容重及含水率對土壤電導率的影響研究

張一清，王文娥，胡明宇，凌 剛，胡笑濤，彭雄彪

(西北農林科技大學旱區農業水土工程教育部重點實驗室，陜西 楊凌 712100 )

我國化肥生產量和施用量居世界第一，但肥料利用率僅30%左右，多年過量施肥使土壤養分富集、鹽分增高，極易引起面源污染等環境問題。土壤鹽分過高將影響作物生長發育，準確監測土壤鹽分是確定灌溉施肥量的重要手段[1]。土壤電導率能夠間接反映田間養分或鹽分含量，通過監測土壤電導率可以掌握土壤養分或鹽分的運移和利用情況，對確定適宜施肥量、提高肥料利用率、減少面源污染具有重要意義。

國內外學者針對體積電導率的影響因素展開了大量研究。Corwin等[2]建立了土壤質地、含水率、容重和有機質與土壤電導率的關系。張道明[3]和孫宇瑞[4]認為在一定含水率范圍內，土壤電導率隨含水率的增加而升高，當含水率更高時，因稀釋效應使電導率降低或增加減緩。王全九等[5]發現土壤電導率與含水率、含鹽量及容重相關。劉廣明等[6]研究發現土壤含鹽量低于10 g·kg-1時，土壤含水率對電導率具有顯著影響。呂桂軍等[7]發現入滲過程中土壤一定深度處電導率與土壤水流經該處的時間呈冪函數遞減關系。徐志聞等[8]建立了土體電導率與含水率和含鹽量之間的多元回歸模型。已有研究表明，土壤體積電導率受含水率、土壤質地和結構及含鹽量、鹽分種類等多因素的綜合影響，需綜合多方面因素確定土壤體積電導率與含鹽量的關系[9]。除了采用體積電導率估算鹽分外，由于植物可吸收的是土壤孔隙水中的養分，孔隙水電導率能夠更好地反映植物直接“感覺到”的鹽度。使用土壤孔隙水電導率確定鹽度可為判斷鹽分對作物生長的影響提供依據[10]?？紫端妼市柰ㄟ^抽吸壓縮或置換的方式才能提取土壤孔隙水進行測定[11]，過程復雜且無法連續監測。近年來，為滿足自動監測孔隙水電導率的需求，根據傳感器輸出體積電導率以估計孔隙水電導率的數學模型飛速發展[12-17]。如Rhoades等[16]認為土壤電導率可采用固相、液相、固-液串聯耦合通道三個并聯通道的電導表示，并提出計算體積電導率和孔隙水電導率的模型；Malicki等[14]研究發現，電導率和介電常數與土壤類型存在高度線性相關性，Hilhorst[13]在此基礎上提出了孔隙水電導率-體積電導率-介電常數的關系式。以上研究大多只是針對不同穩態含水率時的體積電導率開展大量研究，對含水率迅速變化情況下的體積電導率變化規律的研究則較少，同時研究體積電導率時很少考慮孔隙水電導率對其的影響。

農田灌溉期間，含水率和電導率均迅速變化；灌溉結束后，在土壤蒸發和根系吸水等作用下，土壤水分仍然在不斷變化，因此研究入滲過程及水分再分布過程中體積電導率的變化規律對探索土壤在整個灌溉周期內鹽分的變化顯得尤為重要。含水率的迅速變化導致直接用土壤體積電導率表征溶質的含量存在困難，孔隙水電導率反映了可被作物吸收利用的孔隙水中溶解養分的多少，因此在研究體積電導率變化規律的同時很有必要結合孔隙水電導率進行深入研究。本文通過研究不同容重土壤在不同入滲水量條件下體積電導率隨含水率的變化，分析含水率持續變化過程中體積電導率和孔隙水電導率的變化規律及相互關系，研究成果可望為監測土壤溶質運移、確定施肥量提供參考。

1 試驗材料與方案

1.1 試驗材料

供試土壤取自石羊河試驗站(102°52′E、37°52′N)農田0～40 cm土層。土壤粒徑組成使用激光粒度分析儀(Mastersize3000型，馬爾文，英國)測定，粒徑為 0 mm

1.2 試驗裝置及試驗方案

試驗前將風干土過2 mm篩，裝入內徑19.4 cm、高15 cm的PVC管。裝土總高度6 cm，按照設計容重分兩層裝入，每層3 cm，裝土時進行攪拌以防粗細顆粒自然篩分，層與層之間打毛、平整，裝土過程中在PVC管中心處距底部3cm處豎直埋設5TE傳感器，試驗裝置如圖1。裝土結束后靜置24 h，使土體獲得均勻穩定的含水率。

為了分析土壤含水率不同時土壤水溶解的土壤鹽量，通過加入不同入滲水量達到不同的平均土壤含水率。根據土壤容重和設計土壤平均體積含水率計算所需入滲水量。土壤平均體積含水率設置為：20%、22.5%、25%、28%、31%，土壤容重設置為1.30 g·cm-3和1.35 g·cm-3。試驗共有10個處理，每個處理設3次重復(詳見表1)，灌水后用塑料膜蓋住防止水分蒸發。試驗過程中不考慮溫度對水分溶質運移的影響。5TE傳感器在試驗當天進行標定。

表1 試驗方案設計

試驗開始后，通過EM50數據采集器(Decagon公司，美國)[19]連續監測和記錄土壤含水率和電導率的變化過程，每1 min輸出一次數據，灌水結束24 h后試驗結束。

1.3 數據處理

5TE傳感器可直接輸出體積介電常數值、溫度值和體積電導率值，根據Topp等[20]建立的含水率和介電常數的關系式，可將體積介電常數換算成體積含水率，如式(1)所示。

2.92×10-2εb-5.3×10-2

(1)

式中，θ為體積含水率(%)，εb為體積介電常數。

溶液或土壤的導電性每攝氏溫度變化約2%，試驗過程中土溫變化范圍16～20℃，由于5TE可自動修正溫度，因此不考慮溫度對水分溶質運移的影響。根據Hilhorst[13]的線性模型估計孔隙水電導率σp，如式(2)所示。

(2)

式中，σp為孔隙水電導率(mS·cm-1)，σb為體積電導率(mS·cm-1)，ε0為體積電導率σb=0時的介電常數，由土壤類型確定。根據試驗土壤在σb=0時5TE傳感器輸出的介電常數值，ε0取6。εp是孔隙水的介電常數，可由式(3)計算獲得：

εp=80.3-0.37×(Tsoil-20)

(3)

式中，Tsoil為土壤溫度(℃)。

用Microsoft Excel 2010進行數據整理，采用Excel 2010和OriginPro 9.0進行繪圖。

2 結果與分析

2.1 入滲過程中含水率和電導率隨時間的變化

將含水率開始變化的時刻設置為0時刻，土壤容重為1.35 g·cm-3時土壤含水率和體積電導率隨時間的變化過程分別如圖2和圖3所示。

圖2 容重1.35 g·cm-3時體積含水率隨時間的變化過程

圖3 容重1.35 g·cm-3時體積電導率隨時間的變化過程

在入滲過程中，含水率先急劇增大后逐漸減小，最后趨于平緩；體積電導率隨著時間的增加先急劇增大，然后逐漸減小最后趨于平穩，保持與含水率相同的變化規律。入滲初期，土壤含水率和體積電導率均增大，這是由于隨著含水率的增大土壤溶出的離子增多，單位土體離子濃度增大進而導致體積電導率增大，然而由于土壤中養分含量是一定的，隨著含水率的進一步增大，土壤溶液中離子濃度減小，體積電導率呈現出減小的趨勢，故體積電導率開始減小的時間較含水率開始減小的時間略有提前。加水過程結束之后，土體的含水率逐漸趨于均勻，探頭附近的水分逐漸向其他部位移動，因而含水率減小。由于一定土壤含水率所能容納的離子總量是一定的，因而隨著含水率的減小，單位體積水分溶出的離子總量減小，所以體積電導率減小。

2.2 體積電導率與孔隙水電導率的關系對含水率的響應

體積電導率包括土壤固相、氣相和液相共同組合的電導率[2]，取決于孔隙水電導率和含水率，且主要受含水率的影響。當土壤含水率較低且土壤溶液鹽濃度較高，或土壤含水率較高且土壤溶液鹽濃度略低時，體積電導率可能相同[21]，不能正確反映鹽度水平[12,17]。目前普遍選擇孔隙水電導率作為衡量土壤養分含量的指標，代表了植物“感受到的”鹽度，即反映了土壤能夠提供給植物真實的養分含量，是土壤中所含溶質濃度的可靠指標[22]。

土壤體積電導率取決于孔隙水電導率和含水率，只有在含水率為常數或孔隙水電導率、電導率和含水率之間的關系確定的情況下，才能確定孔隙水電導率[23]。由于EM50直接輸出的是體積介電常數值、溫度值和體積電導率值，不能直接輸出孔隙水電導率的值，因此需要對不同含水率下的孔隙水電導率值進行計算。圖4是土壤容重為1.35、1.3 g·cm-3入滲過程及土壤水分再分布過程中不同含水率情況下體積電導率與孔隙水電導率的關系圖?？梢钥闯?，孔隙水電導率與體積電導率呈線性關系且斜率隨含水率的增大而減小，即含水率越高，孔隙水電導率隨體積電導率增大的速率越慢。體積電導率一定時，隨著含水率的增加，孔隙水電導率逐漸減小，1.35 g·cm-3處理中減幅為9.52%～55.51%，容重為1.3 g·cm-3時減幅為9.72%～54.62%；孔隙水電導率一定時，體積電導率隨含水率的增加而增大，容重為1.35 g·cm-3時增幅為10.51%～124.75%，容重為1.3 g·cm-3時增幅為10.76%～120.35%。

對圖4中2種容重土壤不同含水率情況下體積電導率與孔隙水電導率的關系進行擬合，如表2所示。

圖4 不同體積含水率θ下體積電導率σb和孔隙水電導率σp的關系

從表2可以看出斜率k為含水率θ的函數，因此式(2)可以改寫為：

表2 體積電導率(σb)與孔隙水電導率(σp)的擬合公式/(mS·cm-1)

σp=k(θ)σb

(4)

式中，k為斜率，是含水率θ的函數。

對于不同容重，將含水率θ和斜率k的關系擬合如下：

容重1.35 g·cm-3：

k=0.0531θ2-3.627θ+68.741(θ≥21%)
R2=0.9989

(5)

容重1.3 g·cm-3：

k=0.0581θ2-3.8625θ+71.253(θ≥21%)
R2=0.9989

(6)

式(5)和式(6)中，θ為體積含水率(%)。

將式(5)和式(6)代入式(4)可得孔隙水電導率σp與體積含水率θ及體積電導率σb的關系式：

容重1.35 g·cm-3：

σp=(0.0531θ2-3.627θ+68.741)σb

(7)

容重1.3 g·cm-3：

σp=(0.0581θ2-3.8625θ+71.253)σb

(8)

式(7)和式(8)中，σb為體積電導率(mS·cm-1)；σp為孔隙水電導率(mS·cm-1)。

2.3 體積電導率與孔隙水電導率的關系對土壤容重的響應

農田耕作過程中，不同位置或深度處土壤容重不同，即土壤孔隙度存在差異，導致單位體積土體內孔隙水含量和離子含量發生變化，進而使體積電導率發生改變。為了分析容重對土壤電導率的影響，圖5給出了不同體積含水率和容重下體積電導率和孔隙水電導率的關系?？梢钥闯?，含水率相同時，同一容重的孔隙水電導率與土體電導率具有線性關系；在孔隙水電導率相同時，體積電導率隨著容重的減小而略呈上升趨勢，與容重1.35 g·cm-3處理相比，容重1.3 g·cm-3處理中含水率24%、25%、26%情況下的體積電導率分別提高1.95%、2.47%、1.44%。

圖5 不同容重時體積電導率隨孔隙水電導率的變化情況

2.4 入滲及水分再分布過程中土壤溶液鹽分含量變化

土壤孔隙水電導率與體積含水率的乘積σp·θ類似于土壤水濃度與土壤水體積的乘積，相當于土壤中溶解出鹽的總量。通過入滲及水分再分布過程中σp·θ與θ的變化，分析土壤溶液鹽分含量的變化規律，圖6給出了容重為1.35 g·cm-3時各試驗工況入滲和水分再分布過程中σp·θ與θ的變化關系圖，總共歷時1 000 min，在1 000 min時均達到設計含水率。

從圖6可以看出，σp·θ的變化分四個階段：入滲過程為前3個階段，土壤水分再分布為第4個階段。階段①：入滲開始后，含水率迅速增加，但鹽量沒有增加，此階段歷時2～3 min。階段②：當含水率增加到一定程度時鹽含量開始迅速增加，此階段歷時1～2 min；在此階段末所溶出的鹽量達到最大值，T6工況在含水率為23.1%時達到最大鹽量3.54 mS·cm-1；T7工況在含水率為16.8%時達到最大鹽量4.95 mS·cm-1；T8工況在含水率為31.7%時達到最大鹽量7.17 mS·cm-1；T9工況在含水率為13.7%時達到最大鹽量31.73 mS·cm-1; T10工況在含水率為29.4%時達到最大鹽量11.85 mS·cm-1。階段③：隨著水分增加，總鹽量逐漸減少，此階段歷時5～6 min。階段④：隨著含水率的減小，探頭附近土壤溶解出鹽的總量也在迅速減小。在此階段末達到設計的平均體積含水率時，T6、T7、T8、T9、T10工況溶出的鹽量分別為1.02、0.79、1.75、3.01、2.88 mS·cm-1。整體而言，最后穩定時刻所溶出的鹽量隨著平均體積含水率的增加而增加。

注：圖中每個點代表1分鐘的數據。

3 討 論

3.1 入滲過程中含水率和電導率隨時間的變化

入滲水量一定時，土壤含水率一般經過快速增加、逐漸降低、趨于穩定3個階段，由于土壤從干燥到濕潤，土壤水分溶解土壤中的鹽分需要一定時間，土壤電導率的變化較含水率存在滯后。本研究所得入滲過程中含水率和電導率隨時間變化規律與呂桂軍[24]研究結果基本相同，含水率和體積電導率均先急劇增大后逐漸減小，最后趨于平緩。其研究表明土壤電導率隨時間呈冪函數遞減關系，這與本研究結果中電導率隨時間的變化規律在逐漸減小階段相同。

土壤電導率從土壤含水率開始增加后的第3～5 min開始變化，土壤含水率趨于穩定后的3～5 min內趨于穩定，在已有研究中電導率在初始時刻即是較大值[24]，沒有將入滲過程中電導率迅速增大的過程呈現出來，原因可能是試驗儀器所用探頭、監測時間間隔設置不同造成的。因此在使用土壤電導率反映土壤含鹽量時，需根據土壤含水率的變化趨勢確定土壤電導率值，才能獲得較為準確的土壤含鹽量。

3.2 體積電導率與孔隙水電導率的關系對含水率及土壤容重的響應

本研究發現體積電導率一定時，孔隙水電導率隨含水率的增加逐漸減小，這是由于土壤水分的增加產生稀釋作用，使土壤溶液鹽濃度降低，進而使得孔隙水電導率減小。

當孔隙水電導率一定時，體積電導率隨含水率的增加而增大，與張道明[3]和孫宇瑞[4]的研究結果一致。因為含水率增加會使已溶解的離子濃度下降，要使孔隙水電導率不變，則一部分土壤顆粒上的鹽分被溶解到土壤溶液中，達到新的平衡狀態，使得總的溶解鹽量增大，體積電導率隨之增大。Rhoades模型可以清楚地解釋體積電導率隨溶解的總鹽量增加而增加的原因。該模型中，土顆粒表面的電導率σs和孔隙水電導率σp都是土壤體積電導率σb的重要組成部分，即σb=σpθFg+σs，其中Fg是傳輸系數，用于校正與流經土壤孔隙內復雜幾何排列的水流相關的阻抗(彎曲度)。干土缺少游離態離子，體積電導率接近0[25]。5TE探頭在干燥土壤條件下測得σb=0，即σs可忽略不計，上述模型可簡化為σb=σpθFg，其中σp·θ代表孔隙水中離子總量，所以體積電導率會隨總溶解鹽量的增加而增加[1]。

對于每一種容重情況，測得的孔隙水電導率與土體電導率同樣具有線性關系，且在孔隙水電導率一致的情況下，土體電導率隨著容重的增大呈減小趨勢，與陳仁朋等[26]對飽和砂土的研究結論相同。本文研究的是非飽和土壤，說明飽和與非飽和土壤孔隙水電導率與土體電導率對容重的響應相同。

3.3 土壤水分變化過程中土壤溶液鹽分含量變化

含水率的變化對電導率測量和鹽度評估的影響取決于鹽損失是否隨著含水率的變化而發生，在灌溉或降雨事件發生后，土壤中的鹽分會隨著水分流失而被淋洗[1,15-16,27]。在入滲過程中，電導率對含水率的變化相對敏感，不適宜用土壤電導率的測量值來評估土壤肥力，但可以采用含水率和孔隙水電導率的乘積間接反映土壤溶液鹽分含量。

在入滲和水分再分布過程中，σp·θ的變化呈現出4個階段，在入滲過程的階段③中隨著水分的繼續增加，土壤水所溶解的離子濃度增大速率遠低于含水率增大的速率，因此總鹽量在逐漸減小。灌水停止后，在階段④中，水分在重力作用下由上層向下層運動，最終土壤水分趨于均勻，由于探頭測定的是一定范圍土壤的水分含量，因此在水分逐漸趨于均勻時，探頭附近的含水量會逐漸減小，探頭附近土壤溶解出的鹽量也迅速減小。在此階段末達到設計的平均體積含水率時所溶出的鹽量隨著平均體積含水率的增加而增加，這是由于隨著含水率增加，土壤孔隙逐漸被水分充滿，所能容納的鹽量隨之增加；其中T4工況溶出鹽量最大，T5工況溶出鹽量次之，這是由于T5工況設計的平均體積含水率超過了田間持水率，因而水分的增加會對土壤水中的離子產生稀釋作用，加上水分從上向下的運動過程會造成一定程度的淋溶；T2工況溶出鹽量略小于T1工況，這可能是由于探頭與土壤的接觸程度不同或者是儀器測量的誤差造成的。將孔隙水電導率與體積含水率的乘積σp·θ定義為土壤中溶解出鹽的總量，其中孔隙水電導率代表了土壤溶液所溶出的離子濃度，體積含水率代表水量，因此該乘積實際上可以代表土壤中溶解出的鹽的總量，但這和真正的鹽量相差一個系數，因為孔隙水電導率和離子濃度需要轉換，尚需進一步研究確定。

4 結 論

1)在入滲過程中，含水率和體積電導率均先急劇增大后逐漸減小，最后趨于平緩。入滲初期，土壤含水率和電導率急劇增加，而后隨著含水率進一步增大，土壤溶液中離子濃度減小，體積電導率呈現出減小的趨勢，且較含水率開始減小的時間略有提前。

2)當體積含水率一定時，孔隙水電導率與體積電導率呈線性關系且其斜率隨著含水率的增加而減小，與含水率呈二次函數關系。當孔隙水電導率一定時，體積電導率隨含水率的增加而增大。

3)相同含水率下，對于不同容重處理，孔隙水電導率與土體電導率均呈線性關系，且在孔隙水電導率一致時，體積電導率隨著容重的減小而呈上升趨勢。