张志祥;徐绍辉;崔峻岭;时青
【摘 要】以取自青岛市郊区的田间土样为研究对象,通过自制的室内土壤电阻率测量装置,测定了土壤的电阻率及对应的含水量,建立了电阻率-含水量关系模型.基于Ku/pF非饱和导水率测量系统测定的土壤水分特征曲线,借助含水量这一中间量,推求出了土壤电阻率-基质吸力关系模型,从而可以根据电阻率计算出对应的土壤基质吸力.耦合土壤电阻率-含水量关系模型与土壤电阻率-基质吸力关系模型,达到了预测土壤水分特征曲线的目的,为电阻率法在区域尺度空间和时间上预测土壤水分特征曲线提供了新的途径. 【期刊名称】《土壤》
【年(卷),期】2013(045)006
【总页数】掌中宽带6页(P1127-1132)
【关键词】电阻率法;含水量;基质吸力;土壤水分特征曲线(SWRC)
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【作 者】张志祥;徐绍辉;崔峻岭;时青
【作者单位】青岛大学环境科学系,山东青岛266071;青岛大学环境科学系,山东青岛266071;青岛水文局,山东青岛266071;青岛水文局,山东青岛266071
【正文语种】中 文
【中图分类】S152.7
利用土壤水分特征曲线(soil water retention curve,SWRC)可以方便地获得非饱和导水率、水分扩散率、土壤水分状况和永久凋萎点等一系列重要的土壤物理参数，还可为预测土壤中的水分运动和化学物质的运移提供前提条件。
长期以来，通过实验获取土壤水分特征曲线耗时耗力，完成一条完整的土壤水分特征曲线测定一般需要较长时间，并且只限于实验室尺度上，难以在野外大尺度范围上实施。国内外大量学者对土壤水分特征曲线的测定方法及仪器设备进行了研究，但目前几乎所有的方法在测量水势范围和精度方面均存在某些不足。鉴于土壤水分特征曲线测定的复杂性，许多学者提出了利用间接方法预测土壤水分特征曲线。这些间接方法主要是根据土壤的基本
理化性质，如粒径分布、有机质含量、体积质量(容重)、冻融特性等，通过某种经验或者半经验的公式来预测土壤水分特征曲线。这些方法包括建立在统计分析基础之上的土壤转换函数法[1–2]、利用土壤水分特征曲线和土壤颗粒累计分布曲线的相似性建立起来的分形模型方法[3–6]、根据土壤水势和土壤水分冰点降低的关系及土壤冻融特征曲线获得的土壤冻融法[7–8]等。但是，无论哪种间接方法，都不能够全面地反映土壤中不同水分含量与土壤固相颗粒之间的相互作用机制，而且有较大误差。因土壤水分特征曲线及水力传导率决定了水分和化学物质在土壤中的运移速度，其可靠性直接影响着模型的预测结果[9]。
总之，土壤水分特征曲线受多种环境和土壤因素的影响。对其直接进行测定耗时、费力、花费高；而间接估计需要大量的数据资料，并且在准确性和精度方面有一定的局限性。特别是，由于土壤在水平方向和垂直方向上的空间变异性，在流域尺度上对土壤水分特征曲线进行准确预测相当困难，目前相关研究还不多见。
土壤电阻率是土壤各物理特性的综合表征，能够反映土壤水分含量、孔隙度、饱和度、渗透系数及土壤基质吸力等情况[10–14]。对于性质相近的土壤(颗粒组成成分、空隙大小和分布、孔隙水成分等大致相同)，在同一温度下，其电阻率的大小取决于含水量[12]，而土
壤含水量也决定着基质吸力的大小，因此，土壤电阻率的大小也能反映基质吸力的大小。若能通过实验获得土壤电阻率与基质吸力的函数关系，则可利用电阻率法来预测土壤基质吸力，再结合土壤电阻率与含水量的函数关系，即可利用电阻率法来预测土壤水分特征曲线。
电阻率法作为地球物理手段中常用的方法，能够以非扰动的形式，通过在土壤表面一次性布设电极，来获得区域尺度上、地下多孔介质的电阻率在空间上的分布，另外，还能达到长期监测的目的[14–22]。利用电阻率法可以方便有效地在区域尺度上获得较为准确的土壤水分特征曲线，同时也解决了土壤在水平和垂直方向上的空间变异性对土壤水分特征曲线测定所带来的困难。
本文通过室内实验分别建立了土壤电阻率与含水量和土壤电阻率与基质吸力之间的定量关系，进而获得了土壤水分特征曲线，类似研究还未见报道。这为土壤水分特征曲线的确定提供了一种新的方法。
1 材料与方法
表1 土样的理化性质Table 1 Physical and chemical properties of soil tested
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1.1 实验材料
实验所用的土样来自青岛市郊区田间土壤，取样点位于36°24′13.31″E，120°11′53.65″N。为减少农作物根系及土壤中动物洞穴对土壤孔隙度的影响，取表层10 cm 以下的新鲜壤土(美国制)。土壤的理化性质如表1 所示。
1.2 实验方法
对土壤水分特征曲线的测定，使用“Ku/pF 非饱和导水率测量系统”(图1)。该测量系统属于自然蒸发法。用该系统自带的10 个环刀在取样点取原状土，带回实验室内饱和；然后对所取环刀样在相应的位置钻孔，按要求插入上下张力计后放在对应的位置上进行测量。该系统是通过自动定时记录土样的张力计读数和对应的土样重量，计算得到土壤水吸力和体积含水量的值，完成土壤水分特征曲线的测定。
图1 Ku/pF 非饱和导水率测量系统Fig.1 Ku/pF apparatus for measurement of unsaturated hydraulic conductivity
对土样电阻率的测定采用自制土样盒，测定装置如图2 所示。土样盒由有机玻璃板粘合而
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成，内尺寸长、宽、高分别为22 cm、4 cm、3 cm。两端电极是厚度为0.5 mm 的铜片；中间两电极为长4 cm、直径2 mm 的铜导线，两电极间距为12 cm。测量电源由28 V 交流电适配器提供，测量数值由多功能数字万用表显示。测量方法采用四极法[23]，电阻率测量示意图见图3。土样电阻率计算公式为：
式中：ΔU 为中间两电极间电压(V)；I 为通过土样的电流(A)；S 为土样的横截面积(m2)；L 为中间两电极间距(m)。
图2 土样盒电阻率测量装置Fig.2 Measurement equipment of soil resistivity
图3 电阻率测量示意图Fig.3 Schematic diagram of experimental equipment
涡流纺按照土样的体积质量和孔隙度，用去离子水配制接近饱和的土样填入土样盒，然后在各距两端5 cm处插入铜导线电极，使该电极间距为12 cm。填土之前，先在土样盒两端放好铜片电极，填土过程中使土样与电极片紧密接触。制备6 个平行样。土样电阻率对应的含水量用连续称重法得到。
2 结果与讨论
2.1 土壤水分特征曲线的测定
由于测定仪器非常敏感，在测定过程中土样蒸发失水造成干裂，仅1 号和8 号环刀样数据能够表达较准确的土壤水分特征曲线。其他的数据偏差较大，明显不可用。造成这种现象的原因有两点：①张力计与土样接触不好，实验过程中，张力计读数变化不大；②天气较干燥，加之白天实验室内人员流动大，导致室内空气流动较大，致使土样开裂较快，导致张力计部分暴露在空气中影响了测量结果。
由于土壤水分特征曲线的影响因素复杂，至今尚没有从理论上建立土壤含水量和土壤基质势之间的关系，通常用经验公式来描述。张力计一般测定的土壤水吸力范围在0～ 80 kPa。为方便起见，选用形式较为简单的Gardner 模型来表征测得的土壤水分特征曲线：
式中，h 为土壤基质吸力(cm H2O)；θ 是土壤体积含水量(cm3/cm3)；a、b 为参数。
对1 号和8 号环刀样的实验数据，采用Gardner模型进行拟合，拟合结果见表2。天津经济台
表2 Gardner 模型参数拟合结果Table 2 Fitted results of Gardner model
对拟合结果取其平均值，可得a =0.425，b =-0.038，从而得到土壤的水分特征曲线：
对比拟合所得土壤水分特征曲线与实测值，见图4，模拟值与实测值吻合较好，说明该模型能够表征实验土壤的水分特征曲线。
2.2 土壤电阻率和含水量相关性分析
为了描述电阻率和含水量之间的关系，选用阿尔奇经验公式[3]：
式中，Sr是土壤水分饱和度(=θ/φ)；ρs为土壤100% 饱和时的电阻率；ρ 为实测土壤的电阻率；n 为经验常数，又称为饱和度指数，其取值随土壤类型的不同而不同，并且变化范围在1.0～ 2.5 之间[10]。
图4 土壤水分特征曲线的实测值与模拟值Fig.4 Measured and simulated water retention curves of tested soil
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