗粒组成在土壤形成和土壤的农业利用中具有重要意义，土壤质地直接影响土壤水、肥、气、热的保持和运动，并与作物的生长发育有密切的关系。

1.土工实验法

土粒的粒径变化范围非常大(粒径由﹥60mm到﹤0.002mm)，故对不同的粒组采用不同的试验方法：粗粒组一般用筛析法，细粒组采用密度计法或移液管法。

对于粒径﹥0.075mm的粗粒土，一般采用筛析法分析土的颗粒大小。筛析法是采用不同孔径的分析筛，由上至下孔径自大到小叠在一起。试验时，取干土放入最上的筛里，通过筛析后，得到不同孔径筛上土质量，进而计算出粒组含量和累积含量。

2.激光粒度仪法

激光粒度分析仪是根据光的散射原理测量粉颗粒大小的，是一种比较通用的粒度仪。其特点是测量的动态范围宽、测量速度快、操作方便，尤其适合测量粒度分布范围宽的粉体和液体雾滴。对粒度均匀的粉体，比如磨料微粉，要慎重选用。

激光粒度仪集成了激光技术、现代光电技术、电子技术、精密机械和计算机技术，具有测量速度快、动态范围大、操作简便、重复性好等优点，现已成为全世界最流行的粒度测试仪器。

3.吸管法

颗粒组成(粒径分布)常用吸管法测定，方法由筛分和静水沉降结合组成，通过2mm筛孔的土样经化学和物理方法处理成悬浮液定容后，根据司笃克斯(Stokes)定律及土粒在静水中的沉降规律，﹥0.25mm的各级颗粒由一定孔径的筛子筛分，﹤0.25mm的粒级颗粒则用吸管从其中吸取一定量的各级颗粒，烘干称量，计算各级颗粒含量的百分数，确定土壤的颗粒组成(粒径分布)和土壤质地名称。

4.比重计法

土样经化学和物理方法处理成悬浮液定容后，根据司笃克斯(Stokes)定律及土壤比重计浮泡在悬浮液中所处的平均有效深度，静置不同时间后，用土壤比重计直接读出每升悬浮液中所含各级颗粒的质量，计算其百分含量，并定出土壤质地名称。比重计法操作较简便，但精度较差，可根据需要选择使用。

二、土壤绝对含水量

土壤绝对含水量是土壤中所含水分的数量，即100g烘干土中含有若干克水分，也称土壤含水率。土壤含水率是农业生产中一个重要参数，其主要方法有称重法、张力计法、电阻法、中子法、γ-射线法、驻波比法、时域反射法及光学法等。土壤中水分含量通常采用质量含水率(θ_g)和体积含水率(θ_υ)两种表示方法。

1.称重法

也称烘干法，这是唯一可以直接测量土壤水分的方法，也是目前国际上的标准方法。用土钻采取土样，用0.1g精度的天平称取土样的质量，记作土样的湿重(M-M_H)，在105℃的烘箱内将土样烘6～8h至恒重，然后测定烘干土样，记作土样的干重(M_S-M_H)。土壤含水量计算公式如下：

地质环境监测技术方法及其应用

式中：θ—土壤含水率；M—烘干前铝盒及土壤质量(g)；M_S—烘干后铝盒及土壤质量(g)；M_H—铝盒质量(g)。

2.张力计法

也称负压计法，它测量的是土壤水吸力，测量原理如下：当陶土头插入被测土壤后，管内自由水通过多孔陶土壁与土壤水接触，经过交换后达到水势平衡，此时，从张力计读到的数值就是土壤水(陶土头处)的吸力值，也即为忽略重力势后的基质势的值，然后根据土壤含水率与基质势之间的关系(土壤水特征曲线)就可以确定出土壤的含水率。

3.电阻法

多孔介质的导电能力是同它的含水量以及介电常数有关的，如果忽略含盐的影响，水分含量和其电阻间是有确定关系的。电阻法是将两个电极埋入土壤中，然后测出两个电极之间的电阻。但是在这种情况下，电极与土壤的接触电阻有可能比土壤的电阻大得多。因此采用将电极嵌入多孔渗水介质(石膏、尼龙、玻璃纤维等)中形成电阻块以解决这个问题。

4.中子法

中子法就是用中子仪测定土壤含水率。中子仪的组成主要包括：一个快中子源，一个慢中子检测器，监测土壤散射的慢中子通量的计数器及屏蔽匣，测试用硬管等。快中子源在土壤中不断地放射出穿透力很强的快中子，当它和氢原子核碰撞时，损失能量最大，转化为慢中子(热中子)，热中子在介质中扩散的同时被介质吸收，所以在探头周围，很快地形成了持验密度的慢中子云。

5.γ-射线法

γ-射线法的基本原理是放射性同位素(现常用的是¹³⁷Cs，²⁴¹Am)发射的γ-射线法穿透土壤时，其衰减度随土壤湿容重的增大而提高。

6.驻波比法

自从Topp等人在1980年提出了土壤含水率与土壤介电常数之间存在着确定性的单值多项式关系，从而为土壤水分测量的研究开辟了一种新的研究方向，即通过测量土壤的介电常数来求得土壤含水率。从电磁学的角度来看，所有的绝缘体都有可以看作是电介质，而对于土壤来说，则是由土壤固相物质、水和空气3种电介质组成的混合物。在常温状态下，水的介电常数约为80，土壤固相物质的介电常数为3～5，空气的介电常数为1，可以看出，影响土壤介电常数主要是含水率。Roth等提出了利用土、水和空气3相物质的空间分配比例来计算土壤介电常数，并经Gardner等改进后，为采用介电方法测量土壤水分含量提供了进一步的理论依据，并利用这些原理进行土壤含水率的测量。

7.光学测量法

光学测量法是一种非接触式的测量土壤含水率的方法。光的反射、透射、偏振也与土壤含水率相关。先求出土壤的介电常数，从而进一步推导出土壤含水率。

8.时域反射法

时域反射法(Time Domain Reflectrometry，TDR)也是通过测量土壤介电常数来获得土壤含水率的一种方法。TDR的原理是电磁波沿非磁性介质中的传输导线的传输速度υ＝c/ε，而对于已知长度为L的传输线，又有υ＝L/t，于是可得ε＝c×t/L，其中，c 为光在真空中的传播速度，ε为非磁性介质的介电常数，t为电磁波在导线中的传输时间。而电磁波在传输到导线终点时，又有一部分电磁波沿导线反射回来，这样入射与反射形成了一个时间差T。因此通过测量电磁波在埋入土壤中的导线的入射和反射时间差T就可以求出土壤的介电常数，进而求出土壤的含水率。

9.土壤水分传感器法

水分传感器按显示方式来分，可分为两大类：一是直接显示方式，一是用二次传感的方式。

直接显示方式又可分为3种类型：一是用吸力负压表显示型(又称负压张力计)；二是电接点真空表显示型，常用于报警式水分传感器；三是用U型管水银柱显示型。3种直接显示方式中，U型水银柱显示型的精度最高，读数最准，误差最小，可精确到毫巴。其缺点是：在农田使用中U型管破裂时，水银会污染农田，造成环境污染。3种显示方式的选择常根据使用者的具体要求而定。

二次传感显示型是将直接显示型传感器中的压力读数换算成水分含量，比如，可将U型管水银指示部分换成以压阻传感器为二次传感的数字化土壤水分测量装置，即可实现数字化，直接显示传感器土壤吸力值的大小。二次传感还可运用于土壤水势的遥测。例如，将土壤水分张力计(传感器部分)，埋设在田间所需要的土壤深度中，土壤水负压吸力通过多孔陶土探头内水膜的渗透传递，使水分传感器产生负压，此负压传给压阻变送传感器，给出一电信号，通过导线传输给远端的遥测温度仪，可用接口线输送给计算机，从而完成土壤水势在田间的遥测。但利用负压张力计只能测定低吸力范围，高吸力时，陶土头会被空气“穿透”因而不能测定高吸力情况下的土壤水势。

传感器法测定土壤水分具有田间原位测定、快速直读、不破坏土壤结构、价格低廉、无放射性物质、安全可靠、便于长期观测和积累田间水势资料等优点。特别是二次传感器，具有数字化的优势，而且可与计算机接口连接，使土壤水分测量能够自动监测，例如根据测量结果可自动控制灌溉水闸，实现自动灌溉，这一现代化的测量手段已成为目前土壤水分测量方法研究的新趋势。

10.探地雷达法(GPR)

探地雷达(Ground Penetrating Radar)的工作原理是当高频雷达脉冲到达介电性质显著不同的两层物质界面时，部分信号被反射，由接收装置接收反射信号，并将其放大。反射信号的大小决定于两物质介电常数的差值大小和雷达波穿透深度。土壤含水量是影响土壤介电常数的主要因子，而雷达脉冲穿透深度又受到土壤中水分含量的显著影响。

GPR以不同的方式来测定土壤水分含量。一种方式就是利用所谓地面波(Ground Wave)的天线分离法，这种方法只能测定表层(10cm)土壤的含水量；另一种方式就是使用回波(Reflected Wave)测定土壤中的波速，进而确定出反射层与地表之间的含水量。

11.遥感法(RS)

遥感法(Remote Sensing)是一种非接触式、大面积、多时相的土壤水分监测方法。土壤水分的遥感监测取决于土壤表面发射或反射的电磁能的测定，而土壤水分的电磁辐射强度的变化则取决于其电介特性或温度，或者这两者的组合。遥感法中所涉及的波段很宽，从可见光、近红外、热红外到微波都有一定的研究。尤其在热红外、微波遥感监测土壤水分研究中，取得了可喜的进展。微波遥感与大气条件无关并可获得高分辨率图像，加之对地面有一定穿透能力，使得它成为土壤水分遥测中最有前途的一种工具。微波遥感虽具有全天时、全天候、多极化和一定的穿透特性等优点，但由于影响土壤水分变化的因素较多，如土壤质地、容重、表面粗糙度、地表坡度和植被覆盖等也对雷达等微波遥感监测土壤水分造成影响，因而遥感监测土壤含水率仍是农业遥感中的一个难题。最有效的途径应该是多种遥感方法并用，发挥各自的优点，比如利用可见光和近红外信息估算植被覆盖，用主动微波估算粗糙度，据此由被动微波资料研究土壤水分的综合遥感方法。

遥感法目前只适合区域尺度下土壤表层水分状况的动态实时调查，而不适合于田间尺度下深层土壤水分的监测，因而还有必要对其理论模型、成像机制与极化方式、土壤水分、地表粗糙度和植被覆盖等的关系进行深入研究。

12.分离示踪剂法

常规土壤含水量测定方法(如烘干称重法、中子仪法、TDR法等)只能在较小范围内对土壤水分进行点上的测定，而分离示踪剂法(Partitioning Tracer)能够在较大范围内测定土壤含水量。该法是将非分离示踪剂和分离示踪剂通入气相系统中，分离示踪剂溶解于水，使得其在气相中的运移相对滞后于非分离示踪剂，且滞后因子为土壤含水量与亨利常数的函数。分离示踪剂法测得的结果往往低估了土壤水分含量，这是由于土壤的空间异质性、土壤水分的非均匀分布，以及土壤中优势流等影响因素的存在所致。

分离示踪剂法能够测定从小尺度至区域尺度下的土壤水分，而且测深不限，还能适应特殊需求的测定。分离示踪剂法能够测定田间尺度下的土壤水分区域分布，还能确定土壤水分的垂直分布。但分离示踪剂法用于区域土壤水分的测定时，必然增加示踪剂的用量，从而导致测试费用高昂，且分离示踪剂法在较理想的条件(如均质土壤)下测得的水分含量结果精度较高，而要提高其在非均质土壤中的测定精度，还有待于进一步研究。

三、土壤电导率(EC)

土壤溶液具有导电性，导电能力的强弱可用电导率表示。土壤电导率是测定土壤水溶性盐的指标，而土壤水溶性盐是土壤的一个重要属性，是判定土壤中盐类离子是否限制作物生长的因素。土壤电导率通常作为一个重要指标被应用，它可以直接反映出混合盐的含量，故常被用作土壤盐分测定方法之一，尤其近年来，国内外许多学者建议直接用电导率表示土壤含盐量。

1.室内电导法

传统的实验室测定方法即田间取回目标深度的土壤样品，室内用电导法测定其水浸液的电导率(EC)。测量原理是：土壤可溶性盐按一定水土比例用平衡法浸出，这些可溶性盐是强电解质，其水溶性具有导电作用，导电能力的强弱可用电导率表示。在一定浓度范围内，可溶性盐的含量与电导率呈正相关，含盐量越高，溶液的渗透压越大，电导率也越大。土壤浸出液电导率值可用电导率仪测定，并直接用电导率值表示土壤含盐量的高低。

2.电导率传感器法

传统实验室测定土壤电导率的方法虽然精确，但过程烦琐，给工程实践带来不便。目前国内外应用于农业的土壤电导率快速测量传感器大体可以归为两种：接触式和非接触式。接触式土壤电导率传感器是一种电极式传感器，一般采用“电流-电压四端法”，即将恒流电源、电压表、电极和土壤构成回路；非接触式则利用了电磁感应原理。

3.EM38大地电导仪

大地电导仪EM38能在地表直接测量土壤表观电导率，为非接触直读式，适用于大面积土地盐渍化的测量，EM38用连接DlfaO0数据采集器电缆的方式，较常规方法的调查速度快100倍以上，能轻松快速地完成一般常规测量。

大地电导仪EM38总长度1m，主要由信号发射(T_s)和信号接收(R)两个端口组成(图4-1)，两者之间相隔一定的距离(S)，发射频率为14.6 kHz。测量的有效深度可达1.5m。工作时，首先信号发射端子产生磁场强度随大地深度的增加而逐渐减弱的原生磁场(H_p)，原生磁场的强度随时间动态变化，因此该磁场使得大地中出现了非常微弱的交流感应电流，这种电流又诱导出现次生磁场(H_s)。信号接收端子既接受原生磁场信息又接受次生磁场信息。通常，原生磁场H_p和次生磁场H_s均是两端子间距(S)、交流电频率及大地电导率的复杂函数，且次生磁场与原生磁场强度的比值与大地电导率呈线性关系，可表示为

EC₀＝4(H_s/H_p)/ωμ₀S²

式中：EC₀—大地电导率(mS/m)；H_s—信号接收端子处次生磁场强度；H_p—信号接收端子处原生磁场强度；μ₀—空间磁场传导系数；ω—角频率，ω＝2πu0192，u0192 —交流电频率；S—信号发射端子与接受端子之间的距离(m)。

图4-1 电磁感应技术原理示意

土粒密度，土壤密度，土壤颜色，土壤磁性，土壤孔隙度