含水量

含水量（又稱水分含量，含濕量）是指某材料中水的多少，該材料可能是指土壤、岩石、陶瓷亦或水果、木頭等等。含水量在諸多科技領域中均有廣泛應用，它一般用比值來表示，其大小可以從零（完全乾燥）到與該材料的孔隙度相同（即含水量達到飽和狀態）。含水量通常有體積含水量和重量含水量兩種表示方式。

Soil composition by Volume and Mass, by phase: air, water, void (pores filled with water or air), soil, and total.

定義

體積含水量θ一般定義如下：

${\displaystyle \theta ={\frac {V_{w}}{V_{\text{wet}}}}}$

其中${\displaystyle V_{w}}$是水的體積，${\displaystyle V_{\text{wet}}=V_{h}+V_{w}+V_{a}}$是含水物質的總體積。比如，對於土壤來說${\displaystyle V_{h}}$、${\displaystyle V_{w}}$${\displaystyle V_{a}}$和分別是土壤顆粒和植物組成、水以及空氣的總體積。

重量含水量^[1]如下定義：

${\displaystyle u={\frac {m_{w}}{m}}}$

其中${\displaystyle m_{w}}$是水的質量，${\displaystyle m}$是物質的總質量，通常採用烘乾前的總質量：

${\displaystyle u'={\frac {m_{w}}{m_{\text{wet}}}}}$

然而在木工、地質技術以及土壤科學等領域，分母一般選用烘乾後物質總質量：

${\displaystyle u''={\frac {m_{w}}{m_{\text{dry}}}}}$

若要將重量含水量換算為體積含水量，需要將重量含水量乘以物質散比重${\displaystyle SG}$:

${\displaystyle \theta =u\times SG}$.

導出量

在土壤力學和石油工程中，水飽和度${\displaystyle S_{w}}$被定義為：

${\displaystyle S_{w}={\frac {V_{w}}{V_{v}}}={\frac {V_{w}}{V\phi }}={\frac {\theta }{\phi }}}$

其中${\displaystyle \phi =V_{v}/V}$是孔隙度，${\displaystyle V_{v}}$是孔隙體積，${\displaystyle V}$是物質總體積，^{[需要解釋]}S_w在0到1之間（即從乾燥到飽和），且不可能達到最小和最大值，這只是工程應用中的理想情況。

標準化含水量${\displaystyle \Theta }$(即有效飽和度${\displaystyle S_{e}}$)由范格魯切騰^[2]定義，沒有量綱：

${\displaystyle \Theta ={\frac {\theta -\theta _{r}}{\theta _{s}-\theta _{r}}}}$

其中${\displaystyle \theta }$是體積含水量；${\displaystyle \theta _{r}}$是剩餘含水量，即${\displaystyle d\theta /dh}$為0時的含水量；${\displaystyle \theta _{s}}$是飽和含水量，與孔隙度${\displaystyle \phi }$大小相等。

測量

直接測量

含水量可以在已知待測材料體積的情況下直接測量。水的體積可以通過其質量${\displaystyle m_{w}}$和密度${\displaystyle \rho _{w}}$進行計算^[3]，進而可以用水的體積和材料體積計算體積含水量：

${\displaystyle V_{w}={\frac {m_{w}}{\rho _{w}}}={\frac {m_{\text{wet}}-m_{\text{dry}}}{\rho _{w}}}}$

其中

${\displaystyle m_{\text{wet}}}$和${\displaystyle m_{\text{dry}}}$是樣品烘乾前後的質量；

${\displaystyle \rho _{w}}$是水的密度；

有些材料（如煤）的體積會隨含水量的改變而改變，它們的含水量的計算應依照下述公式：

${\displaystyle u'={\frac {m_{\text{wet}}-m_{\text{dry}}}{m_{\text{wet}}}}}$

土工學中的含水量是以樣品乾重為分母（常表示為百分數，即含水量 = u×100%）：

${\displaystyle u''={\frac {m_{\text{wet}}-m_{\text{dry}}}{m_{\text{dry}}}}}$

木材的含水量一般在105℃烘乾24小時的基礎上利用乾重進行計算。

實驗方法

其他用來確定含水量的方法有化學滴定法（如Karl Fischer titration（英語：Karl Fischer titration））、用凍干法或在惰性氣體環境中加熱樣品來確定質量損失。在食品工業中常用的方法是Dean-Stark method（英語：Dean-Stark method）。

根據ASTM(美國材料試驗協會)標準年鑑的標準，團聚體中可蒸發的總濕度含量可以用如下公式計算：

${\displaystyle p={\frac {W-D}{D}}}$

其中${\displaystyle p}$是樣品總可蒸發水量的比值，${\displaystyle W}$是樣品初始質量，${\displaystyle D}$是樣品烘乾後的質量。

在土壤中

地球物理學方法

可以用來原位檢測土壤含水量的地球物理學儀器和方法有好幾種，包括時域反射儀（英語：time-domain reflectometry）(TDR)、中子探測器（英語：neutron probe）、頻域傳感器（英語：frequency domain sensor）、電容探測器（英語：capacitance probe）、幅域反射儀（英語：amplitude domain reflectometry）(ADR)、電阻率層析成像（英語：electrical resistivity tomography）、探地雷達(GPR)以及其他對水敏感的方法。^[4] 在農業和其他科學應用領域，地球物理學傳感器都比較常用。

遙感

因為濕潤和乾燥土壤的介電性質差別很大，我們可以用衛星微波遙感來估計土壤濕度。這些微波輻射對大氣變化不敏感，能夠穿透雲層；此外它們還能穿透一定厚度的植被覆蓋層，獲取地表信息。^[5]根據微波遙感而獲取的數據有WindSat, AMSR-E, RADARSAT, ERS-1-2, Metop/ASCAT，都可以用來估計地表濕度。^[6]

分類和應用

物質中的水可能是吸附在內表面，也可能是被毛細作用力保留在較小孔隙中。在較低濕度下，水的主要保留方式是吸附作用；在較高濕度下，液態水越來越重要，是否依賴於孔隙大小是影響體積的一個重要指標。在木質材料中，低於98%相對濕度時的水幾乎都是吸附水。

在生物學領域，吸附水和自由水的生物學應用也迥然不同——物理吸附水很難從生物材料中被分離。物理吸附水是否會被算到含水量中可能會受到用來確定含水量的方法的影響。為了更好地區分自由水和結合水，在討論時，必須要考慮水的活性。

水分子可能也會和材料緊緊結合在一起，形成結晶水，比如蛋白質結構中的水就是其固定的組成部分。

地球和農業科學

在土壤學、水文學和農業科學中，水含量對地下水補給（英語：Groundwater recharge）、農業以及土壤化學都具有重要意義。近來許多研究都致力於更好地預測時空變化中的含水量改變。觀測結果表明，水含量的空間差異在半乾旱地區一般會隨總體含水量的增大而增大，在濕潤地區一般隨總體含水量的增大而減小，在溫帶地區在中間濕度時達到最大差異。^[7]

以下是四個常用的標準水含量判定與檢測標準：

名稱	符號	吸水壓力 (J/kg 或 kPa)	一般含水量 (vol/vol)	條件
飽和水含量	θs	0	0.2–0.5	完全飽和土壤；大小相當於有效孔隙度（英語：Effective porosity）
田間持水量	θfc	−33	0.1–0.35	下雨或灌溉後2-3天的土壤濕度
永久凋萎點	θpwp or θwp	−1500	0.01–0.25	植物開始枯萎時的土壤濕度
剩餘水含量	θr	−∞	0.001–0.1	較高吸水壓力下的土壤含水量

有效含水量（英語：available water content）θ_a等於：

θ_a ≡ θ_fc − θ_pwp

其最小值能達到0.1（砂礫）,最大值能達到0.3（泥煤）。

農業

當土壤十分乾燥時，水分主要是結合在土壤顆粒上，植物獲取量減少，蒸發減少。當含水量低於永久凋萎點時，植物因為無法再吸水而枯萎，完全停止蒸發。當土壤水含量太低，無法保證植物生長時，便造成農業乾旱（英語：Agricultural drought）。這是灌溉管理的一個重要研究方向。

地下水

在飽和地下水含水層，所有土壤孔隙都充滿了水，(體積含水率與孔隙度相等)。在毛細邊緣以上，孔隙中會出現空氣。

大部分土壤是不飽和的，其土壤含水量要比孔隙度小，它們是通氣層的主體。地下潛水面的毛細邊緣是飽和與不飽和區域的分界線。在潛水面以上，毛細邊緣中的 含水量隨深度的減小而減小。

在研究通氣層時，隨之而來的一個現象是，不飽和導水率隨含水量的變化而變化。乾燥時，由濕潤處連接形成的水的路徑變少了，導水率隨含水量減小的關係不是線性的。

水分持留曲線描述體積含水量和多孔介質水勢之間的關係，它對於不同的介質都是特異的。根據遲滯現象,會得到潤濕過程和乾燥過程的差異性曲線。

另見

• 濕度
• 水分分析（英語：Moisture analysis）
• 土壤濕度傳感器
• 水活性
• 水分持留曲線

參考文獻

1. T. William Lambe & Robert V. Whitman. Chapter 3: Description of an Assemblage of Particles. Soil Mechanics First. John Wiley & Sons, Inc. 1969: 553. ISBN 0-471-51192-7.
2. van Genuchten, M.Th. A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils (PDF). Soil Science Society of America Journal. 1980, 44 (5): 892–898 [2016-11-05]. doi:10.2136/sssaj1980.03615995004400050002x. （原始內容 (PDF)存檔於2013-06-18）.
3. Dingman, S.L. Chapter 6, Water in soils: infiltration and redistribution. Physical Hydrology Second. Upper Saddle River, New Jersey: Prentice-Hall, Inc. 2002: 646. ISBN 0-13-099695-5.
4. F. Ozcep; M. Asci; O. Tezel; T. Yas; N. Alpaslan; D. Gundogdu. Relationships Between Electrical Properties (in Situ) and Water Content (in the Laboratory) of Some Soils in Turkey (PDF). Geophysical Research Abstracts. 2005, 7 [2016-11-05]. （原始內容存檔 (PDF)於2016-03-03）.
5. 存档副本. [2016-11-05]. （原始內容存檔於2017-12-02）.
6. 存档副本. [2007-08-22]. （原始內容存檔於2007-09-29）.
7. Lawrence, J. E. & G. M. Hornberger. Soil moisture variability across climate zones. Geophys. Res. Lett. 2007, 34 (L20402): L20402. Bibcode:2007GeoRL..3420402L. doi:10.1029/2007GL031382.

進一步閱讀

• Field Estimation of Soil Water Content: A Practical Guide to Methods, Instrumentation and Sensor Technology (PDF), Vienna, Austria: International Atomic Energy Agency: 131, 2008 [2016-11-05], ISSN 1018-5518, IAEA-TCS-30, （原始內容存檔 (PDF)於2017-12-15）