第11章 土壤湿度测量解析
土壤干湿度的检测
土壤干湿度的检测平时可以凭经验观察判断土壤的干湿度，但用一个简单的仪器测量显示出来则更科学准确，直观简便。
土壤湿度检测仪就是这样一种电子装置，它是通过发光管亮的数目反映出土壤的干湿程度。
工作原理酸碱盐都是电解质，它们在水中发生电离而导电。
土壤中含有大量的各种无机盐，土壤的含水量不同即湿度不同，导电性能也不同。
湿度大，导电能力强，即电阻小，土壤干，导电能力差，即电阻大。
通过大量的观察和测量：最适宜植物生长的土壤湿度，其电阻值一在5KΩ—10KΩ之间，低于5 KΩ过湿，高于10 KΩ过干，均不利于植物生长。
本检测仪正是利用土壤的湿度不同，电阻不同，通过电路使显示的发光管数目不同而制作的。
本制作所用的核心元件是一块四电压比较器集成电路LM339，它内部含有四个相同的电压比较器，见图1（a），每一个电压比较器都有“+”“-”两个输入端，一个输出端，如图1（b），当输入端电压U+>U-时，输出端U0为高电压，U+<U-时，U0为低电压。
用它组成的检测电路如图（2）所示，R1-R5组成串联分压电路，使每个电压比较器的“-”端，固定不同的基准电压值，按图标阻值可以算得a.b.c.d的电压分别是7.5V 6V、4.5V、3V，所有比较器的“+”端接在一起与探针B相连，另一探针A接电池正极，两探针间测得的土壤电阻，与R6串联分压使各比较器得到一个U+值，凡满足U+<U-的比较器，其输出为低电压，所接的发光二极管导通发光，L1未接比较器而始终发光，R7-R11为各发光二极管的限流电阻。
例如两探针间的土壤电阻为8KΩ，则U+=9V×[10K/（8K+10K）]= 5V，低于a、b 两点电压，相应这两个比较器输出端为低电压，则L1、L2、L3发光，表示土壤湿度适中，适宜植物生长。
若两探针间的土壤电阻为1KΩ，U+=9V×[10K/（1K+10K）]= 8.2V，均高于a、b、c、d 各点电压，相应四个比较器输出端均为高电压，只有L1发光，表示土壤极湿，植物易烂根死亡。
测量土壤湿度的简易方法
测量土壤湿度的简易方法近年来，土壤湿度的测量在农业、生态学和环境科学领域中变得愈发重要。
准确地测量土壤湿度可以帮助农民合理用水，科学管理农田，提高作物产量。
同时，在生态学中，土壤湿度对于植物的生长和根系的健康也起着至关重要的作用。
本文将介绍一些简易方法来测量土壤湿度。
1. 多巴胺传感器多巴胺传感器是一种常用于测量土壤湿度的简易方法。
它是基于土壤湿度与电阻之间的关系原理，通过测量电阻值来反映土壤湿度的程度。
使用多巴胺传感器时，将传感器插入土壤中，等待片刻后，传感器会输出一个电阻值。
这个值可以通过与事先制定的湿度标准进行对比，从而判断土壤湿度的高低范围。
2. 电容式传感器电容式传感器是另一种常见的测量土壤湿度的简易方法。
它利用土壤和传感器之间形成的电容进行测量。
当土壤干燥时，电容的值会相对较低，而当土壤湿润时，电容的值则会相对较高。
通过读取电容的数值，可以准确地判断土壤的湿度状况。
电容式传感器的使用简单方便，适用于各种土壤类型。
3. 折射测量法折射测量法是一种通过光的折射角来测量土壤湿度的方法。
它基于土壤湿度与光的折射率之间的关系原理。
通过测量光线从空气进入土壤后的折射角，可以推算出土壤的湿度水平。
这种方法需要使用专门的仪器设备，但其结果准确可靠。
4. 重量法重量法是一种通过称量的方式来测量土壤湿度的方法。
它利用土壤湿度与其重量之间的关系原理，通过称量土壤样本的重量来反映湿度的变化。
具体操作时，将一定量的土壤样本在室内干燥至恒定重量，然后放入浇过水的容器中，并等待一段时间后再次称量。
通过比较湿润土壤和干燥土壤的重量差异，可以得出土壤的湿度水平。
总结起来，测量土壤湿度的简易方法包括多巴胺传感器、电容式传感器、折射测量法和重量法。
这些方法不仅操作简单，而且测试结果准确可靠。
通过合理地选择适合自己需要的方法，农民可以更好地管理农田水利，科学种植作物；生态学家可以更好地研究植物生长环境，并根据测量结果进行相应的调控。
土壤湿度测试原理
土壤湿度测试原理
土壤湿度测试是通过测量土壤中水分含量的方法来反映土壤水分状况的一种科学手段。
其原理基于土壤的物理性质和水分与电阻的关系。
土壤是由固体颗粒和 pore（孔隙）构成的，其中 pore 中填充
有水和空气。
土壤颗粒之间的孔隙空间可以用来存储和运输水分。
土壤湿度测试常用的方法包括电阻法、电容法和红外线法，其中电阻法是最为常用的方法之一。
电阻法通过测量土壤对电流的电阻来间接反映土壤中的水分含量。
土壤中的水分含量较高时，水分分子与电流之间会发生碰撞，阻碍电流的通过，从而导致电阻增大。
相反，当土壤中的水分含量较低时，电流容易通过，导致电阻变小。
在电阻法中，一般会使用两个电极将电流引入土壤中。
一个电极会放置在土壤中，起到探测土壤电阻的作用；另一个电极则位于土壤表面或者近邻的环境中，作为电流的出口。
通过测量电极之间的电阻值，可以反映土壤中的水分含量。
需要注意的是，土壤湿度测试只能测量土壤中的水分含量，无法直接测量土壤的含水量。
对于不同类型的土壤，其电阻与水分含量之间的关系可能会存在差异，因此在具体的测试中需要针对不同类型的土壤进行校准和调整。
除了电阻法之外，还有其他测试方法如电容法和红外线法，它们的原理和应用也各有特点。
综合选择适合的测试方法可以更
准确地了解土壤湿度状况，为农作物的生长和土壤管理提供科学依据。
土壤水分的测定方法
土壤水分的测定方法土壤水分是土壤中所含水分的含量，是影响作物生长的重要因素之一。
准确测定土壤水分对于合理的灌溉和施肥管理具有重要的意义。
常用的土壤水分测定方法主要有重量法、电阻法、干湿表法和抽滤式法等。
重量法是最常用的土壤水分测定方法之一。
其原理是通过测量包含土壤的容器在干燥和湿润条件下的重量差异来计算土壤含水量。
具体操作步骤为：首先从田间采集适量的土壤样品，然后将样品放在干燥器中加热干燥，直至样品重量不再减少。
然后取出样品，将其放入装有蒸馏水的容器中静置一段时间，使土壤充分吸水。
最后将土壤样品从容器中取出，并用纸巾擦干土壤表面的过多水分，称取湿重。
计算方式为：土壤含水量（%）=（湿重-干重）/干重×100电阻法是一种基于土壤的电导率变化与土壤含水量相关的测定方法。
它利用土壤中的水分和电解质的存在，当电流经过土壤时，土壤中的水分与电解质会导致电流的传导，从而测定土壤含水量。
具体操作步骤为：将电极插入土壤中，通过电导计测量电阻值，然后将相同土壤样品在干燥的条件下再次测量电阻值。
计算方式为：土壤含水量（%）=（湿度电阻-干度电阻）/干度电阻×100干湿表法是一种通过测量土壤内部水分对纸张表面张力产生影响的测定方法。
其原理是利用纸张的吸水性能与土壤含水量成反比的特点来测定土壤水分含量。
具体操作步骤为：将土壤样品与纸张放在一起，通过观察纸张的变化来判断土壤含水量。
使用干湿表时，可以根据纸张的颜色、沾湿范围和湿度等来判断土壤含水量。
抽滤式法是一种通过抽取土壤中的水样进行分析来测定土壤水分含量的方法。
具体操作步骤为：采用抽水机或抽水器将土壤中的水样抽取至样品瓶中，然后进行称重、烘干等处理。
最后通过计算土壤含水量。
抽滤式法适用于测定近饱和或高含水量土壤的水分含量。
以上是常用的土壤水分测定方法之一，每种方法都有其特点和适用的环境。
在实际应用中，可以根据需要选择合适的方法进行土壤水分测定，以提高作物的生长效益。
土壤湿度的测定方法
土壤湿度的测定方法1. 用眼观察法呀，这可简单了！就好比你看一个苹果红不红一样，直观地去看看土壤的颜色深不深呀。
比如你去花园里，看到土壤颜色比较深，那很可能湿度就比较大呢。
怎么样，是不是很容易呀？2. 手摸感觉法也不错哦！想想你摸摸湿毛巾的那种感觉。
当你用手去触摸土壤，如果感觉有点凉凉的、潮潮的，那大概就是有一定湿度啦。
就像你摸到刚洗过还没晾干的衣服一样，能明白吧？3. 还有捏土团法呢！你可以试着把土壤捏成一团啊，就像捏橡皮泥一样。
如果能轻松捏成团，还不容易散开，那湿度肯定不小呢。
这不就跟你做手工捏面团差不多嘛！4. 用称重量法呀！哎呀，就像你称自己的体重一样啦。
先取一定量的土壤，称一下湿的时候多重，然后烘干再称称，这不就知道湿度有多少啦？比如你发现烘干前后重量差别很大，那不就说明湿的时候水分很多嘛。
5. 插牙签法也挺好用呢！你想想把牙签插进蛋糕里，要是很轻松就插进去，说明蛋糕比较软。
同样的，把牙签插进土壤里，如果很顺利就进去了，那土壤湿度可能就挺大的。
这多形象呀！6. 湿度计测量法呀！这就像你家里的温度计一样常见呢。
把湿度计插进土壤里，直接就能读出湿度值啦。
你说方不方便？这不就跟你看温度计知道温度高低一样嘛！7. 观察植物状态法也值得一试哟！如果植物长得绿油油的、很精神，那土壤湿度应该还不错啦。
这不正像你看到一个人面色红润就知道他很健康一样嘛。
8. 使用张力计法呢，这可能稍微专业一点啦。
就像医生用特殊的仪器来检查病人一样。
它可以比较精确地测量出土壤湿度呢，厉害吧？9. 最后还有电阻法呀！哎呀呀，就好像电路里的电阻一样。
不同湿度的土壤电阻会不一样哦。
是不是很神奇呀？我觉得这些方法都各有千秋，大家可以根据自己的情况选择适合自己的方法去测定土壤湿度呀！。
土壤水分的测定方法
土壤水分的测定方法土壤水分是指土壤中所含的水的量，它是土壤中最重要的一个环境要素，对于土壤的物理、化学及生物过程都具有重要的影响。
因此，准确测定土壤水分对于农业生产、环境科学及资源管理等领域具有重要意义。
下面将详细介绍常用的土壤水分测定方法。
1.干湿重法：干湿重法是目前应用最广泛的测定土壤水分的方法之一，也是一种比较简单和准确的方法。
其原理是测定土壤样品在自然状态下和完全干燥后的重量差值。
实验步骤：取一定重量的土壤样品，记录称重值为W1，然后将土壤样品在105°C的高温下干燥直到重量不再变化（通常需要12-24小时），记录最终的称重值为W2，根据公式计算土壤水分含量：土壤含水量=（W1-W2）/W2×100%2.电阻法：电阻法是利用土壤中含水量与电阻之间的关系来测量土壤水分含量的方法。
该方法是基于土壤水分与土壤的电导率之间的正相关关系。
实验步骤：在一定深度插入测量电极，并测量测量电极的电阻。
然后将一定电压通过电极，测量电阻随电压变化的曲线。
通过分析曲线的斜率，可以得到土壤的电导率，进而计算土壤水分含量。
3.小型赛珀仪法：这种方法是利用赛珀仪来测量土壤样品中的电阻和介电常数的变化来估算土壤水分含量。
实验步骤：取一定重量的土壤样品，将其放入特制容器中，并在容器上安装传感器。
然后通过测量土壤样品中的电阻和介电常数，利用已知的土壤水分与电阻之间的关系，计算土壤水分含量。
4.中子计数法：中子计数法是一种非破坏性的土壤水分测定方法，其基本原理是利用中子衰减法来测量土壤中的水分含量。
实验步骤：利用中子源产生一定能量的中子束，穿过土壤样品。
通过测量中子束经过土壤样品后的衰减率，即可计算土壤水分含量。
5.微波法：微波法是一种基于土壤材料对微波的吸收和反射特性来测定土壤水分含量的方法。
通过测量微波在土壤中传播的特性来计算土壤的水分含量。
实验步骤：利用微波源产生一定频率的微波，并将其传递到土壤样品中。
用测量仪器测算土壤的湿度
用测量仪器测算土壤的湿度简介测量土壤的湿度对农业生产和环境科学研究非常重要。
使用测量仪器可以准确地确定土壤中的水分含量，并帮助决定何时灌溉或排水。
本文将介绍几种常见的测量仪器和测量土壤湿度的方法。
1. 电阻法电阻法是一种测量土壤湿度的常见方法。
这种方法通过测量土壤的电阻，来间接确定土壤中的水分含量。
常用的电阻法包括电阻板法、针形电极法和频域反射法。
1.1 电阻板法电阻板法适用于测量较大面积的土壤湿度。
它使用两个平行的电极板，将它们插入土壤中并测量通过土壤的电阻值。
土壤湿度越高，电阻值越低。
1.2 针形电极法针形电极法适用于测量局部土壤湿度。
它使用一个细长的针形电极，将其插入土壤中，并测量通过土壤的电阻值。
电阻值越低，表示土壤湿度越高。
1.3 频域反射法频域反射法适用于测量土壤的介电常数，从而间接推测土壤湿度。
它通过测量土壤对电磁波的反射和传播延迟来估算土壤湿度。
2. 比重法比重法是一种简单且实用的测量土壤湿度的方法。
该方法通过测量土壤的湿重和干重之间的差异，来确定土壤中的水分含量。
3. 遥感技术遥感技术是一种非接触式测量土壤湿度的方法。
它通过利用卫星或无人机传感器获取土壤表面的电磁波辐射特征，来推测土壤湿度。
结论不同的测量方法适用于不同的环境和研究需求。
根据具体情况选择合适的测量仪器和方法，可以准确地测算土壤的湿度。
这对于农业生产和环境科学研究都具有重要意义。
以上是关于用测量仪器测算土壤湿度的文档。
希望对您有所帮助！。
土壤湿度的测定方法
土壤湿度的测定方法 Hessen was revised in January 2021土壤湿度的测定方法国内外有很多土壤水分测定方法。
具体方法列举如下：称重法，时域反射法（TDR），石膏法，红外遥感法，频域反射法/频域法(FDR/FD法)，滴定法，电容法，电阻法，微波法，中子法，Karl?Fischer法，γ射线法和核磁共振法等。
①烘干法烘干法是测定土壤水分最普遍的方法，也是标准方法。
具体为：从野外获取一定量的土壤，然后放到105℃的烘箱中，等待烘干。
其中烘干的标准为前后两次称重恒定不变。
烘干后失去的水分即为土壤的水分含量。
计算公式为土壤含水量=W/M*100%，M 为烘干前的土壤重量，W为土壤水分的重量，即M与烘干后土壤重量M’的差值。
称重法缺点是费时费力（需8小时以上），还需要干燥箱及电源，不适合野外作业。
如果采用酒精燃烧法，由于需要翻炒多次，极为不便，不适合用于细粒土壤和含有有机物的土壤，且容易掉落土粒或燃烧不均匀而带来较大误差，而且需要取土测量，对土壤有破坏性。
②TDR（TimeDomainReflectometry）法TDR法是上世纪80年代发展起来的一种土壤水分测定方法，中文为时域反射仪。
这种方法在国外应用相当普遍，国内才刚开始引进，当各部门都相当重视。
TDR是一个类似于雷达系统的系统，有较强的独立性，其结果与土壤类型、密度、温度基本无关。
而且还有很重要的一点就是，TDR能在结冰下测定土壤水分，这是其他方法无法比拟的。
另外，TDR能同时监测土壤水盐含量，且前后两次测量的结果几乎没有差别。
这种测定方法的精确度可见一斑。
③?欧速土壤水分传感器直接测量法因为TDR法设备昂贵，我公司开始用比TDR更为简单的方法来测量土壤的介电常数，而且测量时间更短，在经过特定的土壤校准之后，测量精度高，而且探头的形状不受限制，可以多深度同时测量，数据采集实现较容易。
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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,而土壤湿度位势则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,许多仪器已发展到商业化的程度,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。
11.1.1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。
定义在干质基础上的称重土壤湿度g θ可表达为:100⋅=soilwater g M M θ (11.1 此处 water M 为土样中水质量, soil M 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%,但随着土壤水分达到饱和,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v θ可表达为:100⋅soilwater v V V θ (11.2 此处, water V 为水体积, soil V 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:w b g v ρρθθ/= (11.3b ρ是干土壤体积密度, w ρ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。
由于湿度位势会随干燥而减少(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t ψ(所有力场的综合效应表达如下:p m z t ψψψψψ+++=0 (11.4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, p ψ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:z m t ψψψ+= (11.511.1.2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−kg J 。
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。
11.1.3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达到。
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%,而粘土则可高达 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g θ是通过直接法测定。
土壤 v θ则通常通过测定土壤特性或由置于土壤中物体的反应而间接测定。
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v θ。
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。
(Doorenbos and Pruitt,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, 则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 (优先或大孔隙流的部分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则相当必要,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(Jury and Roth,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g θ,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。
但若土样有机质的含量比较可观时,会发生过氧化使部分有机质从土样中丢失。
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℃, 以防止有机质的丢失。
测定称重含水量用微波炉烘干甚为有效(Gee and Dodson,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。
若土样中有石块时,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,多次重复此过程,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。
11.3.1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应。
另一方法则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。
当执行这些规则后,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。
11.3.1.1中子散射法有两种中子土壤湿度检测装置, 土壤表面表与深度探头。
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(Visvalingam and 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,半径则增至 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。
中子表面表则可用于 0-30厘米土壤表面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。