土壤水分类型、吸水原理及循环过程
土壤中的水盐运移过程
土壤中的水盐运移过程
土壤中的水盐运移过程是指水分和溶解在其中的盐分在土壤内部的传输和迁移过程。
这个过程对于植物生长和土壤质量具有重要影响。
水分运移：
1. 入渗：降雨或灌溉水从土壤表面渗入土壤，填充孔隙和微细毛管中。
2. 渗透：水分沿着土壤颗粒间的空隙向下渗透，直至达到饱和带或遇到不透水层。
3. 下渗：当饱和带中的水量超过土壤孔隙的容纳能力时，多余的水分向下移动，形成地下水。
4. 上升：由于土壤毛细作用或根系吸力等因素，土壤中的水分可以向上升至根系处供给植物的需求。
盐分运移：
1. 离子扩散：溶解在水中的盐分通过土壤孔隙中的扩散作用向周围的土壤颗粒和水分扩散，使盐分浓度逐渐均匀。
2. 吸附：土壤颗粒表面带有负电荷，可以吸附正电荷的离子，如钠离子和钾离子，减少其在水中的浓度。
3. 根系吸收：植物根系通过渗透作用和离子交换等机制吸收土壤中的盐分，并将之输送至植物体内。
4. 蒸发结盐：当土壤中的水分蒸发时，水分中溶解的盐分会逐渐浓缩，最终形成结晶并沉积在土壤表面。
影响因素：
土壤中水盐运移过程受到多种因素的影响，包括土壤类型、土壤结构、降雨量、温度、植被覆盖等。
不同的土壤类型具有不同的渗透性和保水能力，对水分和盐分的运移有不同的影响。
土壤中的水盐运移过程是一个复杂的系统，涉及到水分的入渗、渗透、下升和上升，以及盐分的扩散、吸附、根系吸收和蒸发结盐等过程。
了解这些过程对于农业生产和土壤保育具有重要意义。
（土壤学讲义）第5章土壤水
第五章土壤水第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定第二节土壤水的能态第三节土壤水的运动第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定一、土壤水分类型（一）吸湿水(紧束缚水)1、定义：由于固体土粒表面的分子引力和静电引力对空气中水汽分子的吸附力而被紧密保持的水分。
2、性质：其厚度只有2-3个水分子层，无溶解力、不导电、不能自由移动，也不能为植物利用。
3、大小：决定于土壤质地、腐殖质等影响决定于大气的湿度和温度当空气相对湿度达95%—100%时,土壤吸湿水量可达最大值，这时称为最大吸湿量。
（二）膜状水(松束缚水)1．定义：指当吸湿状态土粒与液态水接触时，还可再吸附一层很薄的水膜，称其为膜状水。
2．性质：其厚度可达到几十个水分子，部分可以被植物吸收利用，移动极为缓慢。
3．大小：决定于土壤的比面以及土壤溶液浓度。
膜状水达最大时的土壤含水量叫最大分子持水量。
（三）毛管水1、定义：由土壤毛管孔隙的毛管引力所保持的水分，称为毛管水。
2、类型：(1)毛管上升水定义：指地下水随毛管上升而被保持在土壤中的水分，称为毛管上升水。
最大水量称为毛管持水量。
毛管上升水与地下水位有水压联系：地下水位适当作物吸收地下水位过深作物不能吸收地下水位过浅作物受湿害（2）毛管悬着水定义：指在地下水位很深的地区，降雨或灌水之后，由于毛管力保存在土壤上层中的水分称为毛管悬着水。
当毛管悬着水达到最大数量时的土壤含水量叫田间持水量。
性质：毛管水是土壤中可以移动的、对植物最有效的水分，而且毛管水中还溶液解有可供植物利用的易溶性养分。
大小：与土壤质地、腐殖质含量及结构状况有关。
（四）重力水定义：指土壤含水量超过田间持水量时，多余水分受重力支配向下渗透，这部分水分叫重力水。
土体全部孔隙都充满水，这时土壤含水量叫饱和持水量（全持水量）。
二、土壤含水量的表示方法（一）质量百分数即土壤中水分的质量与干土质量的比值勤。
（二）容积百分数即单位土壤总容积中水分所占的容操作分数，又称容积湿度、土壤水的容积分数。
土 壤 水 分
土壤水分一、土壤水的形态分类1、固态水—土壤水冻结时形成的冰晶。
2、气态水—存在于土壤空气中的水蒸气。
3、束缚水—是籍土壤吸附力保持的水分，又称为吸附水。
分为：3.1吸湿水—干燥土粒从大气和土壤空气中吸附的气态水分。
干土从空气中吸着水汽所保持的水称为吸湿水；吸湿水表现出固态水的性质，不能自由移动，植物无法利用，属于无效水分。
又称为紧束缚水。
3.2膜状水—土壤颗粒表面上吸附的水分形成水膜，这部分水称为土壤膜状水。
膜状水具有液态水的性质，可以部分为植物吸收利用。
4、自由水—又分为：4.1毛管水—指借助于毛管力(势)，吸持和保存土壤孔隙系统中的液态水,又分为悬着水和支持毛管水。
4.1.1悬着水—指不受地下水源补给影响的毛管水，即当大气降水或灌溉后土壤中所吸持的液态水；旱地悬着毛管水的最大值称为田间持水量。
4.1.2支持毛管水—指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统上升并保持在土壤中的那一部分水分。
亦称为毛管上升水。
4.2重力水—当土壤含水量超过田间持水量后，过量的水分不能被毛管力所吸持，而在重力作用下沿土壤大孔隙向下移动的水分。
4.3地下水—土壤或母质中有不透水层存在时，向下渗漏的重力水会在其上的土壤孔隙中聚积起来，形成一定厚度的水分饱和层，其中的水可以流动，称为地下水。
二、土壤含水量的表示方法1、重量含水量—土壤水的重量占土壤干重的百分数。
干土重为105℃~110℃的烘干土重。
土壤重量含水量(%)=水的重量/土壤干重=土壤容积含水量/容重2、容积含水量—单位土壤总容积中水分所占的容积分数。
土壤容积含水量(%)=水的体积/土体体积=土壤重量含水量×容重3、土壤相对含水量—某一时刻土壤含水量占该土壤田间持水量的百分数。
三、土壤水分常数1、饱和含水量—当土壤所有的孔隙都充满水时的土壤含水量，也称全持水量。
是确定水田灌水水量的依据。
2、田间持水量—土壤中悬着毛管水达到最大量时的土壤含水量。
高一生物吸水和失水知识点
高一生物吸水和失水知识点水是生命之源，对于生物来说，吸水和失水是一个非常重要的生理过程。
在高一生物学习中，了解吸水和失水的知识是十分必要的。
本文将介绍高一生物吸水和失水的相关知识点。
1. 吸水过程吸水是指生物从外界环境中摄取水分的过程。
一些生物可以通过不同的机制进行吸水，下面是几个常见的吸水方式：1.1 植物通过根系吸水植物通过根毛吸收土壤中的水分。
当土壤含水量较高时，根毛表面形成吸附层，通过渗透作用将水分吸入根毛内部。
然后水分会通过植物的细胞间隙传输到茎、叶等部位。
1.2 动物通过饮水吸水动物通过口腔、鼻腔等进食和饮水的过程摄取水分。
水分会在胃、肠等消化器官进行吸收，并通过循环系统分布到身体各个部位。
1.3 昆虫通过吸水器官吸水一些昆虫如蝴蝶、蜜蜂等会利用其吸水器官吸取水分。
吸水器官通常位于触角、足部或口器上，通过与水接触并吸附水分。
2. 失水过程失水是指生物体内水分流失的过程。
失水可能是正常的生理现象，也可能是异常情况下的损失。
以下是几个常见的失水方式：2.1 蒸腾作用导致植物失水植物通过气孔进行气体交换，同时也会随之失去水分。
气孔开放时，植物叶片表面的水分会被蒸发出去，这个过程被称为蒸腾作用。
2.2 动物通过呼吸和排尿失水动物通过呼吸将体内的水分以水蒸气的形式排出体外，这是正常的呼吸作用。
此外，动物还通过排尿将多余的水分排出体外。
2.3 昆虫通过蒸发失水昆虫体表具有角质层，可以减少水分的流失，但是它们仍然通过蒸发失去水分。
昆虫的体温较高，所以体内水分蒸发得更快。
3. 水分调节机制为了确保生物体能够正常的吸水和失水，生物体具备了一些水分调节的机制。
3.1 植物的根压和渗流植物根部具有根压作用，即根部细胞间的水分压力。
由于根压作用，水分可以通过根部细胞间隙流向整个植物体内。
此外，植物还依靠渗流，即水分从高浓度区域流向低浓度区域的过程，实现水分的吸运。
3.2 动物的饮水和尿液浓缩动物通过饮水和摄食来摄取水分。
土壤水分类型、吸水原理及循环过程
土壤水分类型、吸水原理及循环过程水是农业的关键因素，土壤水是土壤的重要组成部分之一，对土壤肥力和作物的生长发育具有重要影响。
因此，保护性耕作技术措施的运用，旨在调节和管理土壤水分状况，以促进作物的稳产、高产。
土壤吸水原理主要由土壤吸附力和毛管力两种作用组成。
土壤水分可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
其中，吸湿水是土壤吸附水气中水分子的能力，其数量取决于土壤的质地、腐殖质含量和空气湿度。
无效水则是吸湿水中不能被作物吸收利用的部分，其含量可通过烘干法进行测定。
在土壤水循环过程中，土壤的物理、化学和生物学性质都会受到影响。
因此，了解土壤水分类型和吸水原理，对于有效地控制、调节和管理土壤水分状况，以提高作物产量具有重要意义。
土壤中的水分存在着不同的状态，包括膜状水和毛管水。
膜状水是指土粒吸收完大气中的水分子后，仍然存在于土粒表面上的水分。
这种水分具有溶解养分的能力，并且可以缓慢地移动。
当根系与膜状水接触时，根系就可以吸收利用这部分可移动的膜状水。
而毛管水则是指超过最大分子持水量后，保留在土壤中的自由水。
毛管水存在于毛管孔隙中，靠毛管弯曲面力保存。
毛管水又可分为毛管悬着水和毛管上升水两种类型。
毛管悬着水是指保存在大小不同的毛管孔隙中，不与地下水相连接的水分。
田间持水量是土壤在自然条件下所能保持的最大水量，包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水的总和。
毛管悬着水是土壤中最宝贵的有效水，因为它的吸水力很低，很容易被作物根系吸收利用。
田间持水量是一个常数，可以根据作物和土壤的凋萎系数来计算。
在甘肃黄土高原地区，不同土壤的田间持水量变化在22.8%～26.8%之间。
表1-9 土壤质地与田间持水量（华北地区）以下为华北地区不同土壤质地的田间持水量、有效水量和调萎系数。
其中，有效水量指作物生长所需的水分量，调萎系数是指土壤干旱时，作物出现萎蔫的程度。
土壤质地田间持水量（重量%）有效水量（%）调萎系数（%）砂土 10~14 21~24 4~9砂壤土 3~4 4~9 12~20轻壤土 6~9 12~20 13~19中壤土 16~20 22~26 13~22重壤土 4~6 6~10 12~20粘土 10~16 26~28 13~17毛管上升水毛管上升水是指地下水沿着毛细管上升后保持在毛细管孔隙里的土壤水。
第七章 土壤水水分移动与循环
干土重为50克，吸湿水含量为2.5%，则干土重量为多少克?
3、用土水势研究土壤水的优点是什么?土壤水总是从含水
多的地方向含水少地方运动，这种说法正确否?为什么 ?
4、冻后聚墒和夜潮作用的机理是什么? 5、在农业生产上，一次灌足比分次灌好，为什么?
三水动力弥散机械弥散和扩散在土壤中都引起了溶质浓度的混合和分散而且微观流速不易测定弥散与扩散结果也不易区分所以在实际应用中常将两者联合起来称为水动力弥散dzdcdzdc三土壤溶质的动态特性一土壤溶液的总浓度二土壤溶液中的养分浓度三土壤溶液中其它元素浓度一般情况下主要元素的浓度为102104moll微量元素浓度则在106moll以下
H q Ks L
饱和流导水率
(Saturated hydraulic conductivity) 土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤 下层或横向运动的速度。 影响饱和导水率的因素 • 质地 水通量与孔隙半径
4次方呈正比。
•结构 土壤结皮对土壤饱和 导水率有显著的影响。
饱和导水率的特点
田间蒸腾和蒸发很难截 然分开，常合在一起，统称 蒸散ET。 (evapotranspiration)-一定时 间内一定面积上土壤蒸发和 植物蒸腾的总和。
土壤水分平衡简化式为
W=P+I-ET-D
二、土壤水分有效性
（一）土壤—植物—大气连续体 (Soil-plant-atmosphere continuum)
由水势引起水由土壤进入植物体，再向大气扩散的体系。
沙漠植物 在—200 ～—800 万帕时仍 能生存。
（二）土壤水的有效性
土壤水的有效性是指土壤水能否被植物吸收利 用及其难易程度。 不能被植物吸收利用的水称为无效水，能被 植物吸收利用的水称为有效水。 通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限， 当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含 水量， 称为萎蔫系数或萎蔫点。
土中水的运动规律
土中水的运动规律土中水的运动规律是指水在土壤中的流动和分布的规律。
土壤中的水分运动是一个复杂的过程，受到多个因素的影响，如土壤类型、土壤孔隙度、水力条件、根系活动以及气候等。
通过研究土中水的运动规律，可以更好地理解水分循环和地下水资源的形成与分布，对水文循环模型的建立和水资源管理具有重要意义。
1. 水分下渗规律土壤中的水分主要通过下渗进入深层土壤或地下水层。
下渗规律取决于土壤的孔隙度和渗透性，水分的下渗速率与土壤孔隙度呈正相关关系。
土壤孔隙度越高，水分下渗的速率越快。
此外，土壤质地也影响下渗规律，例如，砂土的渗透性较好，能够较快地将水分下渗到深层。
2. 土壤中水分的传导规律土壤中的毛细现象是水分在土壤中传导的重要机制之一。
毛细现象是由于土壤颗粒表面的毛细管作用引起的。
水分分子在土壤孔隙中通过毛细现象向上运动，这种运动规律被称为上升运动。
毛细现象的主要影响因素包括土壤颗粒间的间隔距离、土壤颗粒表面的湿度和土壤毛细管的直径。
3. 根系对土壤中水分的摄取规律植物根系是水分在土壤中运动的重要因素之一。
根系通过吸收土壤中的水分供给植物的生长和代谢所需。
根系的分布范围和活动水平会影响水分在土壤中的分布和运动规律。
在干旱季节，植物的根系会向深层土壤迁移，从而增加了土壤中水分的储存量。
4. 土壤中水分的蒸发规律土壤中的水分在受到外界环境的作用下会发生蒸发。
土壤中水分的蒸发过程可以通过温度、湿度和风速等因素来描述。
温度越高，湿度越低，风速越大，土壤中的水分蒸发越快。
此外，土壤表面的覆盖物（如植被）也会影响土壤中水分的蒸发规律，植被的存在可以减缓土壤中水分的蒸发速率。
5. 土壤中水分的径流规律当土壤中的水分超过其持水能力时，多余的水分会以径流的形式流出。
土壤中水分的径流规律受到降雨强度、土壤质地、土壤饱和度和土壤坡度等因素的影响。
降雨强度越大，土壤的饱和度越高，土壤中水分的径流量越大。
综上所述，土中水的运动规律受到多个因素的综合影响。
土中水的运动规律
土中水的运动规律土壤中的水分是一种重要的自然资源，它对植物生长和生态系统的维持起着至关重要的作用。
土壤中的水分运动规律是指水分在土壤中的流动和分布特征，了解土中水的运动规律对于合理地利用和管理水资源具有重要意义。
水分在土壤中的运动主要有三种形式：下渗、上升和水分的水平运动。
下面将对这三种形式进行详细解释。
首先，下渗是指在降雨或灌溉等外界输入水分的作用下，水分由土壤表面逐渐向下渗透的过程。
下渗的速率与土壤的性质密切相关，包括土壤的渗透性、含水量和坡度等。
渗透性较强的土壤能够较快地将水分吸收并向下渗透，而具有较低渗透性的土壤则会形成水分渗透的阻碍。
其次，上升是指土壤中的水分由根系吸力和毛细作用等因素的作用下，逆向运动向土壤表面移动的过程。
植物根系的吸力和土壤毛细作用是上升的主要驱动力，它们能够克服重力和土壤水分的阻力，使水分从较深层次向上运动，满足植物对水分的需求。
最后，水分的水平运动是指水分在土壤中沿着水势梯度从高水势区向低水势区移动的过程。
土壤水分的水势梯度是由土壤的物理结构和含水量分布所决定的，水分会沿着水势梯度向低水势移动。
水分的水平运动在土壤湿润和干燥的交界处较为明显，能够调节土壤中的水分分布，维持土壤的湿润程度。
影响土中水的运动规律的因素有很多，包括土壤类型、土壤质地、地形坡度、降雨量和植被状况等。
土壤类型和质地决定了土壤的渗透性和蓄水能力，影响了水分的下渗和水平运动；地形坡度对水分的下渗和水平运动有很大的影响，陡坡地的水分会迅速流失；降雨量的大小和分布影响了土壤中的水分储备和水分的下渗速率；植被状况能够通过根系吸力的作用促进水分的上升运动。
在实际生产和生活中，我们可以根据土中水的运动规律进行水资源的合理利用和管理。
例如，在农业生产中，我们可以根据土壤类型和质地选择合适的灌溉方式和灌溉量，以确保水分能够充分渗透到作物根区并被利用；在城市建设中，可以合理规划排水系统，避免水分的积聚和滞留，防止城市内涝的发生。
土壤水分类型及有效性
膜状 水
土粒
膜 状 水 示 意 图
膜状水
3、毛管水(capillary water) 毛管水是靠土壤 中毛管孔隙所产生的毛管引力所保持的 水分，称为毛管水。毛管水是土壤中最 宝贵的水分。
毛管水又可以分为两种类型。
● 毛管悬着水(capillary supporting water) 土体中与地 下水位无联系的毛管水称 毛管悬着水。
饱和导水率的特点
① 饱和率是常数
② 是土壤导水率的MAX ③ 主要取决于土壤的质地 和结构。 沙质土 > 壤质土 > 粘 质土
二、土壤非饱和流***
（unsaturted soil water flaw)
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度 和重力势梯度。它也可用达西定律来描述， 对一维垂向非饱和流，其表达式为：
● 土壤质地 土壤质地的影响主要是由土壤的 表面积和孔隙系统的性质引起的。
● 土壤结构 团聚体土壤孔隙度大，含水量高， 持水孔隙发达，故有效水分含量高。如团聚体发 育好的东北黑土。
● 有机质含量 有机质本身的持水量很大，更 能促进良好土壤结构的形成，所以多施有机质， 可以扩大有效水范围。
土壤质地对有效水范围的影响
d q K ( m ) dx
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
非饱和条件下土壤水流的数学表达 式与饱和条件下的类似，二者的区 别在于： • 饱和条件下的总水势梯度可用 差分形式，而非包和条件下则用微 分形式； • 饱和条件下的土壤导水率Ks对 特定土壤为一常数，而非饱和导水 率是土壤含水量或基质势（m）的 函数。
土壤水分形态类型及特点
土壤水分按其存在形态大致分为以下几种类型：
1.吸湿水：干燥的土壤颗粒借助表面的分子引力吸收大气中气态水
分子而保持在土粒表面的水分。
土壤空气湿度越大，土壤质地越教重，吸湿水含量越大。
2.膜状水：土壤水分达到最大吸湿量以后，土壤颗粒依靠剩余的分
子引力对液态水分子吸附。
并在吸湿水的外围形成一展两薄的水膜。
膜状水的性质与液态水相似，只是激滞性较南而无溶解性。
对植物部分有效。
3.毛管水：指存在于毛管孔隙中，由毛管力保持的水分。
毛管水对
植物生长是有效的，可以上下左右移动，不断满足植物对水的需求，同时还有溶解养分的能力，所以也有补给养分的作用。
4.重力水：土壤含水量达到田间持水量之后，超过的水分出于不能
被毛管力所保持，而受重力支配，沿着土壤大孔隙向下移动。
重力水能被植物吸收利用，但很快会渗透淋失，不能持续供给植物利用。
土壤水分移动与循环
第二节 土壤气态水运动
一、土面水分蒸发
土面水分蒸发（soil surface evaporation）：土壤水不断以 水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。 土面水分蒸发的形成及强度影响因素：大气蒸发能力、土 壤含水率的大小和分布。 土壤水分蒸发过程持续进行的三个前提条件：
①不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要； ②土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气； ③表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。
第三节土壤水循环、平衡及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
土壤水分循环：土壤水可补充地下水，同时在有植被的地块，根层周围
土壤水经作物根系吸收并由叶面蒸腾以及地面水分蒸发等途径回到大气中。
土壤水分平衡：对于一定面积和厚
度的土体，在一定时间内其土壤含水 量的变化应等于其来水项与去水项之 差，正值表示土壤储水增加，负值表 示减少。
土面水分蒸发过程
(一)大气蒸发力控制阶段 在蒸发的起始阶段，当地表含水率很高时，尽管含水率有 所变化，但地表处的水汽压仍维持或接近于饱和水汽压。 (二)表土蒸发强度随含水率变化的阶段
表土蒸发强度 保持稳定的阶段 表土蒸发强度随含 水率变化的阶段 土体内水汽扩散 阶段
(三)水汽扩散阶段 当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土 层。土壤水分在干土层下汽化，然后以水汽扩散的方式穿过干 土层而进入大气。
三、农田排水（P150-151）
第五节土壤中的溶质运移
一、溶质的对流运移
土壤中溶质对流：指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过 程。单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量称为溶质通 量，通过对流运移的称为溶质对流通量(Jc)。单位体积土壤水溶
液中所含有的溶质质量，称为溶质的浓度(c)。溶质的对流通量
土中水的运动规律
土中水的运动规律概述土中水的运动是地下水循环过程的重要组成部分，对于土壤水分的分布和地下水资源的利用有着重要的影响。
了解土中水的运动规律对于水资源的管理和环境保护具有重要的意义。
本文将深入探讨土中水的运动规律，包括水分在土壤中的渗透过程、水分的迁移与输送以及水分在土壤中的储存。
水分的渗透过程驱动力：毛细力和重力土壤中的水分向下渗透的过程主要受到两种驱动力的作用：毛细力和重力。
毛细力是由于土壤颗粒表面的毛细现象引起的，在细小土壤孔隙中，水分分子的作用力会使得水向上升或向下降。
重力是指因重力作用而使水分向下渗透。
孔隙度和土壤质地的影响水分的渗透过程受到土壤的孔隙度和质地的影响。
孔隙度是指土壤中的孔隙空间所占总体积的比例，决定了土壤的持水能力和透水性。
质地是指土壤中各种颗粒的相对含量和大小，影响土壤的孔隙结构和水分的渗透能力。
粘土质地的土壤孔隙较小，导致水分渗透速度较慢；砂质质地的土壤孔隙较大，使得水分能够较快地渗透。
饱和渗透和非饱和渗透水分的渗透过程可以分为饱和渗透和非饱和渗透。
饱和渗透发生在土壤中的孔隙充满水分的情况下，水分向下渗透的速度相对较快。
非饱和渗透则发生在土壤孔隙中既有空气又有水分的情况下，水分的渗透速度较慢。
在非饱和状态下，水分的渗透速度与土壤的毛细力有关。
渗透系数和渗透速率渗透系数是衡量土壤水分渗透能力的指标，表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的能力。
渗透速率则表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的实际速度。
渗透系数和渗透速率可以通过实验测定或数学模型进行估算。
水分的迁移与输送饱和带和不饱和带在地下水埋藏层中，饱和带是指地下水完全填充土壤孔隙的区域，不饱和带是指地下水面以下的土层中同时存在水和空气的区域。
饱和带和不饱和带之间存在一条分界线，称为水位面，水位面上方是不饱和带，下方是饱和带。
土中水在饱和带和不饱和带之间的迁移与输送过程受到土壤水分势差的驱动。
土壤水分势差土壤水分势差是指不同位置处土壤水分的能量差别，是土壤水分迁移与输送的主要驱动力。
土壤水分的四种形式
土壤水分的四种形式
土壤水分的四种形式包括：
1. 吸湿水：又称强结合水。
土壤颗粒对它的吸力很大，离颗粒表面很近的水分子，排列十分紧密，受到的吸引力相当于10000个大气压。
这一层水溶解盐类能力弱，－78℃时仍不冻结，具有固态水性质，不能流动，但可转化为气态水而移动。
2. 膜状水：又称弱结合水。
土粒对它的吸引力减弱，受吸力为31～6.25大气压，与液态水性质相似，能从薄膜较厚处向较薄处移动。
3. 毛管水：又称重力水。
依靠毛细管的吸引力被保持在土壤孔隙中的毛细管水。
所受的吸力为6.25～0.08大气压。
毛细管水可传递静水压力，被植物根系全部吸收。
4. 地下水：重力作用而移动的重力水，具一般液态水的性质。
除上层滞水外不易保持在土壤上层。
土壤水的增长、消退和动态变化与降水、蒸发、散发和径流有密切关系。
土壤中各种形态的水分并不是孤立存在的，而是相互联系和相互转化的。
了解土壤中不同形态的水分有助于更好地理解土壤的水分状况，对于农业生产和土地管理具有重要的意义。
土中水的运动规律
土中水的运动规律以土中水的运动规律为标题，我们来探讨一下土壤中水分的运动方式和规律。
土壤中的水分运动与土壤的物理性质、水分状况以及外部环境等有关，它对农田的灌溉和排水、水资源的利用和保护具有重要意义。
我们来讨论土壤中水分的来源。
土壤中的水分主要来自降水和地下水的补给，其中降水是土壤水分的主要补给来源。
雨水透过土壤表层，渗入土壤中形成入渗水，这部分水分被土壤颗粒吸附和保持，为土壤中的毛细水。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透，形成深层水。
我们来看土壤中水分的运动方式。
土壤中的水分主要有三种运动方式：入渗、上升和下渗。
入渗是指降水透过土壤表层，渗入土壤中的过程。
土壤的入渗性取决于土壤的质地、结构、含水量以及降雨的强度等因素。
质地较粗糙的土壤，如砂土，入渗速度较快；而质地较细腻的土壤，如黏土，入渗速度较慢。
此外，土壤的结构也对入渗有影响，土壤结构疏松的入渗性较好，而结构紧密的土壤入渗性较差。
上升是指土壤中的水分通过毛细力向上运动的过程。
土壤中的毛细水能够被土壤颗粒吸附和保持，形成毛细管系统。
当土壤中的毛细力大于重力时，水分就能够向上运动，这种现象称为毛细上升。
毛细上升对植物的根系吸收水分起到了重要的作用。
下渗是指土壤中的水分向下运动的过程。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透。
下渗速度取决于土壤的质地、结构、含水量以及渗透层的下边界等因素。
土壤质地较粗糙、结构疏松的下渗速度较快，而质地较细腻、结构紧密的下渗速度较慢。
我们来讨论土壤中水分的分布规律。
土壤中的水分分布主要取决于土壤的水分势差和地形。
水分势差是指土壤水分与周围环境之间的差异，它决定了水分的运动方向和速度。
一般情况下，水分势差大的地方水分运动较快，水分势差小的地方水分运动较慢。
地形对土壤中水分的分布也有一定的影响，比如山坡上部水分相对较多，容易形成积水，而山坡下部水分较少，容易出现干旱现象。
土壤水分传输过程机理
土壤水分传输过程机理土壤水分传输过程机理土壤水分传输过程机理是指土壤内水分的运动和传输机制。
土壤水分的运动和传输对于农业生产和生态环境起着重要的作用。
了解土壤水分传输过程机理，可以帮助我们更好地管理土壤水分，提高农作物的产量和质量。
土壤水分传输过程机理包括土壤水分的吸附、蒸发、渗透和输送等过程。
首先是土壤水分的吸附过程。
土壤颗粒表面有较大的比表面积，能吸附大量的水分。
土壤中的毛细管力使得水分能够被吸附在土壤颗粒表面，形成毛细管水和吸附水。
毛细管水是由于土壤颗粒间的毛细管力作用而产生的水分，吸附水是吸附在土壤颗粒表面的水分。
土壤中的毛细管力不仅能吸附水分，还可以保持土壤中的一定水分势，提供给植物根系吸收和利用。
其次是土壤水分的蒸发过程。
土壤中的水分受到太阳辐射和风力的影响，发生蒸发作用。
土壤表面的水分会被蒸发成水蒸气，从而减少土壤中的水分含量。
蒸发过程受到土壤水分含量、土壤温度、大气湿度和风速等因素的影响。
土壤表面的覆盖物、植物根系和植被的状况也会对蒸发过程产生一定的影响。
另外是土壤水分的渗透过程。
当土壤中的水分含量高于一定的饱和度时，土壤内部的水分会发生渗透作用。
渗透过程是指水分从高水势向低水势的方向传导的过程。
土壤中的水分势是由土壤颗粒间的毛细管力和土壤颗粒内部的压力力量共同决定的。
渗透过程除了受到土壤水分势差的影响外，还受到土壤的渗透性和渗透介质的影响。
最后是土壤水分的输送过程。
土壤中的水分可以通过根系的吸收和植物体的输送来实现。
植物根系通过根毛吸收土壤中的水分和养分，然后通过细胞的渗透压差和叶片的蒸腾作用将水分输送到植物的各个部分。
土壤水分的输送过程受到植物根系的分布、根毛的发育和植物的生理状况等因素的影响。
综上所述，土壤水分传输过程机理是土壤水分运动和传输的基本规律。
了解土壤水分传输过程机理，可以帮助我们更好地管理土壤水分，提高农作物的产量和质量。
同时，掌握土壤水分传输过程机理也对于水资源的高效利用和环境保护具有重要意义。
农田水分运动的基本原理
农田水分运动的基本原理农田水分运动的基本原理是指农田内水分在土壤中的垂直和水平方向上的运动规律。
农田水分运动是水分从高水势向低水势移动的过程，其主要受到土壤物理性质、植被、气候、施肥、灌溉等因素的影响。
一、土壤水分的来源和去向：1. 来源：土壤水分的主要来源是降雨水和灌溉水，其中降雨水是自然降水，而灌溉水是人工进行补给。
在降雨和灌溉时，水分进入土壤，经过一系列过程被土壤储存，形成土壤水分。
2. 去向：土壤中的水分主要有三个去向，即向下渗排出土壤、向上蒸发成为大气中的水蒸气、植物通过根系吸收水分。
二、土壤水分运动的机理：1. 土壤含水率和水势：土壤含水率指单位体积土壤中所含的水分量，其大小决定土壤含水量的多少。
水势是表示水分在土壤中自由运动能力的指标，高水势表示水分自由运动，低水势表示水分受到约束。
2. 土壤水分运动方式：土壤水分运动主要有三种方式，即重力下渗、毛管上升和根系吸收。
重力下渗是指地下水位高于土壤表面时，水分通过重力作用向下运动。
毛管上升是指土壤中细小毛细管的作用，使得水分由低水势区域向高水势区域运动。
根系吸收是指作物根系通过渗透作用和根压效应主动吸收土壤中的水分。
3. 影响土壤水分运动的因素：（1）土壤物理性质：土壤的质地、结构、密实度和通透性等因素对土壤水分的运动具有重要影响。
质地越粘土含量越高的土壤，其通透性较差，水分运动速度较慢。
（2）植被：植物的根系能够破坏土壤结构，增加土壤的通透能力，从而促进水分的运动。
植物的蒸腾作用可以形成较低的水势，在根系附近产生较高的水势，反过来推动土壤水分向植物根系输送。
（3）气候：气候因素，如降雨量、蒸发散和气温等，影响着土壤水分的供应和需求。
大气中的相对湿度、风力和辐射等对土壤水分的蒸发和蒸腾有一定影响。
（4）施肥和排水：适当的施肥可以提供植物生长所需的水分，并通过改变土壤质地、结构和通透性等，影响土壤水分的运动。
而排水系统的设计和经营管理可以调整土壤中的水分含量和水势分布，提高土壤水分运动的效率。
土中液态水的分类
土中液态水的分类
存在于土壤中的液态水常可分为吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水四种形态。
1.吸湿水
单位体积的土壤具有的土壤颗粒表面积很大，因而具有很强的吸附力，能将周围环境中的水汽分子吸附于自身表面，这种束缚在土粒表面的水分称为吸湿水。
当土粒周围的水汽饱和时，土壤吸湿水量很大，此时，相应的含水率称为最大吸湿量或吸湿系数。
2.薄膜水
薄膜水也称膜状水或松吸着水，具有较高的粘滞性，溶解能力较弱。
当吸湿水达到最大量后，土壤已无足够力量吸附空气活动力较强的水汽分子，只能吸持周围环境中处于液态的水分子。
由这种吸着力吸持的水分使吸湿水外面的水膜逐渐加厚，形成连续的水膜，故称为薄膜水。
3.毛管水
土壤颗粒间细小的孔隙可视为毛管，毛管中水气界面为一弯月面。
弯月面下的液态水因表面张力作用而承受吸持力，该力又
称毛管力，土壤中薄膜水达最大值后，多余的水分便由毛管力吸持在土壤的细小孔隙中，称为毛管水。
4.重力水
毛管力随着毛管直径的增大而减小，当土壤孔隙直径足够大时，毛管作用便十分微弱，习惯上称土壤中这种较大直径的孔隙为非毛管孔隙，若土壤的含水率超过了土壤的田间持水量，多余的水分不能为毛管力所吸持，在重力作用下将沿非毛管孔隙下渗，这部分土壤水分称为重力水。
当土壤中的孔隙全部为水所充满时，土壤的含水率称为饱和含水率或全蓄水量。
土壤水分类型吸水原理及循环过程
土壤水分类型、吸水原理及循环过程土壤水分类型、吸水原理及循环过程农谚说：“有收无收在于水，多收少收在于肥”。
水是农业的命脉。
土壤水是土壤的重要组成物质之一，也是土壤肥力的重要因素和作物所需水分的主要供给源。
土壤水数量和存在状态如何，不仅影响水分的运动和作物的吸水状况，而且决定着土壤的物理、化学和生物学性质，最终影响农作物的产量。
保护性耕作技术措施的运用，都是为了有效地控制、调节和管理土壤水分状况，使土壤水分随时处于最适宜于作物生长发育状态，以促进作物的稳产、高产。
一、土壤吸水原理及水分类型土壤能够保持水分，主要是由两种不同吸力的作用。
一种是土粒和水分子之间的吸附力简称土壤吸附力；另一种是水分和空气界面上的弯月面力，又称毛管力。
土壤所能够保持的水分称为土壤水分。
土壤水可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
吸湿水土壤依靠土粒与水分子之间很强的分子吸引力，把土壤空气或大气中的水分子吸收和固定在土粒表面成为一层很薄的水膜，称为吸湿水，土壤具有吸附水气中水分子的能力称为土壤的吸湿性。
在水气饱和的空气中，土壤吸湿水达到最大量称为最大吸湿量或最大吸湿系数。
土壤吸湿水量的大小，主要决定于土粒表面积大小、腐殖质含量多少和空气湿度的高低。
土壤质地越粘，腐殖质含水量越多、空气湿度越大，土壤的吸湿水含量就越高。
如表1-8显示，甘肃黄土高原土壤的吸湿系数变动于3.75%~6.5%之间[4]。
表1-8 土壤质地与吸湿水量的关系（华北平原）土壤质地胶泥粘土重壤土吸湿系数（%） 6.54 4.45 4.60 土壤质地轻壤土砂壤土细砂土吸湿系数（%） 3.00 1.40 0.034 吸湿水受土粒的分子引力作用非常大，可达数千、数万个大气压，因此水分子十分密集，具有固态水（冰）的性质，以致于没有溶解其它物质的能力，所以也不能被作物吸收利用，称这为无效水。
无效水的数量，可以用烘干法进行测定，即在105~110℃下连续烘干数小时，让吸湿水全部汽化散失，其失去的重量占烘干土重的百分数就是吸湿水含量。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
土壤水分类型、吸水原理及循环过程农谚说：“有收无收在于水，多收少收在于肥”。
水是农业的命脉。
土壤水是土壤的重要组成物质之一，也是土壤肥力的重要因素和作物所需水分的主要供给源。
土壤水数量和存在状态如何，不仅影响水分的运动和作物的吸水状况，而且决定着土壤的物理、化学和生物学性质，最终影响农作物的产量。
保护性耕作技术措施的运用，都是为了有效地控制、调节和管理土壤水分状况，使土壤水分随时处于最适宜于作物生长发育状态，以促进作物的稳产、高产。
一、土壤吸水原理及水分类型土壤能够保持水分，主要是由两种不同吸力的作用。
一种是土粒和水分子之间的吸附力简称土壤吸附力；另一种是水分和空气界面上的弯月面力，又称毛管力。
土壤所能够保持的水分称为土壤水分。
土壤水可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
吸湿水土壤依靠土粒与水分子之间很强的分子吸引力，把土壤空气或大气中的水分子吸收和固定在土粒表面成为一层很薄的水膜，称为吸湿水，土壤具有吸附水气中水分子的能力称为土壤的吸湿性。
在水气饱和的空气中，土壤吸湿水达到最大量称为最大吸湿量或最大吸湿系数。
土壤吸湿水量的大小，主要决定于土粒表面积大小、腐殖质含量多少和空气湿度的高低。
土壤质地越粘，腐殖质含水量越多、空气湿度越大，土壤的吸湿水含量就越高。
如表1-8显示，甘肃黄土高原土壤的吸湿系数变动于3.75%~6.5%之间[4]。
表1-8 土壤质地与吸湿水量的关系（华北平原）吸湿水受土粒的分子引力作用非常大，可达数千、数万个大气压，因此水分子十分密集，具有固态水（冰）的性质，以致于没有溶解其它物质的能力，所以也不能被作物吸收利用，称这为无效水。
无效水的数量，可以用烘干法进行测定，即在105~110℃下连续烘干数小时，让吸湿水全部汽化散失，其失去的重量占烘干土重的百分数就是吸湿水含量。
吸湿水对作物来说虽然属于无效水，但在土壤分析中，常常需要测定风干土的吸湿水含量，以便求出被测土样的烘干土重量，为计真其它测定数据提供基础。
膜状水土粒吸收完大气里的水分子达到最大量之后，实际上还剩余有较多的分子引力和静电引力，土粒靠这两种引力，可以吸收液体状态的水分，以加厚土粒外层的水膜，这种水分称为膜状水。
土壤保持膜状水的力量较弱，土水吸力大约在3.1~6.3个大气压之间，所以膜状水的性质基本上与一般液态水相似，也就是说它具有溶解养分的解力，并且能够缓慢地移动（每小时移动动0.2~0.4mm）。
当根系和膜状水接触时，这部分能移动的膜状水就可以被根系吸收利用。
当膜状水含量达到最大值时，这时的土壤含水量称为最大分子持水量。
毛管水当土壤含水量超过最大分子持水量之后，保持在土壤中的水分就不再受土粒的影响了，因此将这部分土壤水称为自由水。
毛管水，就是靠毛管孔隙（直径0.06~0.002mm）的毛管弯水面力，保存在毛管孔隙中的土壤水。
细孔隙的毛管弯月面力大（6.25个大气压以下），大孔隙中的毛管弯月面力小（0.1大气以上），当小孔隙和大孔隙中的弯月面力全部用完之后，即大小毛管孔隙全部充满自由水之后，这时候的土壤含水量称为毛管持水量或毛管蓄水量。
毛管水因其存在状态不同，又可分为毛管悬着水和毛管上升水两种类型。
毛管悬着水在北方旱地农业区内，一般旱地的地下水位很深，土壤水的来源主要依靠自然降水或灌溉，这些水分进入土壤之后，一部分水分在重力作用下向下渗透，另一部分水分在毛管弯月面力作用下面被保留在大小不同的毛管孔管孔隙中，这部分保存在毛管孔隙中的土壤水称为毛管悬着水。
毛管悬着水的主要持点是不与地下水相连接，从土壤部面上看，它只高高地悬挂在土壤剖面的上部，所以叫做“悬着水”。
土壤里所保持的最大毛管悬着水量称为田间持水量。
田间持水量包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水的总和。
田间持水量是不受地下水影响的土壤在自然条件下所能保持的最大水量。
这时，土壤的吸水力很低，只有0.1~0.3个大气压，很容易被作物根系吸收利用，所以毛管水是土壤里最宝贵的有效水，同一种质地的土壤，其田间持水量基本上是相同的（见表1-9），是一个常数。
如果测定出某一种作物和某一种质地土壤的凋萎系数（作物产生永久萎蔫时的含水量），即可计算出土壤的最大有效水量，同时还可以判断此时是否需要灌溉和确定灌溉定额。
甘肃黄土高原地区各种土壤的凋萎湿度变化在6.17%～7.42%之间，田间持水量变化在22.8%～26.8%之间[4]。
表1-9 土壤质地与田间持水量（华北地区）毛管上升水毛管上升水是指地下水沿着毛细管上升后而保持在毛细管孔隙里的土壤水。
毛管上升水只在地下水位较高的低洼地区才存在，由于毛管上升水是与地下相连接的，受地下水的顶托，所以在接近地下水位处的部分通气孔隙也可以充满水，其毛管持（蓄）水量比田间持水量数值大。
毛管上升水达到最大数量时的土壤含水量称为土壤的季节性管持水量或毛管蓄水量，它是吸湿、膜状水和毛管上升水的总和。
在毛管水特别多的耕作层里，水分常常沿着毛细管上升到地面蒸发损失，尤其是春旱季节更为严重。
在农业生产上，为了防止毛管水的蒸发而引起表土干旱和返盐等现象出现，常采用浅耙、表土覆盖作物茎秆或用塑料薄膜等措施来切断毛细管，以达到保存耕层水分的目的。
重力水当土壤中的水分超过田间持水量之后，多余的水分就会受重力的作用，沿着土壤中的大孔隙（直径大于0.06mm）向下移动。
这种在大孔隙中受重力支配的土壤水称为重力水。
当土壤大孔隙中全部充满重力水时的土壤含水量称为土壤全蓄水量，或称土壤饱和含水量，或称土壤最大持水量。
在水稻田里，水稻可以利用这种重力水，但在旱地里，如果长期滞留重力水的话，会使土壤通气不良，造成根系缺氧而导致作物烂根。
因此在旱地里重力水是一种多余的水分，隔年进行间隔深松，破坏犁底层，其目的之一就是防止耕作层内长期滞留重力水。
二、土壤含水量土壤能够保持水分的数量称为土壤持水量。
土壤持水量常用绝对含水率和相对含水率等方法表示。
×100%绝对含水量是指在一定重量或一定容积的土壤中所含水分数量的多少，常用的表示方法有：a ．重量含水率是指干土壤含水的克数，即土壤样品在105~110℃下烘干至恒重时，所失去的水分重量占烘干土重的百分数，计算公式为：重量含水率（%）=例如已知湿土重 = 98g ，烘干土重 = 81g ，这时土壤含水率（%）= 也就说明：100g 干土里含有21g 水分。
b ．容积含水率是指土壤水的体积占单位体积土壤的百分数。
容积含水率（%）= 土壤水分所占的容积，一般是用计算方法获得，计算公式为：容积含水率（%）= 重量含水量（%）× 土壤容量土壤容重，是单位体积土体的干重（g/ cm 3）。
例如，用体积为100 cm 3的容重取土器取得耕层的土样，经烘干后，测得干土重量为125g ，则耕层土壤容重为1.25g/cm 3。
上例中土壤水的容积含水率(%) = 21%×1.25(g/cm 3) = 26.25(%)也就是说，这时土壤水分占据土壤孔隙容积的26.25%。
但土壤总孔隙度一般也是通过土壤比重（一般土壤比重为2.65）和土壤容重来计算出来的，即：土壤总孔隙度（%）= 上例的土壤孔隙度 = 100 —土壤空气孔隙度（%）= 总孔隙度 — 容积含水率上例的土壤空气孔隙度（%）= 52.83% — 26.25% = 20.92%一般具有良好结构的土壤，其总孔隙度在55%~56%之间，土壤水分容积和空气容积可以在15%~35%之间变化。
相对含水量是指某一时期的土壤重量含水量与该土壤的田间持水量的比值。
它可以作为判断农田土壤干旱的指标，供耕耙播种或灌溉作业作参考。
土壤相对含水量（%）=例如已知某种土壤的田间持水量为26%，现在测得播种时的土壤含水量（重量）为21%，向土壤相对含水量是多少？此时土壤是否干旱？适不适宜播种？土壤相对含水量（%）=×100% = 80.76(%)土壤干旱，是指土壤水分由田间持水量降低到明显影响作物生长发育和产量的含水量，一般以土壤含水量相当于田间持水量的60%时，作为开始限制作物正常生长发育的干旱界限。
土壤微旱的指标是土壤含水量处于田间持水量的50%～60%；土壤中旱时，土壤相对含水量处于40%～50%之间；相应的，相对含水量为35%～40%时为大旱，相对含水量小于35%时为特大干旱。
由此可见，上述某种土壤的相对含水量为80.76%时是适宜于播种的。
（三）田间持水量田间持水量，是指不受地下水影响的土壤，当排尽重力水之后，靠土粒的分子引力、静电引力和毛管弯月面力所能保持的水分最大值。
这时土壤的吸水力为0.5个大气压，而一般农作物对水的吸力，大体在7~30个气压之间，并且以15个大气压作为农作物能否吸到水的界限。
也就是说，当土壤的吸水力大于15个大气压（萎蔫系数）的那一部分水分，是不能被作物吸收利用的无效水；而土壤的吸水力小于15个大气压的那一部分水分（从凋蔫系数至田间持水量），是可以被作物吸收利用的有效水。
田间持水量是旱地土壤有效水的上限值，而萎蔫系数（约相当于最大吸湿量的1.5～2倍）是土壤有效水的下限。
所以旱地土壤中有效水的范围是在田间持水至萎蔫系数的水分。
即：旱地土壤的最大有效水量 = 田间持水量（%）— 萎蔫系数（%）从表1-9可以看出，不同土壤因其质地不同，田间持水量和萎蔫系数是不一样的。
因此两种质地不同的土壤，当测得的含水量相同时（上例 = 21%时），其有效水的含量也是不同的。
此时，在砂壤土中有效水可达16%，而在粘土中，有效水仅为4%～9%左右。
（四）蓄水量与全蓄水量土壤蓄水量是指一定厚度的土层内含水的总量。
有两种表示含水总量的方法，一种是用水层厚度来表示，单位是mm；一种是用水的容积表示，单位是m3/亩。
土壤蓄水量是通过计算求得的。
a．用水层厚度（mm）表示的土壤蓄水量土壤蓄水量（mm）= 土层厚度（mm）× 容积含水量%= 土层厚度（mm）× 容重× 重量含水量% 例如：前例测得0.5m土层内的容重为1.25g/cm3，重量含水量为21%，问该土层内现有的蓄水量是多少？土壤蓄水量（mm）=（0.5×1000）× 1.25 × 21% = 131.25mm这种用水层厚度来表示的蓄水量方法，也就是将土壤水全部抽出来平铺在地表上，构成一层水层，然后量出这层水的厚度，这样就可以直接与降雨量、蒸发量等数值相比较。
b．用（m3/亩）表示的土壤容积蓄水量容积蓄水量（m3/亩）=亩面积（m2）× 被测土层厚度（m）× 重量含水量% × 土壤容重用上例数据算出：容积蓄水量(m3/亩) = 666.7m2 × 0.5m × 21% × 1.25 = 7.4亩（注：1亩= 666.7m2）容积蓄水量，是估算灌溉水量常用的方法。