西藏林芝平地森林生态系统国度野外迷信观测钻研站钻研课题布局 (西藏林芝地形图)

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• 典型地域环境地质目的钻研
• 土壤物理目的

西藏林芝平地森林生态系统国度野外迷信观测钻研站钻研课题布局

西藏林芝钻研站的首要义务是经过迷信观测，深化钻研各类生态系统，包含森林、荒漠和湿地。

首先，钻研团队将在已有的资源考查基础上，构建西藏的森林、荒漠和湿地分类系统（高原小木屋），以了解它们的演变法令和环境配置变动，同时讨论人类优惠对生态系统的影响，建设相应的基础数据库。

在森林生态系统的钻研中，团队将从系统、环节和景观层面，探求其组成、结构和配置特色，提醒森林生态系统的生态学个性及其退步机理，以优化咱们对森林生态系统的了解。

针对动物多样性包全，钻研站将重点剖析关键地域动物群落的灵活变动和生态条件的相关，钻研动物多样性的构成与维持法令，以开展和完善相关通常，构建完整的动物多样性包全机制。

濒危树种繁育技术是另一个中心畛域，包含钻研繁衍技术和实施栽培治理，经过技术示范来包全这些贵重的自然资源。

为了确保生态系统肥壮，钻研站还将开发监测与评价技术，建设片面的目的体系，讨论综合监测与评价的方法，同时评价森林生态资产的价值。

荒漠和湿地生态系统的复原与重建上班，将经过实验和跨学科钻研，探求典型退步生态系统的复原战略，并构建可继续应用的技术体系和示范名目。

最后，钻研站将深化钻研西藏地域自然资源治理的法规政策，特意是与森林、荒漠和湿地相关的开发、应用和包全措施，提出统筹资源、环境、经济、人口和社会开展的战略，为西藏地域的生态包全与正当开发应用提供迷信指点。

典型地域环境地质目的钻研

我国从来十分关注干旱、半干旱和半湿润地域土地退步、沙化灵活。

国度为成功微观治理，制订防治沙化战略，统筹布局，须要把握沙漠化现状，土地沙化水平等；也须要在钻研国际沙漠化环节、危害等基础上，制订一套具备迷信性和适用性的评价目的体系。

而缺少实地钻研是以往制订沙漠化评价目的体系的一大弊病，造成评价目的体系适用性差。

因此，咱们以干旱地域额济纳旗为钻研个案，对沙漠化环境地质目的启动钻研和验证。

一、额济纳盆地自然天文背景

（一）地形地貌

额济纳盆位置于黑河流域的下游，地处内蒙古自治区阿拉善盟最西端，系指阿拉善以北、阿尔泰山以南、巴丹吉林沙漠与走廊北山之间的额济纳荒漠平原。地势低平，海拔900～1130m，自南西向北东缓慢歪斜，低空坡度1‰～3‰。其北部和西部为马鬃山和阿尔泰山低山丘陵，海拔1000～1500m，相对高差50～200m；西北部为巴丹吉林沙漠，平均海拔1100～1200m；南与甘肃省鼎新盆地相邻。内行政上附属甘肃省金塔县和内蒙古自治区额济纳旗，总面积约3.4万km，天文坐标为E99°30′～102°00′、N40°20′～42°30′（图3-3）（王根绪、程国栋，1999）。

图3-3 钻研区天文位置图

额济纳盆地为阿拉善台隆凸起，其间发育的北东、北西及北北东向结构，将其宰割成规模不等的棋盘格式地块，构成凸起与隆起相间的特色。

狼心山—木吉湖隆起把盆地宰割成物品两部分，构成两个自然的第四系堆积洼地，控制了第四系地层的堆积厚度及岩相散布。

中生代以来，青藏高原的隆升形成阿拉善高原的掀斜抬升和额济纳平原的相对沉降，使钻研区的地势全体上呈南高北低，惹起水系腐蚀切割作用的增强，大幅度的沉降环节与充足的物质填充使钻研区第四纪地层甚为发育，构成少量的沙物质，为沙漠的扩展和沙尘暴的频发提供了物质基础。

钻研区第四纪松懈堆积物的厚度可达100～300m，总体上出现出盆地外部较厚、向周围渐薄的特色，北部额济纳旗-老西庙和南部青山头东山以东至古日乃湖一带，第四纪松懈层大于200m，北山山前及居延海以北地带小于50m。

从岩性上看，南部地域以砂砾石、砾卵石地层为主，夹杂大批的亚砂土、亚粘土；北部为亚砂土、亚粘土与砂砾石互层地层。

中生代的地质结构静止，奠定了钻研区地貌的基本格架，近期干旱气象条件下的风化剥蚀，流水大风的搬运堆积作用塑造了现代地貌的外形景观。

钻研区地貌类型按其成因可分为结构剥蚀地貌、堆积地貌大风成地貌三大类型。

每一类型中受外营力的方式与强度不同，显示出外形差异。

地貌类型以结构剥蚀地貌、堆积地貌大风成地貌三大类型为主：结构剥蚀地貌又可分为结构剥蚀低山丘陵和结构剥蚀准平原两个单元，前者关键散布在盆地北部和西部山地，后者散布于盆地西南；堆积地貌构成盆地外部地貌的基本格架，可分为冲洪积、冲湖积和湖积平原及山前歪斜平原四个地貌单元，冲洪积平原散布在盆地南半部的广阔戈壁平原，冲湖积平原散布于建公营、额济纳旗以北，湖积平原散布于盆地东、北边缘地带，山前歪斜平原散布于盆地北、西山前地带；风成地貌则包含风积大风蚀两种地貌单元类型，前者关键散布于零星散布于盆地东部和西北部，后者散布在盆地内黑城周围。

（二）气象

额济纳盆地是我国典型的干旱区，大部分地域为荒漠戈壁。

额济纳盆地属温带干旱气象，降水稀少，蒸发量大，年降水量普通小于50mm，最大年份仅17mm，气象意外枯燥，风沙灾祸频发，是严重的缺水区和生态环境软弱区，也是我国北边沙漠化日益严重和沙尘暴的关键物质源区之一（陈刚等，2001）。

（三）水文

1.地表水

黑河是进入该区的惟一的河流。

发祥于祁连山区，经平地草原和森林区出山，穿梭干旱区山前绿洲带和广袤的荒漠带，流入下游地域的额济纳盆地，称弱水，至狼心山西麓的巴彦博古都分为东、西两河。

东河向北分8个主流呈扇形汇入东居延海（索果淖尔），西河向北分四个主流汇入西居延海（嘎顺淖尔）。

东居延海（索果淖尔）和西居延海（嘎顺淖尔）是现代黑河的尾闾湖，境内流长297 km。

黑河流入额济纳盆地的水资源量，取决于中游向下游的泄水量。因为黑河流域需水量逐年增长，抵达居延海的河水逐年缩小。黑河抢先正义峡水文观测站实测，多年平均径流量11.24亿m，额济纳境内有8亿～9亿m水可供应用，但是，因中游需水量的加大，以致河水下泄量锐减，自1949～2001年，正义峡流入下游地域的年径流从13.19亿m/年降至6.91亿m/年，缩小了48%。而实践进入额济纳盆地的水量更少，从狼心山水文站的监测资料来看，由20世纪50～60年代的5.46亿m/年，降到2001年的3.46亿 m/年。河流流量的锐减，使河道大部分时段都处于干枯形态。2001年后，因生态输水工程的实施，中游下泄水量呈增长趋向，正义峡径流量基本稳固在11.48亿 m/年左右，狼心山径流量则坚持在7.16亿 m/年左右。

2.地上水

额济纳盆地的含水层组包含：碎屑岩类裂隙孔隙潜水含水层、基岩裂隙潜水含水层、第四系潜水含水层、第四系承压含水层及相对隔水的第四系弱含水层。碎屑岩类潜水含水层和基岩裂隙潜水含水层，呈条带状散布于盆地周边，总面积约1512 km，含水层的补给条件差，普通不具供水意义；第四系含水层具备繁多结构、双层结构和多层结构，是盆地关键的开采层。额济纳盆地地上水系统的补给起源关键是黑河水的垂向渗漏，其次是大气降水的入渗补给。地上水系统的排泄关键有潜水的蒸发蒸腾排泄及工农业消费和居民生活对地上水的开采，其中潜水的蒸发蒸腾占地上水排泄总量的96.75%，是地上水的关键排泄路径。

（四）土壤

额济纳盆地地处中国西北极其干旱区，属于欧亚大陆的中心肠段，因为第三纪末以来青藏高原隆起对西南季风的阻隔作用，使该区为高温枯燥气团所控制，常年干旱少雨、蒸发剧烈。

因为风力微弱且地表植被稠密，钻研区风蚀作用猛烈。

另外，额济纳盆地是黑河下游的一个敞开式内陆盆地，黑河水及周围山地水源始终的注入，将山地岩石及流域抢先成土母质中的盐分携入盆地，因为缺乏径流出路，水中盐分始终向盆地低处和地表聚集，在剧烈的蒸发作用下，地上水和包气带深层的盐分随土壤毛细管水始终向地表聚集，而干旱少雨的气象又使土壤淋溶作用微弱，形成土壤积盐。

上述作用的综合影响使钻研区土壤出现出以粗砾质物质为主、成壤水平低、有效土层薄、土体枯燥、土壤可溶性盐类表聚、无机质缺乏、有效营养无余、土壤消费才干低的基本特色（和文祥等，2000）。

从土壤类型来看：以灰棕漠土为关键地带性土壤，受水盐运移条件和气象及植被影响，非地带性散布硫酸盐盐化潮土、林灌草甸土及盐化林灌草甸土、碱土、草甸盐土、风沙土及龟裂土等。

①灰棕漠土宽泛散布于全区高平原和冲积平原上，物品戈壁和中戈壁是其典型代表地段；②林灌草甸土和潮土关键散布于弱水河（黑河）河谷阶地和敞开洼地上；③盐土和碱土关键散布于拐子湖、古日乃湖及物品居延海等湖盆地周围；漠盐土关键散布于北部高原敞开洼地内；④石质土、粗骨土、新积土关键散布于盆地东、西及南部的剥蚀残丘和残山上；⑤风沙土除巴丹吉林沙漠外，在东河西岸尚有带状散布；⑥龟裂土面积很小，关键散布于高原敌对原上的部分碟形洼地。

（五）植被

额济纳盆地属干旱区半荒漠、荒漠地带，关键由温带落叶小叶疏林、温带荒漠草原和温带木本沼泽三种植被类型组成。

以藜科、疾藜科、麻黄科、菊科、禾本科、豆科为多见植物。

受河流水源和人类优惠影响，在河流两岸、三角洲上与冲积扇缘的湖盆洼地—带，出现荒漠自然绿洲景观，代表性植物以戈壁成份占好处，如琐琐、泡泡刺、霸王柴、膜果麻黄、松叶猪毛菜、合头藜、短叶假木贼、蒙古沙拐枣等，其中瓣鳞花只散布于额济纳旗；河滩林和灌丛有胡杨、沙枣、柽柳及盐湿草甸种芨芨草、野大麦、盐生草等；在沼泽和树旁成长有芦苇、狭叶香蒲、狗尾草、灰菜、田施花等。

总体来看，钻研区植物群落结构繁难，种群依赖相关不强，植物的密度和笼罩度较低。

二、额济纳盆地土地沙漠化现状散布与演变环节

（一）额济纳盆地土地沙漠化现状散布特色

同其他内陆河流域下游土地沙漠化构成与开展的环节相相似，额济纳旗境内沙漠化土地的构成与开展源于两种路径：一是绿洲周边与巴丹吉林大沙漠相邻接，沙漠中流动沙丘前移入侵，在接壤限上植被生态大范围消退的条件下，这种推移速度和规模已十分可观；二是沙漠化的发生与开展听命于水资源的盛衰，弱水（黑河）水系变迁及来水量的急剧缩小，形成植被生态赖以生活的地表水和地上水源严重无余，构成绿洲土地少量沙漠化。

沙漠化土地已普及全旗，包含现代河水三角洲地域。据统计，额济纳旗现有风沙化土低空积155.54万hm其中流动沙丘（地）面积约95.31万hm，固定和半固定沙丘（地）60.23万hm；覆沙或砾石的戈壁滩低空积约483.05万hm，沙漠化土地总面积为638.59万hm。沙漠化土地占总土低空积的62.32%，是绿洲面积（耕地、林地、草地与水域面积之和）的1.7倍；流动沙丘（地）面积占总沙漠化面积的14.92%，约占单纯风沙化土低空积的61.28%；戈壁滩地占总沙漠化土低空积的75.6%。

从上述沙漠化散布指数可以看出，额济纳旗境内沙漠化土地已成为关键的土壤环境构成要素，沙漠化土地中尚以戈壁滩地为主，但单纯风沙化土地中以流动沙丘（地）占据相对好处，反映出沙漠化演进水平和潜在危害性都十分严重。

昔日以黑城为代表的古居延绿洲现大多成为流动或半固定沙丘（地），深居绿洲外部的古河床或废除干枯的河床普及三角洲地域，这些都是沙漠化的源地，绿洲生态十分软弱。

（二）额济纳盆地土地沙漠化演变环节

额济纳盆地因为所处的天文位置和自然条件，生态环境十分软弱，再加上历史期间掠取式的土地应用方式使生态失衡、环境退步，昔日草原逐渐退步为风沙优惠频繁、流动沙丘与半固定沙丘交织散布的现象。

在近现代，特意是20世纪中叶以后，人口迅速增长，进一步引发了适度开垦、适度放牧、滥樵采等现象，尤其是黑河中游下泄水量大幅度缩小，软弱的生态系统进一步好转，只管2001年中游下泄水量参与，但沙漠化的进程没有减缓：耕地、草场的风蚀和沙丘的活化越来越严重，沙尘暴愈来愈频繁，从20世纪50年代的5次→60年代的8次→70年代的13次→80年代的14次→90年代的23次，且出现强度加大，影响范围扩展，危害水平减轻。依据兰州沙漠所在1975～1986年启动的有关监测结果，在所控制的1.6万km范围内，沙漠化土地从1975年的3400 km扩展到1986年的5875万km，平均每年参与225 km，年增长率到达6.7%。另据曾群柱等人应用TM影像判读得：从20世纪60年代至80年代初，戈壁、沙漠面积参与了约4.62万hm，年递增2333.3 hm，而从1987 年至1991年间，戈壁、沙漠化面积（植被笼罩率＜10%）参与了约5.6%，年递增近1.63万hm。

土壤物质在风力的作用下，经过悬浮、跃移、和蠕动三种方式迁徙（美国水土坚持局农业消息通告555 号，1994），细粒物质以漂尘方式俗称“沙尘暴”被带到远处，中细粒（在风力弱小的中央包含粗沙）大部分以跃移方式堆积到背风坡或洼地，部分地段有的连成沙丘。

随着期间的推移，风蚀区的细粒物质被风始终吹走，地表颗粒粗化，出现近似砾石戈壁的外形，而风积区逐渐构成面积越来越大的沙丘。

如此周而复始的环节就是土地沙漠化的构成环节。

综上所述，额济纳盆地，尤其是弱水三角洲地域，包含部分物品戈壁平原但不包含中低山剥蚀残丘区和沙漠区，关键是近代洪积—冲积沼积物，土壤组成多为粗粒的砂砾石为主，有效土层薄，土体枯燥，土壤可溶盐类表聚，除少数沿河湖盆洼地散布的潮土、林灌草甸土外（仅是总土低空积的1.8%），其他非沙漠化土地均具备沙漠化偏差，随着植被生态体系的极度消退和水源干枯，绿洲主体区中心的零星植被小斑块进一步沦亡，裸地的连通性进一步增大，绿洲—荒漠统一分异的格式增强。

绿洲继续收缩，黑河沿岸绿洲逐渐合成和沦亡。

随着沿河绿洲的沦亡，东、中、西戈壁将连为一体。

沙漠化扩展速度及扩展强度（年扩展面积）将继续增强。

三、额济纳盆地沙漠化地质成因剖析

额济纳盆地内的干湖盆和干河床为沙漠化的出现和开展提供了丰盛的沙物质起源：①位于额济纳盆地的古居延泽曾是阿拉善高原上的渺小湖泊，最大时到达2600km，第四纪以来，因为气象日趋干旱，古居延泽湖盆萎缩，合成为嘎顺淖尔、索果淖尔及天鹅湖等湖泊，近几十年来，这些湖泊也相继干枯，干枯湖盆地表湖相堆积物中粒径小于10μm的颗粒占64%以上，可以在普通风暴条件下就被刮起和搬运。②额济纳盆地地形陡峭，坡降在1/1000～1/1200之间，使得河道四散漫溢，很容易淤积改道，古河床和现代干河床中留下了少量松懈、枯燥的细颗粒堆积物，为沙漠化的出现提供了丰盛的尘源。

土壤是沙漠化的基础。

额济纳盆地从山麓到河流尾闾区依次散布着灰钙土（粟钙土）、灰漠土、灰棕漠土和棕漠土。

其中受人工灌耕及水盐条件等起因影响，非地带性散布有草甸土、沼泽土、盐土、风沙土及灌耕土等类型。

灰漠土、灰棕漠土是钻研区散布最为宽泛的荒漠土壤类型，以黄土状物质为母质，散布在额济纳河以西地域及北山山地以北、以东和以南。

在干旱气象和灌木半灌木荒漠植被条件下的粗骨性母质上，质地较粗，土层较薄，砾石含量多，颗粒大小不一。

棕漠土是极其干旱条件下的产物，其上植被稀少，土壤环境品质最差，多散布在荒滩戈壁上。

地表光秃袒露。

自然绿洲内多是草甸土，敞开洼地为沼泽土，农作物种植地多为灌耕土，巴丹吉林沙漠是风沙土的典型代表，盐土关键散布在下游的古日乃湖、物品居延海等湖盆地周围。

总之，在额济纳地域，地表多为第四纪冲、洪积的松懈堆积物，戈壁地带土壤质地为沙土含砾，在河流两岸以及湖区，则是细粒的沙及壤土堆积。

地表松懈的沙含砾及细粒的河湖堆积，为风沙作用提供了沙源。

（二）水文特色

就水资源系统而言，河流上的水利工程和工业排污等在期间和空间上搅扰了水文循环质和量的环节，农业灌溉使河道外用水少量参与，扭转了地表汇流法令，地表径流量调配（流域不同区段）、年内径流丰枯的自然变动和地上水补给法令。

1.黑河输水量的变动

依据狼心山水文站（黑河支流进入额济纳旗处）监测资料，新中国成立初期，进入额济纳的水量为11.6亿m，而至1988～1995 年平均水量只要4.47亿m，1995年狼心山径流量为2.45亿m，在生态输水工程实施的第二年（2003年），狼心山的径流量复原到7.16亿m。黑河水量的缩小形成生态环境的劣变，土地沙漠化趋向增强。

2.黑河输水质变动对生态系统外形特色的影响

输水量的变动扭转了该区地上水系统。

地上水位的埋藏条件控制着植被生态系统的散布与演变。

外地上水位较深，大于某种植被的适生水位时，植被开局枯败，直至大面积死亡；当水位埋深较浅时，只管能为植被的成长提供足够的水分，但干旱气象条件下剧烈的蒸发作用，使土壤带内的盐分含量增高，仍会限度少数植被反常成长。

钻研区地上水关键依托地表水补给，黑河输水量的变动扭转了地上水的水位，使区域性地上水位降低，从而带来包气带土壤水分的变动。

包气带土壤水分是陆地植物赖以生活的源泉，尤其是在水资源充足，大气降水稀少的干旱、半干旱地域，非饱和土壤带内水分的数量和盐分含量对植被体系的散布与结构起着关键的控制造用。

因此，黑河输水质变动直接惹起了生态系统的变动。

（1）绿洲的收缩。

1977～2001年间绿洲的畏缩有三个比拟清楚的区域，即两河沿岸、黑河下游三角洲和古日乃湿地，这三个区域子是钻研区地势最低，水分最为丰盛的地段。

东、西河沿岸和下游三角洲为地表水的径流和众多区，同时也是地上水的关键入渗补给区，古日乃湿地是盆地中原上水的会集区，这些地带潜水埋藏普遍较浅，普通为1～3m（武选民，2002），因为黑河输水量缩小，绿洲收缩。

在实施了生态工程以后，绿洲又有所扩张。

（2）使绿洲-荒漠过渡带成为植被退步最为清楚的区域之一。

先人监测资料证实（曹宇等，2005），绿洲-荒漠过渡带是受抢先输水量影响清楚、潜水埋深变动幅度较大的地段，1980～2002年间的水位变幅为2～3 m。

过渡带的潜水埋深自身处于临界生态潜水埋深左近，地上水位的降低极易形成地表植被的退步，并且因过渡带临近荒漠区，植被一旦退步，易构成风蚀的打破口，地表细颗粒土短期内就被腐蚀搬运掉，即使黑河放水量复原，地上水位回升，植被也极难回复到原有水平。

图3-4 1988-2001年间正义峡径流量与狼心山径流质变动图

（三）土壤系统

近半个世纪以来，因为人类驳回多种措施对土壤施加影响，使人工耕作土壤替代自然土壤，并逐渐扭转了自然土壤的物理、化学和动物性质，以致构成新的人工土壤类型，如常年用泥沙含量高的河水灌溉，在原土壤表层可以淤积50～100cm厚的灌淤层，构成干旱区特有的灌溉淤积土。人类扭转土壤的措施关键有：

（1）经过灌溉引水扭转水分的自然状况；

（2）经过土壤脱盐等扭转土壤盐渍化的方向；

（3）向土壤投入肥料等物质，参与土壤肥力和营养元素；

（4）耕作方式的扭转等。

人类搅扰后的土壤体现出两重性，即正效应和负效应。正效应关键表如今：

（1）土地消费劲提高：使土壤较快地向着无利于作用成长的方向开展；

（2）土壤类型良性转变，新土壤类型如绿洲土的构成。

而负效应关键表如今：

（1）土壤退步，区域内因为水资源条件的再调配，一些地域水源条件劣变，土壤风蚀和腐蚀加剧，土壤肥力降低；

（2）灌溉不当惹起的土壤盐渍化或次生盐渍化；

（3）沼泽土、泥炭土、草甸土、吐尕依土等土壤类型因为水分条件的人为搅扰，向风沙土和盐土退步演替。

总之，额济纳盆地的土地沙漠化的地质起因内在体现关键是水和土壤系统的变动，受沙漠化构成的地域性和地表能源环节复杂性的内在影响，构成沙漠化的区域机制。

四、额济纳盆地沙漠化监测的环境地质目的钻研

经过对额济纳地域土地沙漠化机制和成因的剖析，说明在气象条件不出现严重扭转的状况下，影响土地沙漠化的地质因子关键是水和土壤系统，确定此地关键的沙漠化考查、监测目的为：

（1）地上水位埋深

（2）水质（关键指矿化度）；

（3）土壤物理性质（土壤含水率和土壤粘利率）；

（4）土壤化学性质（土壤无机质、营养）；

（5）植被（植被盖度和植被类型）。

据额济纳地域土地沙漠化特色，可建设环境地质目的与沙漠化开展水平对应监测表（表3-13）。

表3-13 额济纳盆地土地沙漠化分级环境地质目的体系

土壤物理目的

一、土壤粒径

土壤粒径散布是最基本的土壤物理性质之一，它剧烈地影响着水力、热力性质等关键的土壤物理个性。

土壤粒径散布的测定方法相对繁难方便，精度也较高，而且在惯例的土壤考查资料中也有详细水平不一的粒径剖析数据。

而土壤水分特色曲线和(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拟费时、昂贵，且精度较低，可重复性差。

因此，依据土壤粒径散布来预计土壤的其他水力学性质曾经成为相关畛域的钻研热点。

土壤基质是由不同比例的、粒径粗细不一、外形和组成各异的颗粒(土粒)组成，普通分为砾、砂、粉粒和黏粒4级。

粒径剖析的目的，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构成和土壤的农业应用中具备关键意义，土壤质地直接影响土壤水、肥、气、热的坚持和静止，并与作物的成长发育有亲密的相关。

1.土工实验法

土粒的粒径变动范围十分大(粒径由﹥60mm到﹤0.002mm)，故对不同的粒组驳回不同的实验方法：粗粒组普通用筛析法，细粒组驳回密度计法或移液管法。

关于粒径﹥0.075mm的粗粒土，普通驳回筛析法剖析土的颗粒大小。

筛析法是驳回不同孔径的剖析筛，由上至下孔径自大到小叠在一同。

实验时，取干土放入最上的筛里，经过筛析后，获取不同孔径筛上土品质，进而计算出粒组含量和累积含量。

2.激光粒度仪法

激光粒度剖析仪是依据光的散射原理测量粉颗粒大小的，是一种比拟通用的粒度仪。

其特点是测量的灵活范围宽、测量速度快、操作繁难，尤其适宜测量粒度散布范围宽的粉体和液体雾滴。

对粒度平均的粉体，比如磨料微粉，要谨慎选择。

激光粒度仪集成了激光技术、现代光电技术、电子技术、精细机械和计算机技术，具备测量速度快、灵活范围大、操作简便、重复性好等好处，现已成为全环球最盛行的粒度测试仪器。

3.吸管法

颗粒组成(粒径散布)罕用吸管法测定，方法由筛分和静水沉降联合组成，经过2mm筛孔的土样经化学和物理方法处置成悬浮液定容后，依据司笃克斯(Stokes)定律及土粒在静水中的沉降法令，﹥0.25mm的各级颗粒由肯定孔径的筛子筛分，﹤0.25mm的粒级颗粒则用吸管从其中吸取肯定量的各级颗粒，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(粒径散布)和土壤质地称号。

4.比重计法

土样经化学和物理方法处置成悬浮液定容后，依据司笃克斯(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，静置不同期间后，用土壤比重计直接读出每升悬浮液中所含各级颗粒的品质，计算其百分含量，并定出土壤质地称号。

比重计法操作较简便，但精度较差，可依据须要选择经常使用。

二、土壤相对含水量

土壤相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。土壤含水率是农业消费中一个关键参数，其关键方法有称重法、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驳回品质含水率(θ)和体积含水率(θ)两种表示方法。

1.称重法

也称烘干法，这是惟一可以直接测量土壤水分的方法，也是目前国际上的规范方法。用土钻采取土样，用0.1g精度的天平称取土样的品质，记作土样的湿重(M-M)，在105℃的烘箱内将土样烘6～8h至恒重，而后测定烘干土样，记作土样的干重(M-M)。土壤含水量计算公式如下：

地质环境监测技术方法及其运行

式中：θ—土壤含水率；M—烘干前铝盒及土壤品质(g)；M—烘干后铝盒及土壤品质(g)；M—铝盒品质(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：当陶土头拔出被测土壤后，管内自在水经过多孔陶土壁与土壤水接触，经过替换后到达水势平衡，此时，从张力计读到的数值就是土壤水(陶土头处)的吸力值，也即为疏忽重力势后的基质势的值，而后依据土壤含水率与基质势之间的相关(土壤水特色曲线)就可以确定出土壤的含水率。

3.电阻法

多孔介质的导电才干是同它的含水量以及介电常数有关的，假设疏忽含盐的影响，水分含量和其电阻间是有确定相关的。

电阻法是将两个电极埋入土壤中，而后测出两个电极之间的电阻。

但是在这种状况下，电极与土壤的接触电阻有或许比土壤的电阻大得多。

因此驳回将电极嵌入多孔渗水介质(石膏、尼龙、玻璃纤维等)中构成电阻块以处置这个疑问。

4.中子法

中子法就是用中子仪测定土壤含水率。

中子仪的组成关键包含：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。

快中子源在土壤中始终地喷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)，热中子在介质中分散的同时被介质排汇，所以在探头周围，很快地构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喷射性同位素(现罕用的是Cs，Am)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相关，从而为土壤水分测量的钻研开拓了一种新的钻研方向，即经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，一切的绝缘体都有可以看作是电介质，而关于土壤来说，则是由土壤固相物质、水和空气3种电介质组成的混合物。

在常温形态下，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，影响土壤介电常数关键是含水率。

Roth等提出了应用土、水和空气3相物质的空间调配比例来计算土壤介电常数，并经Gardner等改良后，为驳回介电方法测量土壤水分含量提供了进一步的通常依据，并应用这些原理启动土壤含水率的测量。

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)也是经过测量土壤介电常数来取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，而关于已知长度为L的传输线，又有υ＝L/t，于是可得ε＝c×t/L，其中，c 为光在真空中的流传速度，ε为非磁性介质的介电常数，t为电磁波在导线中的传输期间。

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，这样入射与反射构成了一个期间差T。

因此经过测量电磁波在埋入土壤中的导线的入射和反射期间差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，罕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，可准确到毫巴。

其缺陷是：在农田经常使用中U型管分裂时，水银会污染农田，形成环境污染。

3种显示方式的选择常依据经常使用者的详细要求而定。

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型管水银批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，即可成功数字化，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)，埋设在田间所须要的土壤深度中，土壤水负压吸力经过多孔陶土探头内水膜的浸透传递，使水分传感器发生负压，此负压传给压阻变送传感器，给出一电信号，经过导线传输给远端的遥测温度仪，可用接口线保送给计算机，从而成功土壤水势在田间的遥测。

但应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”因此不能测定高吸力状况下的土壤水势。

传感器法测定土壤水分具备田间原位测定、极速直读、不破坏土壤结构、多少钱昂贵、无喷射性物质、安保牢靠、便于常年观测和积攒田间水势资料等好处。

特意是二次传感器，具备数字化的好处，而且可与计算机接口衔接，使土壤水分测量能够智能监测，例如依据测量结果可智能控制灌溉水闸，成功智能灌溉，这一现代化的测量手腕已成为目前土壤水分测量方法钻研的新趋向。

10.探地雷达法(GPR)

探地雷达(Ground Penetrating Radar)的上班原理是当高频雷达脉冲抵达介电性质清楚不同的两层物质界面时，部分信号被反射，由接纳装置接纳反射信号，并将其加大。

反射信号的大小选择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关键因子，而雷达脉冲穿透深度又遭到土壤中水分含量的清楚影响。

GPR以不同的方式来测定土壤水分含量。

一种方式就是应用所谓低空波(Ground Wave)的天线分别法，这种方法只能测定表层(10cm)土壤的含水量；另一种方式就是经常使用回波(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外表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动则取决于其电介个性或温度，或许这两者的组合。

遥感法中所触及的波段很宽，从可见光、近红外、热红外到微波都有肯定的钻研。

尤其在热红外、微波遥感监测土壤水分钻研中，取得了可喜的停顿。

微波遥感与大气条件有关并可取得高分辨率图像，加之对低空有肯定穿透才干，使得它成为土壤水分遥测中最有出路的一种工具。

微波遥感虽具备全天时、全天候、多极化和肯定的穿透个性等好处，但因为影响土壤水分变动的起因较多，如土壤质地、容重、外表毛糙度、地表坡度和植被笼罩等也对雷达等微波遥感监测土壤水分形成影响，因此遥感监测土壤含水率仍是农业遥感中的一个难题。

最有效的路径应该是多种遥感方法并用，施展各自的好处，比如应用可见光和近红外消息预算植被笼罩，用主动微波预算毛糙度，据此由主动微波资料钻研土壤水分的综合遥感方法。

遥感法目前只适宜区域尺度下土壤表层水分状况的灵活实时考查，而不适宜于田间尺度下深层土壤水分的监测，因此还有必要对其通常模型、成像机制与极化方式、土壤水分、地表毛糙度和植被笼罩等的相关启动深化钻研。

12.分别示踪剂法

惯例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启动点上的测定，而分别示踪剂法(Partitioning Tracer)能够在较大范围内测定土壤含水量。

该法是将非分别示踪剂和分别示踪剂通入气相系统中，分别示踪剂溶解于水，使得其在气相中的运移相对滞后于非分别示踪剂，且滞后因子为土壤含水量与亨利常数的函数。

分别示踪剂法测得的结果往往低估了土壤水分含量，这是因为土壤的空间异质性、土壤水分的非平均散布，以及土壤中好处流等影响起因的存在所致。

分别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，还能顺应不凡需求的测定。

分别示踪剂法能够测定田间尺度下的土壤水分区域散布，还能确定土壤水分的垂直散布。

但分别示踪剂法用于区域土壤水分的测定时，肯定参与示踪剂的用量，从而造成测试费用高昂，且分别示踪剂法在较现实的条件(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，还有待于进一步钻研。

三、土壤电导率(EC)

土壤溶液具备导电性，导电才干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目的，而土壤水溶性盐是土壤的一个关键属性，是判定土壤中盐类离子能否限度造物成长的起因。

土壤电导率通常作为一个关键目的被运行，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，国际外许多学者倡导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的深度的土壤样品，室内用电导法测定其水浸液的电导率(EC)。

测量原理是：土壤可溶性盐按肯定水土比例用平衡法浸出，这些可溶性盐是强电解质，其水溶性具备导电作用，导电才干的强弱可用电导率表示。

在肯定浓度范围内，可溶性盐的含量与电导率呈正相关，含盐量越高，溶液的浸透压越大，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下。

2.电导率传感器法

传统实验室测定土壤电导率的方法只管准确，但环节繁缛，给工程通常带来不便。

目前国际外运行于农业的土壤电导率极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，普通驳回“电流-电压四端法”，行将恒流电源、电压表、电极和土壤构成回路；非接触式则应用了电磁感应原理。

38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用衔接DlfaO0数据采集器电缆的方式，较惯例方法的考查速度快100倍以上，能轻松极速地成功普通惯例测量。

大地电导仪EM38总长度1m，关键由信号发射(T)和信号接纳(R)两个端口组成(图4-1)，两者之间相隔肯定的距离(S)，发射频率为14.6 kHz。测量的有效深度可达1.5m。上班时，首先信号发射端子发生磁场强度随大地深度的参与而逐渐削弱的原生磁场(H)，原生磁场的强度随期间灵活变动，因此该磁场使得大地中出现了十分微弱的交流感应电流，这种电流又诱导出现次生磁场(H)。信号接纳端子既接受原生磁场消息又接受次生磁场消息。通常，原生磁场H和次生磁场H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相关，可表示为

EC＝4(H/H)/ωμS

式中：EC—大地电导率(mS/m)；H—信号接纳端子处次生磁场强度；H—信号接纳端子处原生磁场强度；μ—空间磁场传导系数；ω—角频率，ω＝2πƒ，ƒ —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 电磁感应技术原理表示