地球物理方法在土壤水文过程研究中的应用与展望

地球物理方法在土壤水文过程研究中的应用与展望

李红立 王国富 1 贾小波 王小红

(广西科技大学 广西 柳州 545006)

摘要：土壤是连接大气圈、水圈、生物圈和岩石圈的介质，它既为人类提供了栖居地，又是一个包含多种矿物质和营养元素、气体、水分、有机质、微生物和动植物并相互作用的生态系统。本文分析了地球物理技术工作原理的基础上，初步总结了地球物理方法应用于水文学研究中的进展，以期能够增进有关学者对地球物理手段的了解和认识，更好地将地球物理手段应用于土壤水文学研究中。

关键词：土壤水分；电阻率成像法；探地雷达法；电磁感应法；根系吸水

引言

土壤水文过程主要包括水分进出土体以及在土壤内的再分布过程，是陆地水循环过程中的重要组成部分，在地球关键带物质循环和能量流动中起重要作用，是旱区植被健康生长及生态系统可持续性的关键。水分是水文过程的主体，对土壤水分状况的准确高效监测是土壤水文过程研究的基础。传统的土壤水分监测方法可分为以烘干法和传感器法为代表的点尺度方法、以宇宙射线土壤水分观测系统为代表的中尺度方法和以遥感反演为代表的大尺度方法。以上研究方法的广泛应用推动了土壤水文学的发展，但也存在一些不足之处。例如，点尺度方法虽然准确，但仅能测定样点附近土壤水分状况且安装过程会对土壤结构造成扰动，大中尺度方法具有监测范围大且高效无扰动的优点，但其仅能获得土壤表层水分状况且易受外部环境的影响。

1地球物理方法简介

1.1电阻率成像法

电阻率成像法(ERT)以岩土介质导电性差异为基础，通过在地表或者钻井布设电极，人工建立和观测介质内稳定电流场分布情况，从而在一、二或三维上对从点尺度到流域尺度的土壤电阻率进行检测，每个工作单元包含4个工作电极，其中两个为电流电极(A，B)，两个为测量电极(M，N)。工作过程中电流电极通电，在下部介质中形成电流场，测量电极则测量此时两电极之间的电位差并储存，其测点电阻率ρ可通过如下公式计算：VKΔρ=I(1)式中：ΔV为M、N两电极电

位差，I为A、B两电极间电流，K为与电极间距相关的距离矫正系数。电极排列方式会影响ERT的分辨率，常规电极排列包括温纳排列、施伦贝格排列、偶极–偶极排列、单极–偶极排列和单极–单极排列5种，不同排列方式所测得数据具有不同信噪比和分辨率特征，使用中可参照Loke的研究进行选择。ERT直接测得的为表观电阻率，需通过对地下均匀电阻率分布模型进行迭代修正，以使模型响应值与观测数据值之间的差异最小，响应值为真实土壤电阻率。该反演方法主要来源于Loke和Barker及Loke和Dahlin的一系列研究成果。温度对电阻率影响较大，应用中需将其转化为标准温度(25℃)下的电阻率(ρ2.5℃)，应用较为广泛的模型为：25[1(25)]ρ℃=ρδT+-T℃(2)式中：ρT为测试温度T下的土壤电阻率；δ为温度补偿系数，一般为0.025。

1.2探地雷达法

探地雷达法(GPR)以电磁波传播过程中遇到介电常数存在差异的界面会发生反射和散射为基础，通过探地雷达接收散射回波信号，根据回波时间、振幅和形状对介质的性质、结构和形状等因素进行推测反演下垫面介电常数特性。探地雷达包括发射天线和接收天线两部分，工作时，发射天线发射一定频率的电磁波，电磁波向下传递，遇到不同介电常数的界面会产生不同的反射波，接收天线接收反射波信号并计算反射波波速进而得到介质介电常数及其对应深度信息。介电常数计算方法如下：2cvε=(3)式中：ε为介质的介电常数，v为电磁波在土壤中的波速，c为真空中电磁波的传播速度(0.3m/ns)。按照反射波传播类型，目前用于土壤水分监测的方法可以分为反射波法、地波法、钻孔雷达法和反射系数法。

1.3电磁感应法

电磁感应法(EMI)通过测量土壤中感应电流产生的磁场来对土壤介质的电学性质差异进行监测，固定频率的交流电穿过发射线圈产生初级磁场(Hp)，变化的初级磁场在导电的地下感应产生二次磁场(Hs)，初级磁场和二次磁场被接收线圈接收，土壤表观电导率可由下式计算：2a0HsEC4HpS=ωμ式中：ECa为土壤表观电导率(mS/m)；Hs、Hp分别为次级磁场和初级磁场；ω=2πf，f为发射频率(Hz)；S为发射端子与接受端子之间距(m)；μ0为空间磁场传导系数。通过该方法所测得的土壤表观电阻率同样需进行温度校正。EMI测量深度及灵敏度取决于信号接收和发射端口的距离、方向以及测量频率。应用较为广泛的电磁感应设备大多是通过单一发射和接收端口对土壤表观电阻率进行测量的，有效监测深度浅且测量结果为一定深度范围内土壤表观电阻率的加权平均值，垂直分辨率低。近年来，研究者通过搭载不同线圈间距和线圈方向的接收器或建立相关反演模型等方式来提高其结果垂向分辨率。

2土壤水文属性及其对水文过程影响的研究进展

2.1不同尺度土壤水文属性主要监测方法点尺度的监测包括野外原位监测与采集野外原状土与扰动土进行现场或实验室测量。点尺度主要土壤水文属性监测方法包括：①土壤入渗率：主要包括双环入渗仪、单环入渗仪以及Guelph入渗仪等定水头方法测量土壤达到稳定状态时的入渗率，以及Philip-Dunne入渗仪与盘式入渗仪等降水头方法不需入渗达到稳定即可测量入渗率（其中双环入渗仪定水头法是最传统的测量方法之一，但是定水头方法费力费时，且很难应用于坡地研究，而降水头方法更加省时省力）。②田间持水量：野外主要利用围框淹灌法通过测量重力排水之后的土壤含水量作为田间持水量，实验室则主要利用容重环法测定以及利用土壤水分特征曲线中取基质势为1/10~1/3bar时土壤含水量作为田间持水量，但是对于排水时间以及基质势的选择仍有一定争议。③土壤凋萎系数：主要在实验室利用容重环测量的土壤水分特征曲线取6bar和15bar时土壤含水量分别作为初始凋萎含水量和永久凋萎含水量。④土壤饱和导水率：常用方法为利用容重环原状土在实验室采用定水头或降水头方法进行测量。⑤非饱和导水率：常用方法为利用容重环在实验室采用压力膜或离心力法测量获取土壤水分特征曲线，结合土壤饱和导水率与非饱和导水率模型得到。⑥土壤质地：主要通过采集野外土壤样品带回实验室利用吸管法、比重计法及激光粒度仪测量，其中吸管法与比重计法测定过程复杂，但测量结果精度高，激光粒度仪是最新测量方法。⑦土壤有机质：常用方法为野外采集的扰动土带回实验室利用总有机碳分析仪法、烧失量法、水合热重铬酸钾氧化—比色法，其中总有机碳分析仪法精度最高。⑧土壤容重：常用方法为野外通过容重环采集原状土进行烘干测量。⑨土壤孔隙度：其中土壤总孔隙度可以通过容重环方法利用土壤容重通过公式转换得到。

2.2土壤水文属性的空间异质性及尺度特征

研究土壤水文属性的异质性是土壤理化性质在不同空间尺度上的差异性，空间异质性是土壤水文属性的基本空间特征与重要研究内容。目前土壤水文属性参数的观测在点、样地等小尺度研究较多，在坡面、流域和区域尺度上的相关研究仍然比较薄弱。现有研究中，土壤水文属性的空间异质性研究则多基于土壤采样、宇宙射线仪与遥感影像等数据源，应用变异函数与交叉变异函数、线性混合模型、傅里叶变换、离散小波变换、经验模态分解等方法描述其空间特征。部分研究则基于土壤与环境变量（如地质、地形、气候及植被变量等）的关系而获得连续的土壤水文属性参数空间分布特征。然而，土壤水文属性具有复杂的非线性尺度关系，不同土壤水文属性的空间异质性可能随空间尺度增大而加强或抵消。土壤水文属性的多尺度特征是研究土壤水文属性的空间异质性的核心。目前，土壤水文属性的尺度转换研究方法主要有分形维数方法、基于权重的内插方法（地统计、小波分析与数据同化等）、幂律尺度转换方法及基于相似度的尺度转换方法（Miller-Miller尺度法）、土壤转换函数方法等。但是，土壤水文属性在不同空间尺度上具有复杂的变化特征，不同属性、不同尺度所适用的尺度转换方法各不相同。因此，亟需开展不同尺度（如剖面—坡面—流域—区域尺度）上影响水文过程的关键土壤水文属性空间变异特征、尺度效应与转化方法研究。

3地球物理方法在土壤水文过程研究中的应用

3.1土壤水分时空分布

基于地球物理方法获取的与土壤水分状况密切相关的地球物理参数大多受多种环境因子(如含水率、温度、孔隙度、质地等)影响。因此，将地球物理参数(土壤电阻率、介电常数、表观电阻率)与土壤水文指标建立可靠的转换关系是利用地球物理方法进行土壤水文过程研究的重要步骤。]利用砂质土体样品进行控制试验，得到土壤含水率与土壤电阻率之间的经验关系式：wmnρSρ--=Ø，式中：Ø为土壤孔隙度；S为代表土壤水分状况的土壤水饱和度；m、n分别为反映土壤颗粒间的胶结程度和土壤孔隙尺寸特性的常数；ρw为土壤溶液电阻率。该经验模型为利用ERT进行多尺度土壤水分监测提供了理论基础，但由于其所需参数较多，增大了野外试验的难度。为解决这一问题，部分研究者利用同步测定特定位置土壤含水率或利用土壤测试盒来直接建立土壤电阻率与土壤含水率的线性、指数或者幂函数方程来实现土壤电阻率与土壤含水率之间的转换。例如，高君亮等利用ERT测定人工梭梭林不同位置土壤剖面(测线长11.5m，最大测深2m)电阻率，结果显示剖面土壤电阻率与土壤含水率具有极显著的幂函数关系(y=81.09x–0.65，R2=0.72，P<0.01)，证明ERT应用于沙地土壤剖面水分状况监测具有可行性。

3.2水分入渗与再分布过程

入渗是水分进入土壤的重要过程，是降水、地表水、土壤水和地下水相互转化的重要环节，对入渗过程的量化及其影响因素的研究对增加土壤入渗、减少水土流失等具有重要意义。传统水分入渗研究大多采用侵入式的监测方法[33]或采用示踪剂染色法在较小尺度上对相关问题进行研究，该类方法可以实现入渗结果的可视化但无法对入渗过程进行描述且费时费力，而地球物理方法的应用可实现相关过程多空间和时间尺度的过程可视化。地球物理方法进行水分入渗与再分布研究的基本方法为利用所建立的土壤物理特性与土壤含水率转换方程，将在不同阶段水文过程测定的土壤物理参数转换为土壤含水率即可实现土壤水文过程的动态监测。例如，Dietrich等利用11mERT测线对192h内土壤剖面电阻率进行多次监测，利用室内试验得到的经验公式将测得的土壤电阻率转换为土壤含水率，发现土壤钙积层的存在阻碍土壤水分的垂直入渗，促进了低入渗区域上部的横向基质流。Yu等则利用钻孔和地表GPR对21m

²不同用水处理的土壤深层和表层位置介电常数进行动态监测，并利用Roth模型进行土壤水分反演计算，实现了土壤水分时空演变的可视化，土壤含水率数值上与时域反射仪测量结果具有较好的一致性，而且由于GPR测量的空间代表性较高，利用GPR数据计算所得土壤储水量变化更接近入渗试验耗水量。

结束语

地球物理技术作为一种原位、微扰动的监测手段已被广泛应用于土壤水分时空分布、水分入渗与再分布以及根系吸水等土壤水文学研究中，为多尺度土壤水文过程的监测与模拟提供了新方法，推动了土壤水文学的发展。然而，地球物理方法在土壤水文学研究和应用过程中仍存在一些亟待解决和需要进一步研究的科学问题。

参考文献

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[4]岳宁,董军,李玲,等.基于高密度电阻率成像法的陇中半干旱区土壤含水量监测研究[J].中国生态农业学报,2016,24(10):1417–1427.

作者简介：李红立(1979-)，男(汉族)，博士，研究方向：应用地球物理，环境监测等