土壤氢气测量技术

土壤气测量被广泛应用于天然氢勘探中的渗漏检测；土壤中的氢气浓度表现出显著的时空变异性。我们研发了一款土壤中氢气浓度监测仪器MONHyTOR，其采样率最高可达1秒，自主运行时间最长可达数月。基于密闭腔室的实验室测试验证了该仪器在扩散气体流动测量中的准确性，而在法国西南部开展的监测项目获得了多项具有研究价值的记录。每个野外数据集均以安装过程中钻孔相关的氢气浓度峰值为起始——通过对峰值衰减过程拟合指数衰减模型得到的参数，揭示了土壤类型对氢气在土壤中扩散系数及滞留效应的影响。尽管本文未明确所测氢气的来源，但长期监测数据表明，土壤气运动随气压、气温变化及土壤水循环而改变。研究表明，秒级采样率适用于土壤中常见的氢气浓度变化波长及数据处理需求，且仪器的无泵设计为土壤气扩散系数代理指标研究提供了可能。

ADGEO - In-soil hydrogen concentration monitoring using MONHyTOR: application for natural hydrogen exploration

1 引言

分子氢（H₂，以下简称氢气）的重要性日益凸显，其关键应用包括化石燃料脱硫和氨生产（Häussinger 等，2011）。随着燃料电池等技术的发展，氢气如今被视为生态友好型一次能源组合的候选者，因其燃烧仅产生水。目前，绝大多数氢气通过天然气蒸汽重整和石油部分氧化等工业过程生产（Baade 等，2001），这些过程会产生大量温室气体。幸运的是，大量科学证据表明，氢气可在地下自然生成，称为天然氢或白色氢。马里布拉克布古（Bourakébougou）某钻井（Maiga 等，2023、2024；Prinzhofer 等，2018）和阿尔巴尼亚布尔奇泽（Bulqizë）某铬铁矿（Truche 等，2024）的强烈氢气释放现象被发现并经后续研究证实，地质过程可大量生成氢气，且储层和有效盖层的存在能促成其聚集。

在无此类强烈释放的情况下，浅层土壤气测量和/或分析被广泛用于天然氢勘探的初步风险评估。由于空气中氢气浓度为 0.5 ppm，土壤中氢气浓度升高可能表明存在深部来源的流体渗漏和/或深部聚集（Larin 等，2015；Lefeuvre 等，2022；Xiang 等，2020；Zgonnik 等，2019）。使用 BIOGAS 5000 等便携式气体分析仪的现场测量技术可揭示氢气浓度的空间分布，该分布呈现米级尺度的离散性（Frery 等，2021；Loiseau 等，2024；Zgonnik 等，2015）。此外，在同一位置的重复现场测量表明其浓度存在时间变异性（Davies 等，2025）。观察这种时间变化可能有助于了解土壤中氢气的补给速率，这需要长期监测。在 Moretti 等（2021）和 Prinzhofer 等（2019）的研究中，法国电力集团（ENGIE）使用 PARHyS 监测系统在巴西一个俗称“仙女圈”的近圆形地形洼地内，记录到氢气浓度存在昼夜峰值和偶发峰值。

考虑到氢气渗漏的时空分布高度可变，勘探阶段面临的挑战之一是缺乏采样率和自主性足够、成本效益高且可阵列部署的监测仪器。为满足这一需求，我们开发了一款名为 MONHyTOR 的氢气浓度监测仪器（本文提交时专利申请中）。自 2024 年初起，一组 MONHyTOR 仪器已在法国部署，作为监测项目的一部分，获得了多项有趣的记录。本文旨在介绍该仪器、其在受控环境中的测试结果以及首批野外数据集。

2 MONHyTOR 仪器

MONHyTOR 的研发基于以下测量理念：地下生成的氢气通过优势通道向地表运移（Lefeuvre 等，2021；Saspiturry 等，2024；Zwaan 等，2025）。穿过饱和地下水带后，氢气会流经包气带，在到达大气之前短暂改变土壤中的氢气浓度。MONHyTOR 设计用于监测 1 米深度的氢气浓度，该深度的土壤温度相对稳定，即不受或最小程度受每日气温变化影响（Lv 等，2018）。

MONHyTOR 现有版本为探针状非抽吸式仪器，长 1028.8 毫米，直径 30 毫米，在纵向 950 毫米处配备电化学传感器。该传感器可测量土壤中 0-1000 ppm 范围内的氢气浓度，显示分辨率为 0.1 ppm，满量程误差为 ±5%，同时可测量土壤温度，显示分辨率为 0.1°C，相对误差为 ±0.2°C。数据在传感器上直接数字化，仅对一氧化碳存在交叉敏感性。单一气体入口位于仪器下端，如图 1a 所示，通过疏水膜和热缩套管实现防水，防止传感器受到瞬时积水影响。仪器内部的相对湿度被持续记录和调节，以确保电子设备正常工作。

探针与可更换的采集盒相连，采集盒内含可充电锂离子电池和数据记录仪，数据存储在微型 SD 卡中，可实现长达数月的完全自主运行。通过终端模拟器，使用 USB-C 电缆将采集盒连接至计算机，可进行实时数据显示和参数设置，采样率最高可调整为每 1 秒一次。在野外安装 MONHyTOR 时，需钻一个尺寸略大于探针的钻孔。探针顶部和采集盒可完全掩埋，实现隐蔽使用，通常还会额外添加一个塑料盒进行保护，如图 1b 和 c 所示。

[图 1](a) MONHyTOR 下端剖面图，其中 [H₂] 为氢气浓度，T 为温度，RH 为相对湿度。(b) MONHyTOR 野外自主运行示意图。(c) 带保护塑料盒的 MONHyTOR 野外安装实景图。钻孔采用博世 GBH 18V-45C 电锤搭配长 1300 毫米、直径 36 毫米或 40 毫米的不锈钢钻头，电锤设置为锤钻模式，最高转速 300 转/分钟，冲击频率 2740 次/分钟，冲击力 12.5 焦耳。

3 实验室测试

为量化仪器的准确性，需要一套能在受控环境中精确注入气体的实验室装置。图 2a 所示装置包括：一个经气相色谱法测定含 4.17% H₂ 和 95.83% N₂（即分别为 4.17×10⁴ ppm 和 9.583×10⁵ ppm）的样品钢瓶（1）、高压气体调节器（2）、低压气体调节器（3）、长 1900 毫米、内半径 2 毫米的采样盘管（4）、四分之一转阀门（5）、MONHyTOR 仪器（6）、圆柱形密闭腔室（7）以及一个与 MONHyTOR 所用传感器相同的参考传感器（8）。实验目的是通过比较 MONHyTOR 与腔室内、探针外的参考传感器的测量结果（两者均以 1 秒采样率运行），评估仪器设计对气体流动的影响。实验流程为：冲洗采样盘管，用相对压力 1 毫巴的 H₂-N₂ 混合气体饱和盘管，然后打开阀门让气体从盘管流入腔室。注意，阀门打开后，采样盘管内 1 毫巴的过压会瞬间消散到体积大得多的整个装置中，产生的微小且极短暂的压力梯度仅导致可忽略不计的气流。因此，假设气体为纯扩散流动，任何分子的等温、等压、单向传递均可通过式（1）中的单向菲克第一定律计算：

其中，J 为摩尔面通量（mol·s⁻¹·m⁻²），D 为一种气体在另一种气体中的扩散系数（m²·s⁻¹），C 为气体浓度（mol·m⁻³），z 为扩散方向上的距离（m）（Palmes 等，1976）。

为使该通用方程适用于本系统，我们考虑双盒模型：采样盘管体积 Vcoil=24 毫升，腔室-探针组件体积 Vchamber=3800 毫升。两者通过一个半径 2 毫米的圆形横截面 A 连接（即阀门开口，作为限流点）。20°C 时氢气在过量空气中的扩散系数为 7.56×10⁻⁵ m²·s⁻¹（Cathles 和 Prinzhofer，2020）。考虑到装置的米级尺度，梯度近似为 1 米距离 L 上的摩尔浓度差 ΔC（mol·m⁻³），且随时间变化。因此，每秒通过限流点的摩尔数 Q（mol·s⁻¹）可通过式（2）近似计算：将式（1）两边乘以 A，并假设 Vcoil 和 Vchamber 内浓度均匀（消除对 z 的依赖）。

假设所有研究气体均为理想气体，Vcoil 和 Vchamber 内的浓度 C 以及每个时间步长的 ΔC 可通过物质的量 n（mol）并使用理想气体方程（PV=nRT）计算。该操作循环进行，且对 N₂、O₂ 和 H₂ 分别独立计算：Q 影响 n，进而影响 ΔC，而 ΔC 又会修改下一次迭代的 Q，直至达到平衡。此外，电化学传感器测量的氢气浓度单位为 ppm（记为 xH₂），这是相对浓度，而非式（2）中使用的摩尔浓度 C。其值通过计算氢气分子与系统中所有其他分子总和的比值确定，如式（3）所示：

为验证基于菲克扩散定律的通量理论计算结果，还通过式（4）中的玻意耳-马略特定律以另一种方式计算氢气浓度（其中 P 和 V 分别表示氢气分压和体积）。该方程虽不模拟动态过程，但为计算封闭气体浓度提供了更直观的方法：

理论计算结果以及 MONHyTOR 和参考传感器的测量结果如图 2b 所示。首先，通过菲克定律和玻意耳-马略特定律计算的氢气浓度曲线均收敛于约 260 ppm 的最大值，表明扩散模型运行正常。其次，两条实测氢气浓度曲线与菲克定律的理论计算结果吻合良好，证实装置内气体为纯扩散流动。最后，MONHyTOR 与参考传感器的实测氢气浓度差异极小，在传感器 ±5% 的误差范围内，表明仪器设计对扩散气体流动几乎无影响。

[图 2](a) 实验室装置示意图，仅 5-8 号元件按比例绘制。(b) 实测（采样率 1 秒）和计算的氢气浓度随时间变化曲线，起始时间为阀门打开时刻。

4 法国西南部测试场地

在已知的天然氢生成机制中，主要考虑四种地质非生物来源：（1）放射性元素衰变引发的水辐解（Lin 等，2005）；（2）岩石破碎产生的机械自由基（Hirose 等，2011）；（3）岩浆脱气（Gaillard 等，2011）；（4）超基性岩的热液蚀变（Malvoisin 等，2012）。地球上地幔由橄榄岩组成，橄榄岩是一种超基性、富铁、贫硅的岩石，主要含橄榄石和辉石（Anderson 和 Bass，1984）。此类含铁矿物的水合作用称为蛇纹石化，其总反应如式（5）所示（Ramdohr，1967；Thayer，1966，引自 Coveney 等，1987），其中氢气是亚铁离子（Fe²⁺）氧化为铁离子（Fe³⁺）的副产物。蛇纹石化反应速率与温度相关，在 300°C 时达到峰值（Malvoisin 等，2012）：

富氢流体在蛇绿岩环境中已有报道，例如菲律宾（Abrajano 等，1988）、土耳其（Etiope 等，2011）、阿曼（Neal 和 Stanger，1983）和阿尔巴尼亚（Truche 等，2024），在反转裂陷环境中也有发现，典型例子包括堪萨斯州（Coveney 等，1987）和欧洲阿尔卑斯山（Giuntoli 等，2024）。此外，Lefeuvre 等（2022）指出，前陆盆地地质环境为蛇纹石化生成天然氢提供了有利条件。该研究聚焦北比利牛斯带，其地质历史包含两大事件：（1）白垩纪中晚期超伸展阶段，伴随地幔出露；（2）白垩纪末期构造反转，这是比利牛斯山脉形成的起源。因此，该区域存在楔状地幔，顶部深度约 10 公里，通过深部逆冲断层（即北比利牛斯前陆逆冲断层和北比利牛斯断层）可能与地表连通（Chevrot 等，2018；Lehujeur 等，2021；Wang 等，2016）。该区域地热梯度为 27°C/公里（Bonté 等，2010），楔状地幔顶部是氢气生成的适宜场所，深部断层可作为地下水渗透通道和最终的氢气运移通道（Lefeuvre 等，2022；Saspiturry 等，2024）。图 3 为布格重力异常图，高异常值表明存在比周围更致密的物质（此处为地幔），图中叠加了本文所呈现数据的 MONHyTOR 部署位置。

第一个测试场地位于莫莱翁盆地内的索夫泰尔-德贝阿恩（Sauveterre-de-Béarn）镇，具体位于 TBH2 阿基坦公司的索夫泰尔（SauveTerre）勘探许可区内。MONHyTOR 安装在北比利牛斯前陆逆冲断层的地表出露点附近，Lefeuvre 等（2022）的土壤气测量结果显示该区域 CH₄、CO₂、H₂ 和 ²²²Rn 浓度升高，表明存在沿导流体断层的深部气体渗漏。第二个场地位于莫莱翁盆地东部的比齐（Buzy）镇，同样靠近北比利牛斯前陆逆冲断层。该区域存在被解释为盐焊接的地表出露特征，可能为盐下流体渗漏提供准垂直通道，盐下可能存在氢气储层（Tari，2025）。该区域未发表的现场气体测量数据显示土壤中氢气浓度升高。

第三个场地的目的是在砂质土壤中测试 MONHyTOR。在法国，许多为油气勘探钻探的井已发现氢气含量升高，特别是帕朗蒂斯盆地（Parentis Basin）有 6 口井（Lefeuvre 等，2024），这可能表明该区域为氢气富集区。根据 Tugend 等（2014）的研究以及图 3 中的布格重力异常数据，帕朗蒂斯盆地呈现夭折裂陷构造，地幔顶部深度约 20 公里。该深度的地幔顶部温度可能过高，不适宜蛇纹石化发生，因此潜在的氢气生成来源仍有待确定。我们的实验方案是将 MONHyTOR 安装在密封井附近，这些密封井可能成为深部地质过程生成氢气的优势渗漏通道（Bachu，2017）。

图3 布格重力异常图（据Wang等，2016年修改），叠加了本文所呈现数据的MONHyTOR仪器部署位置。

其中，AB为阿尔扎克盆地（Arzacq Basin）、AM为阿尔杜德地块（Aldudes Massif）、MB为莫莱翁盆地（Mauléon Basin）、NPF为北比利牛斯断层（North Pyrenean Fault）、NPFT为北比利牛斯前陆逆冲断层（North Pyrenean Frontal Thrust）、NPZ为北比利牛斯带（North Pyrenean Zone）、SPFT为南比利牛斯前陆逆冲断层（South Pyrenean Frontal Thrust）、SPZ为南比利牛斯带（South Pyrenean Zone）。

5 野外数据：安装后氢气浓度峰值与场地特异性扩散系数研究

在每个野外数据集中，将探针插入新钻钻孔后立即观察到一致的氢气浓度峰值（如图4a-c所示，分别对应三个研究场地）。由于这些峰值的出现时间与安装过程一致，推测氢气的聚集与探针的安装方式相关。假设土壤中存在氢气，使用电锤和钻头钻孔会扰动土壤平衡，驱替土壤中的氢气；形成的钻孔会成为周边区域的氢气聚集汇，导致浓度快速升高。随后，氢气从钻孔向周边低浓度土壤孔隙扩散，并部分扩散至大气，使得测量浓度大致呈指数衰减趋势下降。

观察图4a-c的坐标轴可知，三个场地的浓度最大值和衰减持续时间相差数个数量级，推测这些参数可作为场地特异性土壤气扩散速率的有效代理指标。由于MONHyTOR为非抽吸式仪器，且实验室测试已证实其设计对扩散气体流动几乎无影响，因此可开展扩散系数代理指标研究。我们有信心认为，土壤气扩散系数的任何变化均由土壤本身特性导致，而非仪器因素。通过对每条曲线下降段的部分数据拟合指数衰减模型（公式6）进行定量分析：

其中，xH₂为氢气浓度（ppm），xH₂₀为特征初始氢气浓度（ppm），-α为氢气浓度衰减速率（s⁻¹），t为时间（s）。采用最小二乘法对代理参数xH₂₀和α进行反演拟合，结果如图4d所示。图中椭球体代表每个数据点的xH₂₀和α值范围，该范围内的反演误差≤最小误差的2.5倍。观察到对数坐标图中存在与场地相关的线性趋势，结合对钻头取出岩屑的视觉观察，我们对每个场地的土壤类型进行了解释。

[图4](a) 比齐（Buzy）场地（富含黏土的土壤）安装后氢气浓度峰值汇总；(b) 索夫泰尔-德贝阿恩（Sauveterre-de-Béarn）场地（黏土含量较低的土壤）安装后氢气浓度峰值汇总；(c) 帕朗蒂斯盆地（Parentis Basin）场地（砂质土壤）安装后氢气浓度峰值汇总。注意氢气浓度和时间轴的尺度变化；(d) 采用最小二乘法对α和xH₂₀进行反演的结果对数坐标图，椭球体代表每个数据点的α和xH₂₀值范围，该范围内的反演误差≤最小误差的2.5倍。

首先，比齐场地为牧场，土壤富含黏土且含少量岩石。该场地安装后峰值的平均xH₂₀最高，平均α最低，部分xH₂₀值超过仪器量程上限（1000 ppm），若传感器量程更大，可获得更精确的峰值测量值。其次，索夫泰尔-德贝阿恩场地的土壤类型介于其他两个场地之间（黏土含量高于帕朗蒂斯盆地，低于比齐场地），其平均xH₂₀和α值也处于中间水平。第三，帕朗蒂斯盆地场地位于沿海地区，土壤为石英砂，多个位置在约60 cm深度存在一层称为“alios”的薄硬层（Gourdon-Platel，1977）。该场地安装后峰值的平均xH₂₀最低，平均α最高。

土壤中气体扩散系数Ds通常以相对于空气中气体扩散系数D₀的比值（Ds/D₀）表示。由于气体运移的孔隙截面积减小以及弯曲度导致扩散距离增加，Ds通常小于D₀（Sallam等，1984）。Ds/D₀随充气孔隙度（而非充水孔隙度）增加而增大（Fujikawa和Miyazaki，2005），但随黏土含量和体积密度增加而减小（Fu等，2024；Müller等，2019）。因此，黏土含量高、xH₂₀大且α小的土壤，其扩散系数较低，对土壤气的滞留效应更显著；相反，砂质等透水性良好的土壤，Ds/D₀较高，xH₂₀小且α大，土壤气滞留能力较弱。

尽管土壤类型与扩散系数代理指标（xH₂₀和α）之间的明显关联似乎支持土壤气滞留效应的论点，但仍不能排除Halas等（2021）所述的钻头变质作用和有机质裂解产生人工氢气的可能性。此外，Davies等（2025）进一步强调了钻井诱导伪影与土壤特性（尤其是土壤强度，即抗穿透性）之间的关联。我们的野外观察表明，由于矿物学特性和/或钻孔过程中遇到岩石导致钻井难度较大的土壤，其安装后氢气峰值往往更高。

6 野外数据：长期监测

如本文引言所述，土壤中氢气浓度的时间变化可能表明存在深部地下流体渗漏。然而，上一节中观察到的浓度峰值是探针安装过程中土壤扰动的结果。本节将讨论安装后峰值之后（即土壤处于未扰动状态）的浓度变化，此时气体与探针之间的交换被认为受自然事件控制。为便于解释，数据集叠加了气压、气温和降水量等气象数据。需说明的是，比齐场地的气象数据来自附近气象站（下载自http://www.meteociel.fr，最后访问日期：2024年9月13日），索夫泰尔-德贝阿恩场地的气象数据由TBH2阿基坦公司提供的现场气象站测得。

6.1 比齐场地

第一个数据集来自比齐场地8个探针中的一个，采样率为10秒，结果如图5所示。与MONHyTOR的典型记录一致，信号以安装后氢气浓度峰值开始，随后按公式（6）衰减。通过第5节所述的最小二乘法反演，得到xH₂₀=176 ppm，α=4.63×10⁻⁵ s⁻¹。需注意的是，由于在野外试验方案中，探针插入前对钻孔进行了曝气和冲洗，该峰值幅度显著低于该场地的典型值。

[图5]比齐场地MONHyTOR的监测数据（采样率10秒），包括氢气浓度和土壤温度，显示一个持续5天、幅度115 ppm的氢气浓度峰值。叠加了附近气象站的降水量、气压和气温数据（来源：http://www.meteociel.fr，最后访问日期：2024年9月13日）。对安装后峰值的部分数据拟合公式（6）所示的指数衰减模型，得到xH₂₀=176 ppm，α=4.63×10⁻⁵ s⁻¹。

当安装后峰值的氢气分子从探针周围扩散时，场地发生强降雨。根据现场观察的壤质黏土特性（Ibrahim-Bathis和Ahmed，2016），估算雨水入渗速率为10 mm/h。水分子会降低土壤气扩散系数（Fujikawa和Miyazaki，2005），且该效应从表土开始，有利于气体在下方聚集。这导致安装后峰值的氢气分子向探针回流，表现为约24小时（图中时间）时浓度趋势反转（开始逐渐升高）。在探针附近区域（可能受钻孔存在的加速作用），水分聚集并堵塞MONHyTOR的气体入口，表现为约53小时（图中时间）时氢气浓度进入平台期。当土壤充分排水后，局部水分聚集效应消失，气体继续进入仪器，表现为氢气浓度曲线恢复上升趋势。在场地尺度上，对水分入渗时间的量级估算表明，雨水大约在降雨后100小时到达1米深度，这与持续5天的峰值浓度最大值出现时间大致吻合。随后，表层1米土壤逐渐排水，气体扩散系数再次增加，有利于气体向大气运移，表现为浓度下降。

此外，还需考虑气压对土壤中氢气浓度的影响，数据显示两者存在总体趋势相关性，但存在时间滞后。Cathles和Prinzhofer（2020）在巴西的长期监测数据以及Massmann和Farrier（1992）的数学模型中也观察到土壤气浓度与气压的相关性，分别将其归因于压力驱动气流和大气向土壤的渗透。

6.2 索夫泰尔-德贝阿恩场地

图6展示了第二个数据集，来自索夫泰尔-德贝阿恩场地6个探针中的一个，采样率为5秒。监测初期出现安装后峰值（图中未显示），约一个月后出现具有昼夜周期性的浓度变化。这种振荡发生在法国西南部的一个极端炎热周，气温超过40°C。然而，1米深度（即电化学传感器所在位置）的土壤温度相对稳定，不受昼夜变化影响。叠加氢气浓度和气温曲线后可清晰看出两者的相关性，尤其是代表长波长趋势的上包络线呈现相似变化趋势。此外，8月12日出现的三个氢气浓度峰值似乎与气温峰值一致。此类振荡在巴西“仙女圈”及其周边区域（Moretti等，2021；Prinzhofer等，2019）、奥地利东阿尔卑斯山（使用MONHyTOR仪器，Tari，2025）以及美国加利福尼亚州中部的圣安德烈亚斯断层和卡拉维拉斯断层沿线（Sato等，1984、1986）均有观察到。

[图6]索夫泰尔-德贝阿恩场地MONHyTOR的监测数据（采样率5秒），包括氢气浓度和土壤温度，显示部署约一个月后出现的昼夜氢气浓度峰值。叠加了TBH2阿基坦公司提供的现场气象站数据（降水量、气压和气温）。气温呈现昼夜变化，但1米深度的土壤温度相对稳定。

如前所述，Lefeuvre等（2022）已对索夫泰尔-德贝阿恩场地进行了深入研究，发现沿北比利牛斯前陆逆冲断层存在流体运移的证据。假设土壤通过断层接收深部来源的气体补给，则气体在表层1米土壤中的运移依赖于土壤特性。尽管数据表明昼夜温度变化未渗透至1米深度，但该深度以上的土壤特性和流体平衡可能随气温每日变化（Lv等，2018），从而可能改变1米深度的气体循环。除了假设氢气由深部地质过程生成外，Etiope等（2024）及其参考文献指出，不能排除表层生物成因等其他来源的可能性。在这种情况下，关于氢气浓度与气温明显关联的分析和解释将显著不同，还需考虑表层1米土壤中可能存在的细菌消耗作用（如Myagkiy等，2020的模型所示）。

7 结论与展望

本文展示了MONHyTOR仪器监测土壤中氢气浓度的能力。秒级采样率适用于野外常见的氢气浓度变化波长，原因如下：（1）可检测和追踪与气象事件相关的分钟至日尺度变化；（2）可通过最小二乘法反演对不同衰减持续时间的安装后峰值进行定量分析。该仪器无泵设计，不会产生人工压力梯度诱导的气流，因此可基于安装后峰值开展扩散系数代理指标研究。

研究结果表明，安装后氢气浓度峰值的特征初始浓度xH₂₀和衰减速率α与土壤气滞留效应相关，而土壤气滞留效应受土壤气扩散系数影响，因此随土壤类型而异。此外，长期监测数据表明，1米深度的浓度变化所反映的气体通量可能不代表土壤的实际补给速率，而是可能反映土壤-大气交换系统中由土壤特性和大气参数主导的向外通量。因此，在天然氢勘探中，通过浅层氢气浓度测量评估潜在深部通量贡献时，建议考虑气象条件和土壤固有特性。假设两个土壤学特征不同的场地具有相同的深部通量，由于表层1米土壤的气体滞留能力以及测量时大气参数的影响，可能会测得不同的氢气浓度水平。此外，仅基于氢气浓度测量难以确定所测氢气的来源（地质成因、生物成因或人工诱导）。要全面理解土壤中氢气浓度的变化，需要开展深入的地球化学和生物学研究，以解决首要问题，包括氢气的细菌生成与消耗，以及钻孔过程中涉及的物理化学过程。